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D.B.T./I.N.S.U. n° 515. Note remise le 22 octobre 1992, acceptée le 15 novembre 1992. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] E. BUSENBERG et C. V. CLEMENCY, Geochim. Cosmochim. Acta, 40, 1976, p. 41-49. [2] G. R. HOLDREN et R. A. BERNER, Geochim. Cosmochim. Acta, 43, 1979, p. 1161-1171. [3] R. WOLLAST et L. CHOU, in A. LEMMA et M. MEYBECK éd., Physical and Chemical Weathering in Geochemical Cycles: 11-32, 1988, Kluwer Academic Publishers, Dordrecht. [4] H. PAUWELS, P. ZUDDAS et G. MICHARD, Chemical Geology, 78, 1989, p. 255-267. [5] P. ZUDDAS, Thèse, Université de Paris-VII, 1991. [6] G. MICHARD, C. R. Acad. Sci.
de Paris-VII, 1991. [6] G. MICHARD, C. R. Acad. Sci. Paris, 295, série II, 1982, p. 451-454. [7] G. MICHARD, in H. C. HELGESON éd., NATO ASI, Série C, n° 218, 1987, p. 323-353. H. I. et G. M. : Laboratoire de Géochimie des Eaux, Université de Paris-VII, 2, place Jussieu, 75251 Paris Cedex 05; B. D. U.M.R. n 39, C.N.E.S./G.R.G.S., 18, avenue Édouard-Belin, 31055 Toulouse Cedex. EXPLICATIONS DE LA PLANCHE Fig. 2. 41K en fonction de 39K (P précipitation, D dissolution et E : échange d'ion). Fig. 2. — 41 K versus 39K (P: precipitation, D: dissolution and E:
41 K versus 39K (P: precipitation, D: dissolution and E: ion exchange). Fig. 3. — Haut : rapport isotopique 39K/41K en fonction de la racine carrée du temps. Bas : concentration de potassium en fonction de la racine carrée du temps (jours). Fig. 3. — Up:39 K/41 K isotopic ratio versus square root of time. Low: Potassium concentration versus square root of time (days). Fig. 4. Concentration de rubidium en fonction de la concentration de potassium : 1, 0,8 et 0,5 sont les différents coefficients de partage apparent considérés dans le modèle. Fig. 4. — Rubidium concentration versus potassium concentration:
le modèle. Fig. 4. — Rubidium concentration versus potassium concentration: 1, 0.8 and 0.5 are different apparent partition coefficients considered in the simulation. Le fer transporté en solution a reprécipité dans des bassins fluviatiles proches où il a formé des dépôts limonitiques, dont les teneurs très faibles en or sont liées aux seuls éléments clastiques de chapeaux de fer. Climatic and geomorphological controls on the gold concentrations of the Rio Tinto gossans (Huelva Province, Spain) Abstract — The conditions in which the Rio Tinto gold-bearing gossans formed, are described. A phase of erosion, probably during the Late Miocene, produced a
phase of erosion, probably during the Late Miocene, produced a lowering of the water table, resulting in oxidation of the sulphide mineralization. Contemporaneously, in this new morphology under a pluvial climate, intense circulation of meteoric water caused a partial leaching of the iron and an economic concentration of residual gold in the gossan. The leached and transported iron reprecipitated in nearby river basins to form limonitic deposits in which the very small amounts of gold are associated only with clastic gossan elements. Abridged English Version — In order to identify the factors controlling the supergene enrichment of gold in the
the factors controlling the supergene enrichment of gold in the Rio Tinto gossans (101 t Au), B.R.G.M. undertook a microtextural study in collaboration with Rio Tinto Minera S.A. This project formed part of a programme jointly financed by the C.E.C. GEOLOGICAL SETTING. — Located in an anticline near the eastern end of the South Iberian Pyrite Belt, the Rio Tinto ore deposits consist of lenticular massive-sulphide bodies linked to their feeder stockworks (5 to 8) (Fig. 1 A). Weathering (undated) of these deposits gave rise to gossans with vertical thicknesses of as much as 70 m (1, 9, 10, 11)
