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CARACTERIZACIÓN MORFOLÓGICA DE CIRCONES Y ESTIMACIÓN DE LA TEMPERATURA DE LA SATURACIÓN EN CIRCONES DEL GRANITO TRES CERRITOS, EXTREMO MERIDIONAL DE LA SIERRA DE QUILMES, SIERRAS PAMPEANAS SEPTENTRIONALES, ARGENTINA

Acosta Nagle, Ana E.; Báez, Miguel; López, José P. INSUGEO (CONICET-UNT) – Facultad de Ciencias Naturales e I.M.L. (UNT)

Resumen. El estudio integral de cristales circón en rocas plutónicas aporta gran variedad de información en petrogénesis, referida a las características físicas y químicas del fundido. El Granito Tres Cerritos, se encuentra ubicado en el extremo meridional de la Sierra de Quilmes, entre 26º 53’ 17" y 26º 55’ 20" S y los meridianos de 66º 10’ 01" y 66º 08’ 10" O. Composicionalmente corresponde a un sieno-monzogranito, biotítico-muscovíti-co, en el que se pueden distinguir una facies por-fírica biotítica, una facies porfírica muscovítica y una facies equigranular muscovítica. Geoquímicamente se define como un granito calco-alcalino, peraluminoso, con alto potasio. Los cristales de circón observados son translucidos, con relaciones lago-ancho 2:1, con inclusiones oscuras, algunos ejemplares metamicticos y en su mayoría con pequeños núcleos heredados bien formados. Los circones observados corresponden a los subtipos S12, G1, S7, S6, P3, S2 y S5 y P1. Las temperaturas de saturación en circones determinadas presentan un valor promedio 757,84 °C. Este resultado sumado al hecho de que las muestras analizadas presenten mayormente circones heredados, permite asignar a la Temperatura de Saturación en Circones obtenida, como la temperatura de segregación del fundido. El Granito Tres Cerritos se clasificaría como un granito “Frio”, rico en herencia.

Palabras clave. Petrogénesis, Circones, temperatura, Sierras Pampeanas Septentrionales.

Abstract. Determination of zircon saturation temperature of the Tres Cerritos Granite, southern extreme of the Quilmes range, Sierras Pampeanas Septentrionales, Argentina. The integral study of zircon crystal in plutonic rocks it gives a variety of information in petrogenesis on the physical and chemical caracteristics of melt. The Tres Cerritos granite is located in the extreme southern of Quil-mes range, between 26º 53’ 17" and 26º 55’ 20" S and 66º 10’ 01" y 66º 08’ 10" O. Compositionally varies between sienogranite and monzogranite and presents three facies: porfhiric biotitic, porfiric moscovitic and equigranular moscovitic. Geochemi-cally is a calc-alkaline granite, peraluminous, rich in potassium. Observed zircon crystals are translu-cent, with relations long-width 2: 1, with dark inclu-sions, some metamictics examples and mostly with small cores inherited well formed. The zircons ob-served are the subtype S12, G1, S7, S6, P3, S2 y S5 y P1. Zircon saturation temperatures is on ave-rage of 757, 84 °C. This result coupled with the fact that the samples analyzed present mostly inhe-rited zircons, to assign to the saturation temperatu-re in zircons obtained, as the temperature of the melt segregation. Granite Tres Cerritos be classified as a granite “cold”, inherited-rich.

Keywords. Petrogenesis, zircons, temperatura, Sierras Pampeanas Septentrionales.

 

Introducción. El estudio integral de cristales circón en rocas plutónicas aporta gran variedad de información en petrogénesis, referida a las características físicas y químicas del fundido, como ser las temperaturas de formación de dichas rocas y las características geoquímicas de la fuente.

Pupin y Turco (1972) y Pupin (1980) hacen referencia a la relación que existe entre la morfología de los cristales de circón con la temperatura, la alcalinidad del fundido y el contenido de agua, y proponen el uso del circón como geotermómetro debido a que el factor principal que regula el desarrollo relativo de los prismas de los cristales de circón es la temperatura del medio de cristalización y proponen, además, una clasificación morfológica de estos cristales. Por su parte, Watson y Harri-son (1983), mencionan la relación entre la solubilidad de circonio, la temperatura y la composición del fundido y plantean un método sencillo para estimar temperaturas de generación de magmas a partir de la determinación de la temperatura de saturación en circones. Posteriormente, Miller et al. (2003), utiliza el concepto de Temperatura de Saturación en Circones y lo relaciona con las temperaturas de generación de rocas graníticas, diferenciando entre granitos “frios” y “calientes”.

Estudios posteriores permitieron, además, utilizar a los circones como indicadores petrogenéti-cos en asociaciones de rocas tonalitas-leucograni-tos, para determinar fuentes de origen (Rubio Or-doñez et al. 2007), en combinación con la geoquímica de rocas metavolcánicas, para determinar diferencias en las filiaciones geoquímicas de estas rocas (Rubio Ordoñez et al. 2006) y en estudios de proveniencia de granitos biotíticos (Martins y Noronha, 2000).

El objetivo de este trabajo es estimar la temperatura de formación del Granito Tres Cerritos, ubicado en el extremo SE de la Sierra de Quilmes, en el ambiente morfoestructural de Sierras Pampeanas Septentrionales.

Marco geológico. La sierra de Quilmes forma parte de las Sierras Pampeanas Septentrionales,

 

Figura 1. Mapa Geológico del área de estudio.

 

ubicándose entre los 26º S y 66º O, aproximadamente. Es un cordón montañoso de unos 142 Km de largo y 40 Km de ancho, con orientación meridional. Dicha sierra, se encuentra compuesta principalmente por esquistos de muy bajo, bajo, mediano y alto grado metamórfico, además de gneises y migmatitas (Butner et al. 2005), que se distribuyen en forma de zonas, con el más bajo grado al Este y el mayor grado metamórfico al Oeste. Los proto-litos de las rocas mencionadas pertenecerían a sedimentos de origen turbidítico de la Formación Puncoviscana, cuya depositación habría tenido lugar entre los 1150 y los 520 M.a. (Adams et al. 2008; Adams et al. 2011; Hauser et al. 2011). La secuencia metamórfica es intruída por granitos y tonalitas, los que constituyen núcleos de reducidas dimensiones (Cabrera et al. 1985).

El Granito Tres Cerritos (figura 1), se encuentra ubicado en el extremo meridional de la Sierra de Quilmes, entre 26º 53’ 17" y 26º 55’ 20" S y los meridianos de 66º 10’ 01" y 66º 08’ 10" O. El mismo aflora en dos sectores, uno de mayor extensión, de forma elongada en dirección NNE, de forma irregular en planta, de unos 4 km de largo por 1,5 km de ancho, y otro de menor extensión, también de forma elongada en dirección NNE, de 1,9 km de largo por 250 m de ancho, aproximadamente (Acosta Nagle y López, 2014). Ambos afloramientos pertenecerían a un mismo cuerpo, separados en superficie por parte del basamento metamórfico que correspondería al techo del Plutón (Cabrera et al., 1985, Acosta Nagle y López, 2014).

Este intrusivo es discordante con la roca de caja metamórfica y presenta contactos netos con la misma. Composicionalmente corresponde a un sieno-monzogranito, biotítico-muscovítico, en el que se pueden distinguir tres facies, que se relacionan entre sí de manera transicional (Acosta Nagle y López, 2014).

Facies Porfírica Biotítica (FPB). Es la fa-cies que presenta mayor extensión areal, encontrándose tanto en el afloramiento oriental, como así también en el occidental, en contacto con la roca de caja. Presenta una textura inequigranular a por-fírica, dada por la presencia de dos poblaciones de megacristales de microclino pertítico, una con tamaños de 1 a 1,5 cm de largo y otra con tamaños de 2,5 a 3,5 cm de largo. Estos cristales se presentan inmersos en una matriz de grano medio a grueso formada por cuarzo, plagioclasa, biotita y muscovita. Los enclaves microgranulares máficos biotíticos, se presentan en poca cantidad, en general redondeados y en algunos casos elongados, mostrando orientación preferencial. Es la facies que presenta mayor cantidad de xenolitos de la roca de caja, sobre todo en las cercanías al contacto con la misma. Presentan tamaños centimétri-cos a métricos y formas redondeadas, en “schlie-ren” y disgregados. En un sector del afloramiento

Oeste se reconoce un bandeado composicional plegado.

Facies Porfírica Muscovítica (FPM). Esta facies se encuentra aflorando en el sector central del afloramiento Este y su relación con la facies antes descripta es transicional. Presenta una textura inequigranular a porfirica, dada por la presencia de tres poblaciones de megacristales de microclino pertítico, una con tamaños de 0,8 a 1 cm de largo (los que se presentan en mayor proporción), otra con tamaños de 1,5 a 1,8 cm de largo y una tercera con tamaños de 3,2 a 3,5 cm de largo. Estos megacristales se presentan inmersos en una matriz de grano grueso, compuesto por plagioclasa, cuarzo y muscovita como mineral accesorio principal y biotita subordinada. Presentan escasos enclaves microgranulares máficos y xenolitos de la roca de caja, los que son redondeados.

Facies Equigranular Muscovítica (FEM).

Esta facies se observa en el afloramiento del sector occidental, mostrando una distribución más restringida. Presenta una textura equigranular, con tamaño de grano grueso. Está constituida por cuarzo y feldespatos, principalmente. Presenta xenolitos de la roca de caja pequeños y redondeados en muchos casos, con tamaños mayores, en otros, los que a veces se presentan como Schlieren. En un sector se observan pegmatoides a manera de lentes, de composición cuarzo-feldespática con bordes muscovíticos, que en algunos casos se presentan como Schlieren.

Geoquímicamente se define como un granito calco-alcalino, peraluminoso, con alto potasio, con una tendencia evolutiva normal, proyectándose en el campo correspondiente a los granitos de arco sincolisionales (Acosta Nagle y López, 2014).

Características de los Circones. Para realizar el análisis de los cristales de circón se tuvo en cuenta su distribución en las facies mencionadas. Se observó que en general estos minerales accesorios de encuentran en poca cantidad, presentándose principalmente en la Facies Porfírica Biotí-tica, en su mayoría como inclusiones en la biotita y en menor cantidad, en la plagioclasa.

Posteriormente, mediante molienda y separación de minerales pesados con elutriador, se obtuvo una fracción de cristales de circón con tamaños variables entre 60 y 80 ì, que fueron analizados y clasificados morfológicamente.

Los cristales de circón observados son translu-cidos, con relaciones lago-ancho 2:1, con numerosas inclusiones oscuras, además de observarse algunos ejemplares con mayor grado de metamictiza-ción. En la mayoría de los casos, presentan pequeños núcleos heredados bien formados (figura 2).

Pupin (1980) define tipos y subtipos morfológicos a partir de la combinación de caras prismáti-

cas y piramidales de los cristales de circón, carac-      vados corresponden a S12 (36,7%), G1 (32,6%)

terísticas que están determinadas por la temperatu-      S7 (12,2%), S6, P3, S2 y S5 (4,1%) y P1 (2%). ra, la alcalinidad del fundido y por el contenido de

agua en el mismo (Pupin, 1980). Teniendo en cuen-             Temperatura de Saturación en Circones.

ta esta clasificación, los tipos morfológicos obser-      Watson y Harrison (1983) demostraron experimen-

4 0,03 mm	0.03 mm
1 3 0.03 mm	Mu 0.03 mm
1 5 0,03 mm	1 6 0.03 mm

Figura 2. Fotografías de cristales de circón. Se observan cristales tranlucidos (1, 2, 3 ,4) y cristales metamicticos (5, 6). Se distinguen núcleos heredados (2, 3, 4).

talmente la relación entre la solubilidad del Zr con la temperatura y con la composición del fundido, la que expresaron mediante la siguiente relación:

ln DZr = {-3.8 - [0.85(M - 1)]} + 12,900/T (1)

T Zr = 12,900/[2.95 + 0.85M + ln (496,000/Zr melt ] (2)

M = [(Na + K + 2.Ca)/(Al.Si) (3)

En donde M, es un factor composicional que explica la dependencia de la solubilidad del circón sobre la de Si (silicio) y la peraluminosidad del fundido. La saturación de Zr en el fundido se deduce de la abundancia de circones con núcleos heredados (Miller et al., 2003).

De esta manera, con la concentración de los elementos mayores, menores y trazas (Tabla 1), es posible determinar la T_Zr mediante la ecuación antes mencionada.

Las temperaturas de saturación en circones determinadas presentan un valor promedio 757,84 °C. Este resultado sumado al hecho de que las muestras analizadas presenten mayormente circones heredados, permite asignar a la temperatura de saturación en circones obtenida, como la temperatura de segregación del fundido ((Miller et al., 2003) y según la clasificación de este último autor, el Granito Tres Cerritos se clasificaría como un granito “Frio”, rico en circones heredados.

Discusión y conclusiones. Los circones se presentan como minerales accesorios que se encuentran en poca cantidad, mayormente como inclusiones en biotitas y, en menor cantidad, en pla-gioclasas, en la Facies Porfírica Biotítica, principalmente.

Los cristales de circón son translucidos, con inclusiones oscuras, algunos ejemplares metamicti-cos y relaciones largo-ancho 2:1. En la mayoría de los casos, presentan pequeños núcleos heredados bien formados.

Los tipos morfológicos observados corresponden a S12 (36,7%), G1 (32,6%) S7 (12,2%), S6, P3, S2 y S5 (4,1%) y P1 (2%), según Pupin, 1980.

Tabla1. Análisis químicos en base a los temperatura de saturación en circones.

	M-l	M-2
Si02	69,972	72,328
TÍ02	0,29	0,202
A1203	16,538	15,527
FeOt	1,5	1,18
MnO	0,032	0,023
MgO	0,515	0,369
CaO	0,673	0,588
Na20	3,292	3,163
K20	6,051	5,604
P205	0,487	0,533
Zr	106	81

0,011

Según la Temperatura de Saturación en Circones, y la presencia de circones con núcleos heredados, el Granito Tres Cerritos se clasificaría dentro del grupo de los “Granitoides Fríos”, ricos en circones heredados.

Agradecimientos. La realización de este trabajo fue posible gracias al proyecto CIUNT 26/G427 y a la cátedra de Geoquímica de la Facultad de Ciencias Naturales e I.M.L. de la Universidad Nacional de Tucumán.

BIBLIOGRAFÍA

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APLICACIÓN DEL GEOTERMÓMETRO GRT-BT Y DEL GEOTERMOBARÓMETRO GRT-OPX-BT EN LA GRANULITA DEL CERRO SIEMPRE AMIGOS, SIERRAS DE AZUL, TANDILIA

Angeletti, Melisa; Martínez, Juan C.; Frisicale, M.

Cristina y Dimieri, Luis V.¹

¹ INGEOSUR-Departamento de Geología Universidad

Nacional del Sur. San Juan 670, (8000) Bahía

Blanca.

Resumen. La aplicación del geotermómetro granate-biotita y el geotermobarómetro granate-bio-tita -ortopiroxeno en una granulita del afloramiento Siempre Amigos, Sierras de Azul, Tandilia, arrojó temperaturas de 622 a 631 °C a presiones de 2-4 kbar; y 566 °C a 3,98 kbar respectivamente. Debido a la proporción relativamente alta de biotita y a la presencia de deformación dúctil, las reacciones de intercambio iónico se producirían a temperaturas más bajas que la esperada para la facies meta-mórfica de granulitas.

Palabras clave. Sierras de Azul, Tandilia, granulita, geotermobarómetro.

Abstract. The application of the garnet-biotite geothermometer and the garnet-biotite-orthopyroxe-ne geothermobarometer in a granulite from Siempre Amigos outcrop, Azul Hills, Tandilia, yield temperatu-res of 622-631°C at 2-4 kbar; and 566 °C at 3.98 kbar, respectively. Due to the relatively high volume (%) of biotite and to ductile deformation, ion ex-change reactions may occurred at lower tempera-tures than the expected for granulite metamorphic facies.

Keywords. Azul Hills, Tandilia, granulite, geo-thermobarometer.

Figura 1. Mapa geológico del cerro Siempre 2015). La estrella de color rojo indica la ubicación

Amigos,

Introducción. El cerro Siempre Amigos se halla a aproximadamente a 28 km al sur de la ciudad de Azul (provincia de Buenos Aires), en el Noroeste de las sierras de Azul, y a 3 kilómetros al Norte de la Megacizalla de Azul (MCA, Frisicale et al. 1999). Esta sierra forma parte del Sistema de Tan-dilia que constituye las exposiciones más australes del Cratón del Río de la Plata (González Bonorino et al. 1956; Cingolani 2011y referencias en él; Ange-letti et al. 2015), y de su basamento ígneo meta-mórfico paleoproterozoico, denominado por Marche-se y Di Paola (1975) como Complejo Buenos Aires. La litología dominante del cerro Siempre Amigos es granito, acompañado de gneises y anfibolitas. Todas las rocas del área se hallan afectadas por deformación dúctil con el consecuente desarrollo de texturas miloníticas (Angeletti et al. 2015) (figura 1). En el extremo noreste se reconoció, en un granito granatífero de grano grueso, un enclave de ~10 metros de extensión y ~10 cm de ancho de granulita. Dicha granulita de color gris, de grano fino, equigranular y homogénea presenta un contacto difuso y gradual con el mencionado granito, diferente al granito predominante por la presencia de grandes porfiroclastos de granate. Ambas litolo-gías se ven afectadas por la deformación mencionada anteriormente.