of as much as 70 m (1, 9, 10, 11) (Fig. 1 B), and to sedimentary limonite deposits, outliers of which crop out downstream to the south of the Rio Tinto anticline; the sedimentary limonite, whose surface has been deeply eroded by recent weathering (12, 13), has been assigned to the Late Miocene. The gossans, actively mined for gold, contain Au grades of 1.8 to 2.5 g/t (the protore of the massive sulphides assaying 0.3 to 0.5 g/t Au), whereas the sedimentary limonite is practically devoid of gold beyond a mechanical dispersion aureole around the gossans (1). MICRO-TEXTURAL STUDY OF
mechanical dispersion aureole around the gossans (1). MICRO-TEXTURAL STUDY OF THE GOSSANS AND THE SEDIMENTARY LIMONITE. — The Rio Tinto gossans are enriched in supergene barite (Fig. 2 A, B) and show a micro-karstic system with pores partially filled by limonite-cemented microclasts (Fig. 2 C). Many of the gossan samples studied are, in fact, iron-oxide precipitates (Fig. 2 D), in places brecciated, reworked and redeposited in a similar, more recent sediment (Fig. 2 E), i.e. solution transport and precipitation of the iron through the oxidation zone. The sedimentary limonite is composed (Fig. 2 F) of layered precipitates of initially colloidal
composed (Fig. 2 F) of layered precipitates of initially colloidal iron oxides with included clastic components; the bedding of the clastic material indicates sudden discharges into the basins that received the ferruginous solutions emanating from the oxidation zone. Discrete indications of an old pedogenesis have been observed in the sedimentary limonite and at the top of the gossans (Fig. 2 G). RECONSTRUCTING THE SUPERGENE PROCESSES. CONCLUSION. — The Rio Tinto deposit shows elements of an old supergene geochemical system: the parent sulphides and their residual (gossans) and remobilized (sedimentary limonite) supergene weathering products. Intense micro-karstic circulation, indications of pedogenesis and
supergene weathering products. Intense micro-karstic circulation, indications of pedogenesis and discharge of gossan fragments into the river basin where the remobilized iron was precipitated at the same time, indicate both a rapid lowering of the water table and a phase of erosion under a warm and wet climate. Indirect dating of the gossans can be provided by the sedimentary limonite, which is assigned to the Late Miocene (12, 13). The intense erosion known to have occurred during the Messinian (14) under a warm temperature Mediterranean-type climate with brief and violent seasonal rainfall (15), would be compatible with the model that
seasonal rainfall (15), would be compatible with the model that arises out of our study. The almost total absence of gold in the precipitated sedimentary limonite indicates that this metal was retained in the original envelope of the orebody, with volume reduction of the sulphides due to leaching giving rise to relative enrichment in residual gold. I. INTRODUCTION. — Les chapeaux de fer de Rio Tinto constituent l'une des plus importantes sources européennes d'or, avec des réserves estimées, en 1984, à 100 Mt de minerai contenant environ 101 t Au et 5700 t Ag (1). Afin d'identifier les facteurs qui
et 5700 t Ag (1). Afin d'identifier les facteurs qui contrôlent une telle concentration supergène de l'or, une étude micro-texturale des chapeaux de fer a été entreprise par le B.R.G.M., en collaboration avec Rio Tinto Minera S.A., dans le cadre d'un programme co-financé par la Commission des Communautés Européennes (DG. XII, contrat MA 2 M-CT 90-0029). II. CADRE GÉOLOGIQUE ET DONNÉES ANTÉRIEURES. — Dans la ceinture pyriteuse sud-ibérique, les amas sulfurés liés au volcanisme sont intercalés dans des formations volcanosédimentaires datées du Carbonifère et plissées lors de l'orogenèse hercynienne (2, 3, 4). Situés vers l'extrémité est de cette ceinture, dans
3, 4). Situés vers l'extrémité est de cette ceinture, dans une structure anticlinale orientée N 100°E, les amas de Rio Tinto sont formés de sulfures massifs lenticulaires reliés à leurs zones d'alimentation, les « stockwerks » (5 à 8) (fig. 1 A). L'altération supergène des minéralisations de Rio Tinto, non encore datée, a conduit à la formation de chapeaux de fer aurifères atteignant des puissances verticales de 70 m (1, 9, 10, 11) (fig. 1 B). Ces chapeaux de fer comprennent les produits d'altération in situ des sulfures (corps massifs et « stockwerks ») et la partie intensément ferruginisée de