Esta litología reconocida sólo localmente en Siempre Amigos constituye afloramientos importantes en otros sectores de las Sierras de Azul. Jor-gensen et al.(2008) en el sector noroeste del cerro La Crespa, 3 km al sudoeste de Siempre Amigos, redefinieron como granulitas a parte de las migmatitas consideradas por González Bonorino et al. (1956). La deformación dúctil reconocida en granulitas máficas y félsicas del cerro La Crespa ocurrió en facies anfibolita superior-granulita inferior y afectó de manera irregular a las rocas allí presentes. También en el sector norte del cerro Negro, extremo oeste de la MCA, Frisicale et al. (2015) describen una faja de filonitas de dirección

escala 1:12500 (Modificado de Angeletti et al., de la muestra estudiada para el presente trabajo.

 

Figura 2. Microfotografías de granulita. a) Cristales granoblástica (analizador intercalado). b) Cristales de

este-oeste, con intensa biotitización de anfíboles y piroxenos de protolitos granulíticos.

La geocronología de la deformación tanto en la MCA como en los cerros Siempre Amigos y La Crespa aún no ha sido determinada. Sin embargo, y a pesar de que existen leves diferencias en la orientación de la foliación milonítica entre ambas localidades, se considera que todas las rocas de la zona habrían sido afectadas por el mismo proceso tectónico, ya que presentan similares rasgos de milonitización (Angeletti et al. 2015).

El objetivo de la presente contribución es dar a conocer una primera estimación cuantitativa de las condiciones de presión (P) y temperatura (T) del metamorfismo y/o el evento de milonitización en la ocurrencia localizada de un enclave deformado de granulita del sector noreste del cerro Siempre Amigos.

Metodología. Sobre una muestra representativa de granulita, se analizaron los minerales principales plagioclasa (Pl), feldespato potásico (Kfs), granate (Grt), biotita (Bt) y ortopiroxeno (Opx). Dichos análisis fueron obtenidos mediante la micro-sonda electrónica espectrómetro JEOL-SUPERPRO-BE 4-WD del Laboratorio de Petrología Experimental de la Universidad de Huelva (UHU), España.

En el cálculo geotermométrico se utilizó el par Grt – Bt, cuyo coeficiente de distribución K_D = ^{(Mg/ Fe)}Grt/^(Mg/Fe)Bt para la reacción de intercambio 1 almandino + 1 flogopita = 1 piropo + 1 annita (Ferry y Spear 1978), es fuertemente dependiente de la temperatura. Para ello se utilizó el programa THER-BARO 3.0 (Reinhardt, 1996) que calcula la mencionada reacción para distintas presiones en el rango de 2 a 20 kbar, con un intervalo de 2 kbar. El programa utiliza siete calibraciones empíricas (Klee-mann y Reinhardt 1994 y referencias en el).

También se aplicó el geotermobarómetro Grt-Opx-Bt, mediante el programa RCLC (Pattison et al. 2003), el cual utiliza la base de datos termodinámi-

de ortopiroxeno (Opx), biotita y plagioclasa, en textura ortopiroxeno retrogradados por biotita (luz paralela).

cos del programa TWQ 2.02b de Berman y Arano-vich (1996). El programa se basa en las correcciones surgidas de Aranovich y Berman (1997) en cuanto a la solubilidad del Al en ortopiroxeno, en equilibrio con granate corregido por intercambio de Fe-Mg tardío. La concentración de Al en el piroxe-no del pico de facies granulitas es comúnmente preservada debido a que la difusión de este elemento es extremadamente lenta (Anovitz, 1991). Para el cálculo se deben introducir parámetros químicos de los minerales máficos y de plagioclasa, y también sus respectivas modas.

Resultados. Petrografía. La granulita presenta una textura granoblástica, homogéneamente fina y con evidencias de deformación intracristalina y desarrollo de foliación milonítica. La composición modal (% en vol.) estimada ópticamente para la granulita es la siguiente: Pl (52), Opx (18), Qtz (10), Bt (10), Kfs (7). En proporciones accesorias se hallan Cpx, Grt (1), apatito, titanita, zircón y minerales opacos. Los cristales de biotita están orientados según la foliación milonítica, al igual que los cristales de ortopiroxeno (figura 2a), y en parte como retrogradación de estos últimos (figura 2b). Los cristales de plagioclasa y los escasos cristales de feldespato potásico se hallan homogéneamente distribuidos en la roca. El granate tiene inclusiones de biotita, plagioclasa y cuarzo (figura 3a). Incipientes microestructuras tipo núcleo manto en los feldespatos, maclas de deformación y maclas curvadas en plagioclasas, biotitas algo flexuradas, piroxenos fracturados, cuarzo con extinción ondu-losa, bordes algo lobulados y desarrollo de algunos subgranos, constituyen evidencias microes-tructurales de deformación milonítica en la granulita (Angeletti et al., 2015). Algunas plagioclasas y feldespatos muestran alteración sericítica.

La roca en cuestión se denomina granulita félsi-ca de acuerdo con la clasificación del IUGS (Coutin-ho et al. 2007) por presentar < 30% de mafitos.

 

Figura 3. a) Cristal de granate (Grt) con inclusiones cesorio. b) Imagen de electrones retrodispersados con biotita.

Clasificación de las fases minerales principales. El granate (figura 3b) es rico en Fe + Al, con un promedio de XAlm = 0.7. La biotita por su lado tiene composiciones variables entre los extremos eastonita y siderofilita. Los cristales de ortopi-roxeno analizados en la granulita clasifican como ferrosilita, según la clasificación basada en Mori-moto et al. (1988).

Aplicación del geotermómetro Grt-Bt. Para realizar el cálculo geotermométrico del par Grt-Bt mediante el programa THERBARO 3.0 se procedió con el promedio (Tabla 1) de un análisis de borde y dos de núcleo de granate y cuatro análisis de biotita ubicadas en el contacto con dicho cristal. La calibración presentada por Kleemann y Reinhardt (1994) utiliza un nuevo modelo de actividad para biotita y el modelo de actividad de Berman (1990) para granate, más precisos y exactos al considerar la influencia del Al octahédrico y el Ti en biotita en la temperatura de calibración. De acuerdo con esta calibración el par Grt-Bt estima valores de 622 – 631 °C (Tabla 2) para presiones de corteza media y superior (2 a 4 kbar).

Tabla 1. Promedio de valores de parámetros químicos expresados en átomos por fórmula unidad en granate (en base a 24O) y biotita (en base a 22O) utilizados para el cálculo del geotermómetro con THERBARO 3.0.

Granate		Biotita
Mg	0.850	Mg	2.444
Fe	4.284	Fe	2.548
Mn	0.195	Mn	0.009
Ca	0.581	A1(VI	0.187
		Ti	0.530
LnKD	-1.576

de cuarzo y biotita. Apatito (Ap) como mineral ac-de los cristales de granate analizados en contacto

Aplicación del geotermóbarómetro Grt-Opx-Bt. En la Tabla 3 se presentan los valores de P-T sin corrección para la intersección del intercambio Fe-Mg en equilibrio entre ortopiroxeno y granate (almandino + enstatita = piropo + ferrosilita) y la expresión barométrica entre cuarzo, granate, plagioclasa y ortopiroxeno (grosularia + almandino + cuarzo = anortita + ferrosilita). La intersección sin corrección de estas dos expresiones da un valor de 721 °C y 5,59 kbar (Grt-Opx). La intersección sin corrección de la expresión geobarométrica previamente mencionada con la expresión de equilibrio de solubilidad de Al en el ortopiroxeno para el sistema extremo de Fe (almandino– ferrosilita) arroja una temperatura de 598 °C y una presión de 4,03 kbar (Fe-Al). El programa RCLC corrige el efecto por el intercambio de Fe-Mg tardío mediante el ajuste de las concentraciones de Fe-Mg en las fases involucradas de acuerdo con definiciones en el balance de masas de modo que todos los equilibrios se interceptan en un punto (P-T). Las condiciones determinadas para dicha intercepción luego de la corrección (Fe-Mg-Al) son de 566 °C y 3,98 kbar (Tabla 3).

Discusión. Los valores de T y P determinados mediante fórmulas empíricas arrojan valores correspondientes a la facies intermedia de anfibolitas con una dispersión importante. Para presiones de corteza media y superior (2 a 4 kbar) el par Grt-Bt estima valores de 622 – 631 °C según calibración de Kleemann y Reinhardt (1994). Este geotermóme-tro presenta problemas para reflejar el pico térmico en rocas de facies granulitas debido al intercambio Fe-Mg a bajas temperaturas durante el ascenso de las rocas, por lo cual funciona mejor en la parte alta de facies de esquistos verdes y en la de fa-cies de anfibolitas (Guereschi y Martino, 2002).