et « stockwerks ») et la partie intensément ferruginisée de l'encaissant. De plus, en aval sud du relief que forme l'anticlinal de Rio Tinto, affleurent plusieurs témoins de limonite sédimentaire (« gossan transportado »), attribués au Miocène supérieur et fortement entamés par l'érosion récente (12, 13). Le plus important de ces témoins (Alto de la Mesa) forme une bande kilométrique, matérialisant un ancien bassin fluviatile aligné sur la « faille Eduardo », qui recoupe l'anticlinal de Rio Tinto (fig. 1 A). Les chapeaux de fer sont activement exploités pour l'or, à des teneurs de 1,8 à 2,5 g/t (le protore
à des teneurs de 1,8 à 2,5 g/t (le protore de sulfures massifs titre 0,3 à 0,5 g/t Au); la formation limonitique sédimentaire est pratiquement dépourvue d'or au-delà d'une auréole de dispersion mécanique autour des chapeaux de fer en place [1]. Fig. 1. 7 A. Carte géologique de l'anticlinal de Rio Tinto [8]. B) Coupe schématique montrant l'altération supergène des minéralisations du Cerro Colorado [1]. 1 : Schistes du Culm; 2 : Série de transition; 3 : Complexe acide; 4 : Horizon sédimentaire et pyroclastique; 5 : Complexe basique; 6 : Sulfures massifs; 7 à 12 : Chapeaux de fer,
: Sulfures massifs; 7 à 12 : Chapeaux de fer, 7 : autochtone sur sulfures massifs; 8 : zone de transition, fortes teneurs en Cu-Ag-Au; 9 : zone basale, teneurs fortes en Ag-Au, faibles en Cu; 10 : autochtone sur « stockwerk »; 11 : ferruginaisation de l'encaissant; 12 : sédiment limonitique; 13 : limite de l'altération supergène; 14 : Scories antiques, 15 : Déblais miniers. Fig. 1. A. Geological map of the Rio Tinto anticline [8]; B. Schematic section showing the supergene weathering of the Cerro Colorado mineralization [1]. 1: Culm schist; 2: Transition series; 3: Silicic complex; 4:
1: Culm schist; 2: Transition series; 3: Silicic complex; 4: Sedimentary and pyroclastic horizon; 5: Basic complex; 6: Massive sulphides; 7 to 12: Gossans; 7: Autochthon on massive sulphides; 8: Transition zone, high Cu-Ag-Au grades; 9: Basal zone, high Ag-Au grades; 10: Autochthon on stockwork; 11: Ferruginization of the country rock; 12: Limonitic sediment; 13: Limit of weathering; 14: Old scoria; 15: Mine waste. Une étude micro-texturale des chapeaux de fer en place et de la formation limonitique sédimentaire permet de reconstituer les conditions de leur formation et la dynamique d'ensemble du système d'altération. III. RÉSULTATS DE L'ÉTUDE MICRO-TEXTURALE DES
d'ensemble du système d'altération. III. RÉSULTATS DE L'ÉTUDE MICRO-TEXTURALE DES CHAPEAUX DE FER ET DE LA FORMATION LIMONITIQUE SÉDIMENTAIRE. — 1) Tous les chapeaux de fer de Rio Tinto, à l'exclusion de la formation limonitique sédimentaire, sont enrichis en barytine supergène (fig. 2 A, B), le baryum provenant vraisemblablement des silicates de l'encaissant. 2) Dans les minerais oxydés, les pores sont partiellement remplis de sédiments microclastiques cimentés par de la limonite (fig. 2 C). Ces dépôts témoignent donc de circulations d'eaux météoriques dans un système micro-karstique qui se développait dans les corps sulfurés en voie d'oxydation. 3) De nombreux échantillons,
les corps sulfurés en voie d'oxydation. 3) De nombreux échantillons, pourtant prélevés dans les zones de chapeaux de fer en place, représentent en réalité des sédiments chimiques d'oxydes de fer (fig. 2 D), parfois bréchifiés, remaniés et repris dans un sédiment analogue plus récent (fig. 2E). Ces sédiments témoignent de transports du fer en solution à travers la masse de la zone d'oxydation et de précipitations concomitantes; leur bréchification peut être attribuée à des tassements répétitifs qui se produisaient tout au long de la réduction volumique du corps sulfuré en voie d'oxydation. 4) La formation limonitique sédimentaire est constituée de