Por otra parte el geotermobarómetro Grt-Opx-Bt determinado con el programa RCLC también presenta algunas limitaciones. Cuando la estimación de

 

Tabla 2. Valores de temperatura (°C) calculadas para las siete calibraciones empíricas con THERBARO 3.0. La fórmula química-estructural de Opx en base a 12O.

P(kbar)	K&R	P&L	F&S	THO	H&S	I&M	BHA
2	622	603	621	609	664	542	609
4	631	609	629	617	674	550	611
6	640	615	637	626	685	558	613
8	649	621	645	634	696	565	615
10	658	627	653	642	707	573	617

P-T por intercambio Fe-Mg sin corrección es mayor que la estimación por intercambio de Fe-Al sin corrección el esquema de corrección funciona del mismo modo, pero resulta en una disminución de la estimación de la temperatura.

Las condiciones del pico máximo de temperatura de formación para estas granulitas pueden ser, sin embargo, estimadas sobre la base de datos experimentales. Tal es el caso de las granulitas de composición intermedia estudiadas por Pattison et al.(2003) para cuya reacción de formación del or-topiroxeno (Bt + Qtz ± Pl = Opx + L ± Grt±Crd ± Kfs) se ha determinado un rango de temperaturas desde los 800 °C a 1 kbar hasta 900 °C a 15 kbar. La granulita de Siempre Amigos, al igual que las mencionadas granulitas intermedias de Pattison et al. (2003) se caracterizan por una asociación mineral libre de clinopiroxeno y hornblenda y con or-topiroxeno + plagioclasa ± granate ± biotita ± feldespato potásico ± cuarzo.

Es importante destacar que la granulita presente en los afloramientos de Siempre Amigos contiene una proporción de biotita cercana al ~ 10 % vol. y se halla deformada. Es por ello que la proporción relativamente alta del máfico hidratado se manifiesta en reacciones de intercambio iónico a temperaturas de cierre inferiores a las generadas durante el pico metamórfico de formación del ortopiroxeno tal como indica el análisis del geotermómetro Grt-Opx-Bt.

En el cerro La Crespa Jorgensen et al. (2008) reconocen granulitas félsicas más abundantes que las máficas, con composiciones similares a la granulita de Siempre Amigos, que sólo se diferencian por la ocurrencia de hornblenda, y por una deformación frágil-dúctil posterior al pico del evento metamórfico. Estas granulitas muestran que una mayor intensidad de deformación se ve acompañada por una mayor proporción de biotita y hornblen-da con la consecuente reducción en la cantidad de

minerales anhidros. Es por ello que Jorgensen et al. (2008) infieren, junto con el análisis microes-tructural que la deformación actuó bajo en facies de anfibolita superior-granulita inferior. Por otro lado, en la zona de cerro Negro, Frisicale et al. (2015) reconocen que las filonitas del sector se habrían originado por acción de fluidos sintectóni-cos sobre granulitas miloníticas. En dicha retrogra-dación los cambios más importantes observados incluyeron la biotitización de piroxenos y anfíboles y el reemplazo parcial de los feldespatos por mica blanca y cuarzo.

Angeletti et al. (2015) estiman en base al análisis de los mecanismos de deformación que originaron las microestructuras presentes, que en la zona de Siempre Amigos la deformación milonítica es de medio a alto grado metamórfico, con una temperatura entre 400º y 600ºC, algo menor a la indicada por Jorgensen et al. (2008) para la zona de la Crespa. Para el cerro Negro el pico térmico de la milonitiza-ción fue estimado, mediante un análisis microestructural, en-tre 600 y 700 ºC a pre-siones variables entre 600 and 900 MPa (Frisi-cale et al. 2015).

La biotitización de los piroxenos, observada en Siempre Amigos, La Crespa y cerro Negro, constituye por lo tanto una evidencia de circulación de fluidos producida durante la deformación que afectó esta región de las sierras de Azul, por lo cual los datos de T y P obtenidos mediante geotermó-metros y geobarómetros cuantifican las condiciones bajo las cuales se habría llevado a cabo la mi-lonitización y son coherentes con la información ya obtenida mediante los estudios microestructura-les de detalle realizados para cada localidad.

Conclusión. Mediante la aplicación del geoter-mómetro Grt-Bt y el geotermobarómetro Grt-Opx-Bt para una muestra de granulita del cerro Siempre Amigos, los valores de T y P determinados median-

Tabla 3. Condiciones de P y T obtenidas con el programa RCLC.

	Corregido para convergencia (Fe-Mg-Al)		Sin corrección		diferencia
Fe-Al	566 °C	3,98 kbar	598 °C	4,03 kbar	-32	0,05
Grt-Opx	566 °C	3,98 kbar	721 °C	5,59 kbar	-155	-1,61

 

te fórmulas empíricas arrojan valores correspondientes a la facies intermedia de anfibolitas con una dispersión importante. Para condiciones de corteza media y superior (7 a 15 km) el par Grt-Bt estima valores de 622– 631°C. Las condiciones determinadas por el geotermobarómetro Grt-Opx-Bt son ~15 km (4 kbar) y de 566°C. Debido a la proporción relativamente alta de biotita, mineral máfico hidratado, y a la deformación que afectó a la roca, se producen reacciones de intercambio iónico a temperaturas de cierre inferiores a las generadas durante el pico metamórfico de formación del orto-piroxeno. Por lo tanto, si bien no fue posible obtener información correspondiente al pico metamórfi-co, los datos calculados constituyen una primer cuantificación de las condiciones termobarométricas correspondientes al evento de deformación dúctil de implicancia regional en este sector de las sierras de Azul.

Agradecimientos. Este trabajo fue financiado con fondos de los subsidios PIP 00818 del CONICET y 24/H092 de la Secretaría General de Ciencia y Tecnología de la Universidad Nacional del Sur y fue realizado en los lugares de trabajo de los autores, INGEOSUR y Departamento de geología de la Universidad Nacional del Sur. Los autores agradecen al Dr. Antonio Castro por facilitar el uso del servicio de la Microsonda Electrónica de la Universidad de Huelva, España.

BIBLIOGRAFÍA

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CONTRIBUCIONES A LA PETROGRAFÍA DE BAJO LA CHILCA, DISTRITO MINERO AGUA DE DIONISIO, PROVINCIA DE CATAMARCA.

Arce, María N.¹; Lazarte, José E.^1,2

¹   Facultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo. Universidad Nacional de Tucumán.

²   INSUGEO (CONICET).

La unidad Andesita La Chilca es definida por Llambías (1970) como una unidad perteneciente al Grupo Complejo Volcánico de Farallón Negro, caracterizada como una roca morada a gris, de textura porfírica, con fenocristales de plagioclasa y anfíboles de entre 1 y 2 milímetros de largo, inmersos en una pasta afanítica. Los domos de Andesita La Chilca están intruidos en una brecha volcánica de composición andesítica y se caracterizan por presentar estructuras fluidales y evidencias de alteración con tonalidades pardas o amarillentas. Los principales afloramientos de Andesita La Chilca están ubicados al Este de Agua de Dionisio, en el cerro Lera, al Oeste de agua Tapada, en la quebrada el Chorro y en el Bajo La Chilca. Se trata de un domo elongado en sentido este-oeste con una superficie de unos 4,32 km² que expone tonalidades amarillentas típicas de alteración hidrotermal. Carrizo (1981) caracteriza por primera vez los diferentes tipos de alteraciones hidrotermales observables en la zona de Bajo La Chilca y sus alrededores. El objetivo del presente trabajo es aportar nueva información sobre los afloramientos del extremo NE del Bajo La Chilca que no fueron estudiados hasta el momento.

La caracterización de los afloramientos se realizó en el campo. La caracterización petrográfica de las muestras recolectadas se realizó mediante lupa binocular y en los cortes delgados utilizando microscopio de polarización.

En el sector NE de una de las quebradas principales que corren en sentido este-oeste en el

Figura 3. Fenocristal de Plagioclasa alterada de 1 mm (a) con nicoles paralelos y (b) con nicoles cruzados.

Figura 1. Vista de la quebrada.

Figura 2. Andesita con estructura fluidal.

sector norte del Morro el Viento, aflora, en modo discontinuo, unos 10 metros de roca porfírica de color gris a gris verdoso (figura 1). La vegetación y los efectos de la erosión fluvial, cubren el contacto entre la zona argílica avanzada (que se observada en el inicio de la quebrada) y la zona de la roca porfírica color gris a gris verdoso observada en el borde NE del Bajo La Chilca. La estructura fluidal (figura 2) presenta bandas de menos de 2 cm de

 

Figura 4. Fenocristal de Biotita desferrizada de 1 coles cruzados.

espesor, con tonalidades entre el gris medio y el gris claro.

Algunos máficos se observan alterados con brillos sub-metálicos confundibles con los cristales de brillo metálico de menos de 0,5 mm observados en algunos sectores del afloramiento. Los cristales de brillo metálico no están identificados aún.

Microscópicamente se observa que, de acuerdo a su composición modal, corresponde a una andesi-ta de textura porfírica, constituida por fenocristales de plagioclasa, biotita y anfíboles inmersos en una pasta microcristalina. Los fenocristales de plagiocla-sas son subhedrales a euhedrales de hasta 2 mm de largo, están maclados según Ley Albita y Albita -Carlsbad y presentan extinción zoneada concéntrica. Alteran a carbonatos, sericita, illita y caolinita (figura 3 a y b). Los fenocristales de biotita son subhe-drales a anhedrales y alcanzan hasta 2 mm de largo. Están algo desferrizados (figura 4 a y b) y presentan bordes corroídos con opacos asociados. Los fenocristales de anfíboles están muy alterados. Los minerales opacos se presentan de dos tipos, minerales euhedrales diseminados en toda la muestra y minerales anhedrales a subhedrales, rojizos, asociados a biotita y anfíboles.

La mineralogía de alteración corresponde a una zona de alteración argílica intermedia (caolinita + sericita + illita) con algo de presencia de carbona-tos. De acuerdo a Corbett y Leach (1998) la An-desita La Chilca fue alterada por fluidos hidrotermales de menos de 300 º C con pH entre 4 y 5.

mm de ancho (a) con nicoles paralelos y (b) con ni-

Las estructuras fluidales observadas corresponden a la naturaleza dómica que presenta la An-desita La Chilca. No se observa orientación de minerales en las secciones delgadas.

Se observa que la zona de alteración argílica intermedia mencionada por Carrizo (1981) se extiende hacia el NE del bajo y corresponde al flanco norte del domo La Chilca.

Agradecimientos. Al Geol. Nicolás Montenegro de YMAD. Este trabajo se financió parcialmente con fondos de un PIP CONICET.

BIBLIOGRAFÍA

Carrizo, M. 1981. Determinación de la Geología, alteración y contenido Geoquímico, con miras a determinar cualidades económicas. Seminario UNT (inédito).

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PETROGRAFÍA Y GEOQUÍMICA DE BASANITAS DEL SECTOR OESTE DE LA MESETA DE SOMUNCURÁ, PROVINCIA DE RÍO NEGRO

Asiain Lucía¹; Gargiulo M. Florencia¹; Reitinger Johann²; Ntaflos Theodoros²; Bjerg Ernesto A.¹

¹   INGEOSUR, CONICET Bahía Blanca y Departamento de Geología, Universidad Nacional del Sur, Bahía Blanca, Argentina. lasiain@ingeosur-conicet.gob.ar Faculty of Earth Sciences, Geography and

²   Astronomy, Department of Lithospheric Research, University of Vienna, Austria.

Resumen. Al sur de la localidad de Prahuani-yeu, sector oeste de la Meseta de Somuncurá, afloran rocas volcánicas alcalinas a ultra-alcalinas (basanitas). Las mismas presentan fenocristales de olivino en una pasta con augita titanífera, olivino, nefelina y minerales opacos. Geoquímicamente están levemente enriquecidas respecto al patrón de OIB, poseen una marcada anomalía negativa en K y altos valores de elementos incompatibles. Estas características son comparables con las volcanitas plio-pleistocenas de la región.

Palabras clave. Basanita, basaltos alcalinos, Plio-Pleistoceno, Meseta de Somuncurá.

Abstract. Petrography and geochemistry of basanites from the western part of Meseta de So-muncurá, Río Negro province.

South of Prahuaniyeu, in the western part of Meseta de Somuncurá, alkali to ultra-alkali volcanic rocks (basanites) crop out. These lavas have olivi-ne fenocrystals in a groundmass of titaniferous augite, olivine, nepheline and opaque minerals. They are slightly enriched compared with OIB standards, have a strong negative K anomaly and high con-tents of incompatible elements. These geochemical characteristics are comparable with the Plio-Pleisto-cene volcanic rocks of the region.

Keywords. Basanite, alkali basalts, Plio-Pleisto-cene, Meseta de Somuncurá.

Introducción. La Meseta de Somuncurá está ubicada en la Comarca Nordpatagónica, entre los paralelos 40,5° y 43°S. Comprende un campo volcánico principalmente basáltico con una extensión de más de 25.000 km² donde han sido reconocidas diferentes unidades estratigráficas, producto de vulcanismo máfico de intraplaca y retroarco (Ardo-lino y Franchi, 1993). La Formación Somuncurá (Ardolino, 1981) es la unidad con mayor desarrollo en la región y comprende las rocas volcánicas oli-gocenas de composición basáltica. Durante el Mioceno medio a superior el volcanismo de la meseta se modifica hacia composiciones alcalinas mesosi-

lícicas, esencialmente traquíticas, cuyo desarrollo tuvo lugar principalmente en el sector oriental (Formación Quiñelaf, Núñez et al. 1975). Kay et al. (2007) clasifican las coladas basálticas en “pre-plateau” (Oligoceno), “plateau” (Oligoceno tardío a Mioceno temprano) y “post-plateau” (Mioceno temprano a medio). Las primeras son correlacionables con la Formación Somuncurá I y II respectivamente, y las “post-plateau” son comparables con la Formación Quiñelaf. Se han identificado efusiones basálticas de intraplaca de edad plio-pleistocenas en varios sectores de la meseta, entre las cuales se encuentran las reconocidas por Cortelezzi y Dirac (1969) de 2,1 ± 0,15 y 2 ± 0,15 Ma, en la salina El Pito, proximas al cerro Trayén Niyeu. Posteriormente Yllañez y Lema (1979) obtuvieron una edad de 3±2 Ma para un dique de composición basáltica del área de Telsen, mientras que Franchi y Sepúlveda (1979) y Ardolino y Delpino (1986) reconocieron lavas de edad pliocena al sureste y norte de la Meseta de Somuncurá. Por su parte, Ardolino y Franchi (1993) basándose en criterios geomorfoló-gicos consideran de edad pliocena los basaltos situados al noroeste de la localidad de El Caín, en el extremo occidental de la meseta, y los conos volcánicos del oeste de la Alta Sierra de Somuncurá. Por otro lado, Labudía et al. (2011) obtienen una datación K-Ar de 3,2 ± 0,7 Ma (Plioceno) en lavas del Cerro Medina ubicado al sur de la localidad de Prahuaniyeu, lo que sugiere una amplia distribución areal de lavas plio-pleistocenas.

Rocas alcalinas, con características geoquímicas y petrográficas similares a las aquí presentadas han sido estudiadas por Corbella (1982, 1989) y Ntaflos et al. (2000), en el área de la Sierra de Queupuniyeu y cerca de la localidad de Prahuaniyeu.

El objetivo de esta contribución es dar a conocer los resultados de estudios petrográficos y geoquímicos de basanitas situadas en las inmediaciones del poblado de Prahuaniyeu y del cerro Medina, con el fin de contribuir al conocimiento de las unidades plio-pleistocenas de la Meseta de Somuncurá.

Metodología. Se realizaron estudios petrográficos en 37 secciones delgadas de muestras representativas del área de estudio, realizados en el Laboratorio de Petrotomía de la Universidad Nacional del Sur. Las secciones delgadas fueron estudiadas con un microscopio de polarización Nikon Eclipse E400 Pol. Dos de ellas, corresponden a las basanitas presentadas en este trabajo, cuyos análisis geoquímicos de elementos mayoritarios y trazas fueron efectuados en un equipo de ICP-MS Agilent 7500 y por espectrometría de rayos X en un equipo Phillips PW 2400, en el Departamento de Investigaciones de la Litosfera, Facultad de Ciencias de la Tierra, Geografía y Astronomía de la Universidad de Viena, Austria.

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Resultados. Los afloramientos de estas rocas corresponden a coladas de lava horizontales a subhorizontales, con espesores variables entre 1 y 3 metros. Las características topográficas del terreno y macroscópicas de las muestras dificultan su diferenciación de las rocas basálticas circundantes, motivo por el cual fue necesario recurrir a estudios petrográficos y geoquímicos.