voie d'oxydation. 4) La formation limonitique sédimentaire est constituée de précipités chimiques stratifiés d'oxydes de fer initialement colloïdaux (fig. 2 F), dans lesquels sont inclus des éléments clastiques : roches stériles, quelques débris végétaux limonitisés et, à proximité du corps minéralisé, fragments de chapeau de fer. Les stratifications des matériaux clastiques témoignent de décharges brutales qui s'épanchaient dans le bassin, réceptacle ultime des solutions ferrugineuses émanant de la zone d'oxydation. 5) Quelques échantillons ont livré de discrets indices d'une pédogenèse ancienne : dans la formation limonitique sédimentaire, il s'agit de corrosion occasionnelle de quartz détritique, parfois déchaussé de sa matrice
corrosion occasionnelle de quartz détritique, parfois déchaussé de sa matrice limonitique; au sommet du chapeau de fer en place, on observe des micro-concrétions manganésifères pédogénétiques (fig. 2 G) alignés sur des fissures ouvertes contenant des cristaux de barytine. IV. ESSAI DE RECONSTITUTION DES PROCESSUS SUPERGÈNES. CONCLUSION. — Le gisement de Rio Tinto présente l'ensemble des éléments d'un système géochimique supergène ancien, ayant engendré un enrichissement exploitable d'or résiduel dans le minerai oxydé : les corps sulfurés parentaux et les produits résiduels de leur altération supergène in situ (gossans massifs); les produits de remobilisation, reprécipités au sein des chapeaux de fer
produits de remobilisation, reprécipités au sein des chapeaux de fer ou exportés et sédimentés en aval (limonite sédimentaire). 2) Les intenses circulations micro-karstiques dans les corps sulfurés en voie d'oxydation (cf § III. 2,3) témoignent à la fois d'un abaissement rapide de la nappe phréatique et d'un climat pluvieux, chaud à en juger par les quelques indices pédogénétiques (cf § III. 5). Le rajeunissement du profil supergène peut donc être attribué à une phase d'érosion. Cette hypothèse est confirmée par les décharges de fragments de chapeaux de fer qui, au pied du relief minéralisé, se déversaient dans un bassin fluviatile
pied du relief minéralisé, se déversaient dans un bassin fluviatile où précipitait simultanément le fer remobilisé. 3) Les chapeaux de fer de Rio Tinto sont nécessairement antérieurs à l'érosion récente, puisque celle-ci a profondément entamé la formation de limonite sédimentaire qui leur est génétiquement liée. Une datation indirecte des chapeaux de fer peut être fournie, soit par celle de la limonite sédimentaire, soit par celle du paléorelief qui lui est sous-jacent (contemporain de l'érosion ayant accompagné l'oxydation). La macroflore livrée par la limonite sédimentaire fut attribuée au Miocène supérieur ([12], [13]). Ceci est conforté par l'existence d'une intense érosion au
[13]). Ceci est conforté par l'existence d'une intense érosion au Messinien, suite à une baisse du niveau marin en Méditerranée et en Atlantique [14]. Le climat à cette époque était de type méditerranéen tempéré chaud, à précipitations saisonnières brèves et violentes [15]. Le schéma ainsi obtenu est proche de celui qui ressort de notre étude. 4) Ce contexte climatique et géomorphologique était propice au lessivage partiel du fer remobilisé au moment de l'oxydation de la pyrite, entraînant ainsi une réduction volumique du minerai oxydé en place. Or, une quasi-absence d'or dans les précipités chimiques de la formation limonitique sédimentaire (du
dans les précipités chimiques de la formation limonitique sédimentaire (du moins en dehors de l'auréole de dispersion mécanique des fragments de chapeau de fer) rend peu vraisemblable un transport chimique ou micro-particulaire notable de l'or sur de grandes distances. Par conséquent, l'or devait être retenu dans l'enveloppe initiale du corps minéralisé, la réduction volumique par lessivage supergène contrôlant ainsi l'enrichissement relatif en or résiduel. Note remise le 16 août 1992, acceptée le 20 novembre 1992. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] F. GARCIA PALOMERO, J. L. BEDIA FERNANDEZ, M. GARCIA MAGARINO et E. J. SIDES, Bol. Geol. Min. Esp., 97-5, 1986, p. 622-642.