Petrografía. Las muestras estudiadas corresponden a coladas masivas de color gris oscuro, textura afanítica que grada localmente a porfírica, con vesicularidad variable entre 1 y 5%. Presentan textura holocristalina, porfírica con 10% de fenocrista-les de olivino inmersos en una pasta (90%) compuesta por augita titanífera, olivino, nefelina subordinada y minerales opacos (figura 1a). Los fenocris-tales son íntegramente de olivino, con contornos subhedrales, longitud entre 300 y 1.000µm y están levemente alterados a iddingsita en bordes y fracturas. Algunos cristales exhiben márgenes reabsorbidos, contornos corroídos y engolfamientos (figura 1a, b). En la pasta, los individuos de augita titanífera (50%) son de color castaño pálido, poseen contornos euhedrales a subhedrales, hábito prismático y

tamaños entre 50 y 300µm. Los cristales de olivino (20%) son anhedrales a subhedrales, con tamaño promedio de 100µm, los cuales presentan leve a moderada alteración de iddingsita en bordes y fracturas, ocasionalmente dando lugar al reemplazo pseudomórfico. Cristales anhedrales de nefelina (10%) se ubican entre los restantes minerales que integran la pasta, identificándose localmente cristales subhedrales de hábito tabular, con tamaños que varían entre 50 y 100µm, parcialmente reemplazados por ceolitas y esmectitas. Los minerales opacos representan el 10% de la pasta, muestran secciones cuadradas y se encuentran como inclusiones dentro de los demás minerales que integran la roca. Como mineral accesorio se han identificado cristales de apatito en la pasta y como inclusiones dentro de los cristales de nefelina (figura 1a-c).

Se observan amígdalas rellenas en forma concéntrica con minerales del grupo de las ceolitas en los bordes y hacia el centro esmectitas y calcita.

Una de las muestras presenta un fragmento de xenolito de 9,2 mm, en contacto neto con la roca hospedante, constituido por olivino, con espinelo y piroxeno subordinados. La textura es protogranular transicional a porfiroclástica (figura 1d).

Figura 1. Fotomicrografías con analizador. a) Aspecto general de la roca. b) Fenocristales y xenocris-tales de olivino. c) Pasta de la roca con nefelina intersticial entre cristales de clinopiroxeno y olivino. d) Fragmento de xenolito de manto inmerso en la roca.

 

De acuerdo a la clasificación modal QAPF propuesta por la IUGS para rocas volcánicas (Strec-keisen 1978, Le Maitre et al. 2002), las muestras estudiadas corresponden a foiditas.

Geoquímica. De acuerdo a los diagramas TAS (Le Bas et al. 1986 y Cox et al. 1979), las rocas estudiadas corresponden a la familia de rocas alcalinas y al campo de las basanitas (ol>10%), figuras 2a, b. El diagrama K₂O versus Na₂O para magmas alcalinos (Middlemost, 1975) indica que una de las muestras coincide con el campo de la serie sódica, mientras que la otra se ubica en el límite entre el campo de la serie sódica y la serie potásica (figura 2c).

En el diagrama de elementos inmóviles Zr/Ti vs. Nb/Y (Pearce, 1996) (figura 2d) las muestras evidencian composición alcalina a ultra-alcalina, coincidiendo con el campo de las foiditas, muy cerca del límite del basalto alcalino.

En la figura 2e se comparan los diseños de abundancia relativa de los elementos de tierras raras (REE) normalizadas a condrito (Sun y McDo-nough, 1989) incluyéndose también el patrón de OIB (Oceanic Island Basalt) de Sun y McDonough (1989). Se observa que las muestras estudiadas registran un enriquecimiento en los LREE (tierras raras livianas) mayor a 100 veces el condrito y que los contenidos de estos elementos para ambas muestras son mayores a los HREE (tierras raras pesadas), mostrando una marcada pendiente negativa con valores La_N/Yb_N promedio de 29,8. Ambas muestras presentan tendencia geoquímica similar al patrón OIB, con valores de LREE levemente enriquecidos respecto a este último. En el diagrama multielemental, normalizado a OIB (Sun y McDo-nough, 1989), se observa que las muestras exhiben contenidos similares entre sí y que la mayoría de los elementos están enriquecidos respecto al patrón OIB. Asimismo, se destaca una marcada anomalía negativa de K y de Rb, en este último caso menos pronunciada (figura 2f).

Discusión. La geoquímica de las muestras presentadas en este trabajo, coincide con los datos aportados por Ntaflos et al. (2000) y Labudía et al. (2011). Ntaflos et al. (2000) definen el grupo Que-Pra, para basanitas de la Sierra de Queupuniyeu y de la localidad de Prahuaniyeu, con afinidad a basaltos OIB, altos contenidos de elementos incompatibles, altas relaciones La_N/Yb_N=26 y marcada anomalía negativa en K (figura 2e, f). Las concentraciones de elementos incompatibles y la anomalía negativa en K coinciden con las muestras analizadas en esta contribución.

Por otra parte, Labudía et al. (2011) estudian una basanita alcalina del cerro Medina, cono piro-clástico con coladas de lava asociadas, localizado 16 km al suroeste del paraje Prahuaniyeu. Esta roca presenta tamaño de grano fino, con fenocris-

tales de olivino, piroxeno, plagioclasa, con nefelina asociada y xenocristales de olivino. Posee una tendencia geoquímica similar al patrón OIB, con relaciones La_N/Yb_N=29 y una anomalía negativa en K (figura 2e, f). La edad de esta roca, en base a una datación K-Ar documentada por estos autores, es de 3,2 ± 0,7 Ma (Plioceno). Las características petrográficas y geoquímicas de esta basanita son semejantes a las de las rocas analizadas en este trabajo, con presencia de xenocritales de olivino, nefelina asociada, altas relaciones La_N/Yb_N y anomalía negativa en K.

Sun y McDonough (1989) relacionan las anomalías negativas de K y Rb en basaltos con la presencia de flogopita en la fuente mantélica. Por su parte, Ntaflos et al. (2000) relacionan la anomalía negativa en K del grupo Que-Pra con la posible presencia de una fuente magmática empobrecida en este elemento e indican que el alto contenido de elementos incompatibles que caracteriza a este grupo no podrían derivar directamente de la fusión parcial del manto astenosférico o de una pluma de manto, ya que serían necesarios porcentajes mínimos de fusión. Estos autores, atribuyen los valores extremos de LREE a dos episodios de fusión parcial, o a un enriquecimiento de la fuente manté-lica, producto de un metasomatismo previo a la fusión. Teniendo esto presente, se considera la hipótesis de Ntaflos et al. (2000) para explicar la anomalía negativa de K y las elevadas concentraciones de elementos incompatibles. Por otro lado, se asume la edad pliocena propuesta por Labudía et al. (2011) para las basanitas presentadas en esta contribución.

Corbella (1982, 1989) estudia las lavas de la Sierra de Queupuniyeu y comprueba la existencia de rocas de características alcalinas, sódicas, entre las cuales describe basanitas y nefelinitas. Estas rocas presentan características petrográficas y geoquímicas similares a las estudiadas en este trabajo, pero no presentan anomalía negativa en K. Por otra parte, Corbella (1982) obtiene una edad K-Ar de 19 ± 1 Ma (Mioceno temprano) en una colada de basanita, sin embargo esta edad es más antigua que la atribuida a las muestras presentadas en esta contribución.

En relación a otros basaltos de la Meseta de Somuncurá (Kay et al. 2007; Maro y Remesal, 2012), las muestras analizadas presentan contenidos relativamente altos de MgO, TiO₂ y P₂O₅, y bajos de SiO₂ y Al₂O₃. (Tabla 1).

Kay et al. (2007) consideran que el grupo “post-plateau” está integrado por basaltos alcalinos, traquibasaltos, mugearitas y hawaiitas. Estos flujos se concentran en los márgenes occidental y sur de la meseta con un tren general NW-SE. Las edades Ar-Ar obtenidas para estas rocas fueron 20,6 ± 0,6 Ma (Mioceno temprano) y 16,6 ± 0,4 Ma (Mioceno). En el sector oriental de la Meseta de Somuncurá, Maro y Remesal (2012) estudiaron las

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Figura 2. a y b) Diagramas TAS de Le Bas et al. (1986) y Cox et al. (1979) respectivamente. c) Diagrama K₂O-Na₂O (Middlemost, 1975) d) Diagrama Zr/Ti versus Nb/Y (Pearce, 1996) e) Diagrama de REE normalizado a condrito C1 de Sun y McDonough (1989). f) Diagrama normalizado a OIB de Sun y Mc-Donough (1989).

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Tabla 1. Análisis geoquímicos de elementos mayoritarios y traza de las muestras estudiadas

y muestras al., (2007).	represent	ativas de	Maro y Remesal (20	12) y del grupo	«post-pl	ateau» de Kay et
	Esta contribución		Kay et al.	2007	Maro y	Remesal 2012
Localidad	Oeste de la		Bajada del Diablo	Maquinchao	Cerro Corona
Muestra	PRA-1	EC-13	CH4B	M2C	RN133	RN134
Si02	40,51	42	50,77	48,77	51,9	51,5
Ti02	3,28	3,19	1,85	3,17	2,21	2,37
A1203	9,85	11,32	15,94	17,30	15,7	16
FeO	13,17	12,36	10,74	11,32	11,91	11,72
MnO	0,23	0,23	0,14	0,22	0,13	0,14
MgO	16,14	11,21	4,57	3,70	4,02	4,58
CaO	10,82	10,85	8,84	8,35	7,44	7,46
Na20	2,18	4,6	3,82	3,98	3,85	4,04
K20	1,03	1,78	2,06	1,64	1,31	1,7
P205	1,42	1,54	0,57	0,57	0,48	0,68
Total	98,63	99,08	99,30	99,02	98,95	100,19
LOI	5,01	0,06			1,35	0,22
Nb	144,1	135,2			34	34
Zr	455,2	443,8			164	185
Y	36,52	40,11			25,3	27
Sr	2104,4	1614,6	711	942	759	743
Rb	49,4	31,6			23	29
Cu	37,7	67,7			706	760
Ni	406,5	259,6	138	13
Co	43,4	42,5	51	34	36	32
Cr	412,3	275,6	352	8
Ba	973	1088,1	647	973
Cs	0,67	0,77	0,29	0,43
La	106,82	106,05	37,9	44,8
Ce	202,53	202,61	73,7	88,6	69	56,5
Pr	22,9	22,94			9,31	7,83
Nd	94,15	93,74	33,6	41,8	40,2	33,5
Sm	15,69	15,67	6,73	8,21	9,34	7,77
Eu	4,7	4,65	2,04	2,52	2,941	2,47
Gd	13,8	13,79			8,09	6,96
Tb	1,69	1,7	0,873	1,03	1,25	1,08
Dy	7,89	8,17			6,46	5,75
Ho	1,34	1,42			1,18	1,05
Er	3,19	3,49			3,01	2,71
Yb	2,28	2,59	2,10	2,13	2,52	2,27
Lu	0,28	0,32	0,257	0,294	0,336	0,304
Hf	11,7	9,7	5,7	4,9
Ta	3,62	4,68	2,8	4,1	2,2	1,9
Th	11,89	11,66	4,5	5,0	3,2	3,1
U	2,84	2,61	1,22	1,04

lavas del cerro Corona, las cuales presentan características geoquímicas muy similares al grupo “post-plateau” de Kay et al. (2007).

Si bien las características geoquímicas de las basanitas estudiadas son parcialmente similares a

las “post-plateau” de Kay et al. (2007) y de Maro y Remesal (2012), se diferencian por presentar una composición más alcalina y menos evolucionada. Por otra parte, los flujos “post-plateau” no muestran anomalías negativas en K y los contenidos de LREE son menores a los de las basanitas aquí presentadas (figura 2a-f). Asimismo, la edad asignada a las muestras estudiadas tomando como base la datación de Labudía et al. (2011), es más joven que la propuesta para los flujos “post-plateau”.

Conclusión. Las rocas estudiadas corresponden a coladas de lava masivas de textura afaníti-ca a localmente porfírica, con fenocristales de olivi-no en una pasta compuesta por augita titanífera, olivino, nefelina y minerales opacos. Modalmente se clasifican como foiditas, mientras que químicamente corresponden a basanitas y foiditas de las series alcalinas a ultra-alcalinas. En relación a la geoquímica de REE, las muestras estudiadas presentan distribuciones de abundancia relativas de pendiente general negativa, y diseño similar aunque parcialmente enriquecido respecto al patrón de OIB. Además poseen una marcada anomalía negativa en K y altos valores de elementos incompatibles (más de 100 veces el condrito).

Los altos contenidos de elementos incompatibles son atribuibles a porcentajes mínimos de fusión parcial o a un enriquecimiento de la fuente mantélica originado por metasomatismo previo a la fusión. En cuanto a la anomalía negativa de K, se considera que puede deberse a un empobrecimiento de este elemento en la fuente magmática debido a la presencia de flogopita en el manto del cual derivan.

Las rocas presentadas en esta contribución muestran claras diferencias con los basaltos oligo-cenos y miocenos de la Meseta de Somuncurá. Sin embargo exhiben características petrográficas y geoquímicas similares a volcanitas de edad plio-cena, por lo que se presume que las basanitas estudiadas en este trabajo corresponden a un evento plioceno, posterior al magmatismo principal de la meseta.

Agradecimientos. Este trabajo fue financiado con fondos otorgados al Dr. E. Bjerg por la SGCyT-UNS, proyecto 24/H131 y por el CONICET, proyecto PIP 112-201101-00285.

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HALLAZGO DE DOZYITA EN EL SKARN LOMA MARCELO, SIERRAS AUSTRALES DE LA PROVINCIA DE BUENOS AIRES, ARGENTINA

Ballivián Justiniano, Carlos A.^1,3; Lanfranchini, Mabel E.^1,4; de Barrio, Raúl E.¹; Genazzini, Cecilia I.^2,3

¹   Instituto de Recursos Minerales (INREMI), Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional de La Plata. Calle 64 esq. 120 s/n, C.P. 1900, La Plata. E-mail: carlos_ballivian@hotmail.com

²   Centro de Investigaciones Geológicas (CIG), CONI-CET-UNLP. Diagonal 113 Nro. 275, C.P. 1900, La Plata.

³   Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas (CONICET).

⁴   Comisión de Investigaciones Científicas de la Provincia de Buenos Aires (CICBA).

Hallazgo de dozyita en el skarn Loma Marcelo, Sierras Australes de la provincia de Buenos Aires, Argentina. La dozyita, un interestratificado regular 1:1 de serpentina y clorita con fórmula general Mg₇Al₂[(Si₄Al₂)O₁₅](OH)₁₂, fue reconocida en el skarn Loma Marcelo, en el basamento neoprotero-zoico de las Sierras Australes de la provincia de Buenos Aires aflorante en el área de los cerros Pan de Azúcar y del Corral. Este mineral fue anteriormente citado en las minas Ertsberg East (Indonesia) y Woods (Pennsylvania, Estados Unidos) y en el Complejo Ofiolítico Shetland (Escocia, Reino Unido). La dozyita del skarn Loma Marcelo fue identificada petrográficamente y mediante difracción de rayos X en muestras de roca total y fue analizada por microsonda electrónica. Se encuentra asociada a calcita, dolomita, condrodita, espinela y serpentina y su fórmula general es (Mg_7,11 Al_1,45 Fe³⁺0,06 Ca0,03)Ó = 8,65 [(Si4,14 Al1,86)Ó = 6,00 O15,00] (OH_11,52 F_0,48 Cl_0,004)_{Ó = 12,00}. La dozyita del skarn Loma Marcelo se formó durante una etapa de re-trogradación por reemplazo de clinocloro y, a su vez, la dozyita se encuentra parcialmente reemplazada por serpentina.

Palabras clave. Filosilicato, interestratificado regular, etapa de retrogradación, basamento neoproterozoico, Cinturón de Sierra de la Ventana

Abstract. Finding of dozyite at the Loma Marcelo skarn in the Sierras Australes of Buenos Aires Province, Argentina. The dozyite is a 1:1 regular interestratification of serpentine and chlorite which general formula is Mg₇Al₂[(Si₄Al₂)O₁₅](OH)₁₂. It was recognized in the Loma Marcelo skarn, at the Pan de Azúcar Hill-Del Corral Hill area in the Neo-proterozoic basement of the Sierras Australes of Buenos Aires Province. Previously, this mineral was mentioned at Ertsberg East Mine (Indonesia)

and Woods Mine (Pennsylvania, United States) and at the Shetland Ophiolitic Complex (Scotland, United Kingdom). The studied dozyite was identified petro-graphically and by X-ray diffraction in whole rock samples and was analyzed with an electron micro-probe. The dozyite of the Loma Marcelo skarn forms an assemblage with calcite, dolomite, chon-drodite, spinel and serpentine and its general chem-ical formula is (Mg_7,11 Al_1,45 Fe³⁺_0,06 Ca_0,03)_{Ó = 8,65} [(Si4,14 Al1,86)Ó = 6,00 O15,00] (OH11,52 F0,48 Cl0,004)Ó = 12,00.

The dozyite of the Loma Marcelo skarn was formed during a retrogradation stage by replace-ment of clinochlore and, in turn, the dozyite was partially replaced by serpentine.

Keywords. Phyllosilicate, regular interestratifi-cation, retrogradation stage, Neoproterozoic base-ment, Sierra de la Ventana Belt.

Introducción. El detallado estudio petrográfico y mineraloquímico del skarn Loma Marcelo, parte del basamento cristalino de las Sierras Australes de la provincia de Buenos Aires, permitió el hallazgo de “dozyita”. Este mineral es un interestratifica-do regular trioctaédrico de clorita y serpentina con relación 1:1 cuya fórmula general es Mg₇Al₂[(Si₄Al₂) O₁₅](OH)₁₂ (Bailey et al. 1995).