J. SIDES, Bol. Geol. Min. Esp., 97-5, 1986, p. 622-642. [2] G. K. STRAUSS, Mem. Inst. Geol. Min. Esp., 77, 1970, 266 p. [3] L. J. G. SCHERMERHORN, Bol. Geol. Min. Esp., 82, 1971, p. 238-268. [4] G. K. STRAUSS et J. MADEL, Geol. Rund., 63, 1974, p. 191-211. [5] F. GARCIA PALOMERO, Stud. geol. Salamanca, VIII, 1974, p. 93-124. [6] D. WILLIAMS, R. L. STANTON et F. RAMBAUD PEREZ, Inst. Min. Metal. Trans., B, 84. 1975. p. B73-B82. [7] F. GARCIA PALOMERO, Inst. Estud. Onubenses « Padre Marchena », Excma. Diputacion Provincial de Huelva, 1980, 264 p. [8] F.
Excma. Diputacion Provincial de Huelva, 1980, 264 p. [8] F. GARCIA PALOMERO, in Sulphide deposits, Their origin and processing, Inst. Min. Métal., 1990, p. 17-35. [9] J. L. AMOROS, R. LUNAR et P. TAVIRA, Miner. Depos., 16, 2, 1981, p. 205-213. [10] E. MARTIN GONZALEZ, Thèse, Madrid, 1981, 238 p. [11] C. NUNEZ, A. ROCA et F. ESPIELL, Trans. Inst. Min. Metal., C, 96, 1987, p. C 171. [12] ITGE, Mapa geologico de España, 1/50000, Nerva, n° 938-10-38, 1982, p. 18. [13] J. A. PHILLIPS, Quart. Jour. Geol. Soc., 27, London, 1881. [14] B. U. HAQ, J. HARDENBOL et P.
London, 1881. [14] B. U. HAQ, J. HARDENBOL et P. R. VAIL, In Sea-level change, an integrated approach, C. WILGUS et coll. éd., Soc. Econ. Paleontol. Mineral., Spec. Publ., 42, 1988, p. 71-108. [15] J. M. ROUCHY, Bull. Centre Rech. Explor. Elf-Aquitaine, 4, 1, p. 511-545. A. K., X. L., J. M. L. et N. L. B. R. G. M., B.P. n° 6009, 45060 Orléans Cedex 2; F. G. P. et F. S. Rio Tinto Minera S.A., Mines de Rio Tinto, Huelva, Espagne. Métallogénie/Ore deposits Minéraux alluvionnaires du groupe du platine en Nouvelle-Calédonie Thierry AUGÉ Résumé — Des minéraux du
platine en Nouvelle-Calédonie Thierry AUGÉ Résumé — Des minéraux du groupe du platine (MGP) ont été trouvés dans deux prélèvements de sédiments issus de la nappe ophiolitique de Nouvelle-Calédonie; l'un est un concentré alluvionnaire réalisé dans le massif de Tiébaghi, l'autre est un sable de plage de la côte Est. Les MGP les plus fréquents sont des alliages Pt-Fe dont la taille varie de 20 à 150 gm; ils sont soit subautomorphes, soit très aplatis. On trouve également des alliages Os-Ir atteignant 0,5 mm, qui englobent des cristaux de chromite et, dans ces mêmes échantillons, des grains d'or. La présence
et, dans ces mêmes échantillons, des grains d'or. La présence de minéraux porteurs de platine est inhabituelle dans ce type d'environnement et leur source n'a pas été reconnue. Par contre, les alliages Os-Ir dérivent probablement des chromitites. Alluvial platinum-group minerals from New Caledonia Abstract — Platinum-group minerals (PGM) have been found in two samples derived from the ophiolitic nappe in New Caledonia. One is a stream sediment concentrate collected from the Tiébaghi Massif, the other is a beach sand collected from the East Coast. PGM consist of (1) Pt-Fe alloys varying in size between 20 and 150 gm, either euhedral
varying in size between 20 and 150 gm, either euhedral or as tabular crystals, (2) Os-Ir alloys (up to 0.5 mm, also containing inclusions of chromite crystals). Rare gold particles have also been found. The presence of Pt-bearing minerals is uncommon in this type of environment (i.e. mantle sequence of an ophiolitic complex) and remains unexplained. On the other hand, Os-Ir alloys were probably derived from chromitite where they are commonly observed. Abridged English Version — The New Caledonia ophiolitic nappe [1] covers about 40% of the island. The nappe consists largely of depleted mantle rocks, except at the southern
consists largely of depleted mantle rocks, except at the southern end (Massif du Sud) where ultramafic and gabbroic cumulates are present, and in the northern part, where fertile lherzolites occur. This environment was thus not a priori favourable for platinum-group element mineralization. However, alluvial platinum minerals in the Andam river had been mentioned in the late 19th century in formations that were not derived from the ophiolitic nappe ([2], [3]). More recently, high platinum content was reported for chromitiferous beach sand from the Ni estuary (massif du Sud [4]). Up to now, the only description of platinum-group minerals (PGM) in
to now, the only description of platinum-group minerals (PGM) in New Caledonia are of inclusions of minerals in chromite crystals, either from chromitite or from disseminated chromite in dunite, both occurring in mantle-derived formations. The minerals described do not exceed 20 llm in their largest dimensions and are composed mainly of Os sulphides, Ru sulphides, Ir-Cu sulphides and alloys of Os, Ir, Ru, ([5] to [9]). The lack of PGM containing Pt, Rh or Pd as major elements has to be emphasized. The platinum-group element (PGE) content of PGM-bearing chromitite is below 1 ppm, in all cases with very low
is below 1 ppm, in all cases with very low Pt, Pd and Rh values [6]. The recent description of PGE mineralization in ophiolitic rock [10] and of PGM-bearing placer deriving from ophiolite [11] led us, within the framework of a research project on natural resources, to re-investigate the possibility of PGE mineralization in New Caledonia. Part of this project consisted in making heavy mineral concentrates of alluvium, that permitted us to find the PGM described hereafter. Concentrates of samples from three peridotite massifs from the northern part of the island (Poum, Tiébaghi and Ouéholle) and from the Andam river,
island (Poum, Tiébaghi and Ouéholle) and from the Andam river, where PGM were historically described, were examined, as well as PGE-rich beach sands (Ni estuary). Note présentée par Zdenek JOHAN. 0764-4450/93/03160091 $ 2.00 e Académie des Sciences Concentrates were first analysed for the 6 PGE. Five samples having the highest PGE values were selected for mineral separation [12]. Heavy fractions were then examined by scanning electron microscopy. A Si-Li energy-dispersion spectrometer was employed for qualitative analysis of the grains. Table shows for the different sampling sites the average, standard deviation and range of PGE content. Concentrates from the Ouéholle massif
and range of PGE content. Concentrates from the Ouéholle massif and from the Andam river have extremely low PGE contents, which indicates that they do not contain PGM. By contrast, relatively high average Pt values have been recorded for the Poum and Tiébaghi massifs, and a maximum of 400 ppb Pt was obtained from beach sand of the Ni estuary. The PGE content of the concentrates has been reported normalized to chondrite (Fig. 1). This diagram confirms that alluvium is enriched in Pt and depleted in Os, Ir and Ru, relative to chromitite. Thus, it is concluded that the source
relative to chromitite. Thus, it is concluded that the source of the platinum in the concentrate cannot be attributed to the chromitites. Amongst the 5 samples studied, PGM were found in the two that have the highest PGE content (Table): sample 2312 from the Tiébaghi massif and 4047 from the Ni estuary. In the former, one Pt-Fe alloy and two gold particles were found; in the latter, a complex grain of Os-Ir alloy was observed, together with four Pt-Fe grains and many very small Pt-Fe grains, often attached to iron oxide or chromite grains. Pt-Fe alloy occurs either as subhedral
oxide or chromite grains. Pt-Fe alloy occurs either as subhedral or anhedral grains up to 125 μm in diameter (Photos A, B), as flattened grains (Photo C) up to 150 μm or as very small grains (20 to 30 μm) with irregular shapes. The Ir-Os alloy is elongated (up to 180 μm, Photo D) showing crystal faces on which growth plans can be observed (Photo E). This grain also contains inclusions of chromite crystals. Gold particles are also highly flattened (Photo F). At this stage of the study, the presence of Pt-Fe grains in alluvium in New Caledonia remains unexplained.