La dozyita fue descrita por primera vez por Bailey et al. (1995) en el skarn alterado adyacente a la mina de Cu-Au-Ag Ertsberg East (Nueva Guinea Occidental, Indonesia). También fue descrita por Banfield y Bailey (1996) en la mina de cromo Woods (Pennsylvania, Estados Unidos) y en Nikka Vord, en el Complejo Ofiolítico Shetland expuesto en la isla Unst (Escocia, Reino Unido) (http:// www.mindat.org/min-1317.html). Además de las tres localidades antes mencionadas, no se citan otras ocurrencias de dozyita en la literatura geológica, por lo que la dozyita del skarn Loma Marcelo constituiría la cuarta mención de este mineral. En este trabajo se presentan los resultados del estudio petrográfico y mineraloquímico de la dozyita del skarn Loma Marcelo.

Marco geológico. El basamento cristalino de las Sierras Australes de Buenos Aires aflora discontinuamente en el sector occidental de las Sierras Australes de Buenos Aires (figuras 1a y b). Está principalmente compuesto por los granitos neoproterozoicos aflorantes en el área de los cerros Pan de Azúcar y del Corral y por los granitos cámbricos aflorantes en el Cerro Colorado, la Estancia Agua Blanca y el Cerro San Mario, además de las riolitas del Cerro La Ermita y la Estancia La Mascota y los afloramientos de ignimbrita, andesita y skarn del área de los cerros Pan de Azúcar y del Corral (Rapela et al. 2003; González et al. 2004; Gregori et al. 2005; Ballivián Justiniano et al. 2015).

El área de los cerros Pan de Azúcar y del Corral se encuentra a 18 km al NNE de la localidad de Torn-

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Figura 1. a) Ubicación de las Sierras Australes de Buenos Aires. b) Mapa geológico del sector occidental de las Sierras Australes con énfasis en las rocas de basamento (en rojo): 1 área de los cerros Pan de Azúcar y del Corral (véase la Fig. 1c), 2 granito del Cerro San Mario, 3 granito de la Estancia Agua Blanca, 4 granito del Cerro Colorado, 5 riolita del Cerro La Ermita y 6 riolita de la Estancia La Mascota. c) Mapa geológico del área de los cerros Pan de Azúcar y del Corral (modificado de Ballivián Justiniano et al. 2015).

quist (figura 1b). En la zona afloran granitos cata-clásticos y miloníticos, ignimbritas miloníticas, metan-desitas y el skarn Loma Marcelo (figura 1c) (Rapela et al. 2003; González et al. 2004; Gregori et al. 2005; Ballivián Justiniano et al. 2015). Estas rocas de basamento subyacen a las sedimentitas eopaleo-zoicas del Grupo Curamalal (Harrington 1947). Fechados isotópicos U-Pb SHRIMP en circones de los granitos del área dieron edades comprendidas entre 607 Ma y 581 Ma (Rapela et al. 2003; Tohver et al. 2012). La milonitización de las rocas de basamento y el plegamiento de la cubierta sedimentaria paleozoica fueron asignados al Pérmico por numerosos autores (von Gosen et al. 1990).

La Loma Marcelo se encuentra ubicada entre los cerros Pan de Azúcar y del Corral (figura 1c) y está compuesta principalmente por granitos cata-clásticos y protomiloníticos entre los que intercalan

fajas de milonitas graníticas muy esquistosas (Balli-vián Justiniano et al. 2015). El skarn Loma Marcelo consiste en pequeños afloramientos dispersos de rocas calcosilicáticas (skarn cálcico) y metacarbo-náticas (skarn magnesiano) (figura 1c). El skarn cálcico consiste en grandita, salita, wollastonita, meionita, bitownita, vesubianita y calcita, entre los minerales más abundantes. Por su parte, el skarn magnesiano está principalmente formado por calcita, dolomita, condrodita y espinela. Los afloramientos de ambos tipos de skarn están circundados por granitos cataclásticos y miloníticos.

Los protolitos del skarn Loma Marcelo son interpretados como xenolitos incorporados durante el emplazamiento del granito neoproterozoico del área de los cerros Pan de Azúcar y del Corral (Ballivián Justiniano et al. 2015). El detallado estudio del skarn permitió identificar tres eventos metasomáticos de

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distinta edad vinculados a fluidos de naturaleza tanto ígnea como metamórfica. El primer evento estuvo relacionado a la intrusión del granito neoproterozoico que contiene los cuerpos de skarn, el cual incorporó los xenolitos carbonáticos; el segundo evento estuvo vinculado a la intrusión de los granitos cámbricos tipo A del Cerro Colorado y la Estancia Agua Blanca y los procesos hidrotermales postmagmáticos conexos (531-524 Ma; Rapela et al. 2003, Tohver et al. 2012) y el tercero a la deformación y metamorfismo neopaleozoicos. El segundo evento introdujo flúor en las rocas de basamento del área de los cerros Pan de Azúcar y del Corral y originó minerales con altos contenidos de este elemento en el skarn, como

vesubianita en el skarn cálcico y condrodita en el skarn magnesiano.

Metodología. La dozyita del skarn Loma Marcelo fue estudiada mediante análisis petrográfico, difracción de rayos X y análisis químico por micro-sonda electrónica. Los estudios de difracción de rayos X se realizaron en muestras de roca total finamente pulverizadas en el Centro de Investigaciones Geológicas (CIG, CONICET-UNLP) con un di-fractómetro marca PANalytical modelo X´Pert PRO. Los análisis químicos por microsonda electrónica se realizaron sobre secciones delgadas petrocal-cográficas en el Laboratorio de Microscopía Elec-

Figura 2. a) Superficies alterada (izquierda) y fresca (derecha) de la roca metacarbonática del skarn Loma Marcelo (afloramiento). b) Cristales de condrodita (Chn) en matriz carbonática (Cb). c) Dozyita (Dzy) asociada a espinela (Spl) y serpentina (Srp) (luz polarizada transmitida, nicoles cruzados). d) Dozyita y condrodita reemplazadas por serpentina (luz polarizada transmitida, nicoles cruzados). e) Cristal de dozyita en matriz carbonática (luz polarizada transmitida, nicoles cruzados

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trónica y Análisis por Rayos X (LAMARX, CONICET-UNC) con una microsonda JEOL modelo Superpro-be JXA-8230.

Petrografía. La superficie del skarn magnesia-no es marcadamente rugosa en el afloramiento debido a la resistencia diferencial de los minerales que la constituyen frente a los efectos de la disolución por intemperismo (figura 2a). En las superficies frescas es de color blanco amarillento a blanco anaranjado (figura 2a). El skarn magnesiano está compuesto por calcita, dolomita, condrodita y espinela y por cantidades subordinadas de dozyita, serpentina, fluorita, cuarzo, circón y pirofilita.

Los cristales de condrodita, mineral perteneciente al grupo de la humita, son de color amarillo pálido a amarillo anaranjado (figura 2a). Los individuos son anhedrales, a veces algo alargados, con bordes irregulares y longitudes máximas comprendidas entre 2 mm y 1 cm. Son ópticamente similares a los minerales del grupo del olivino, de los cuales se distinguen por la presencia de maclas polisintéticas o de contacto (figura 2b). Los cristales de espinela son de color gris azulado a violá-

Tabla 1. Comparación composicional de las (Indonesia).

dozyitas del skarn Loma Marcelo y la mina Ertsberg East

ceo, tienen diámetros máximos de 3 mm y con frecuencia son euhedrales, con secciones octaédricas cuadradas, rectangulares o trapezoidales. En sección delgada son incoloros con luz polarizada transmitida y completamente isótropos con analizador (figura 2c). La condrodita y la espinela tienen textura porfiroblástica y se encuentran inmersos en una matriz carbonática (calcita > dolomita) con textura granoblástica que constituye el 60-80% de la roca (figura 2).

La dozyita constituye hasta el 3% de la roca y en muestra de mano pueden observarse algunos individuos con hábito laminar y brillo perlado. Laminillas de dozyita de hasta 500 ìm de longitud se encuentran asociadas a individuos de condrodita y/o espinela (figuras 2c y d) o están dispersas y aisladas en la matriz carbonática (figura 2e). La condrodita, la espinela y la dozyita están serpentinizadas en grado variable (figuras 2c y d). En los análisis de difracción de rayos X en muestras de roca total las siguientes líneas de difracción corresponderían a la dozyita (expresadas en angstroms y sus respectivos valores de 2è entre paréntesis): 7,1553 (12,360); 3,5591 (24,999); 2,4253 (37,037). Al microscopio

Análisis por microsonda electrónica

% en peso

Skarn Loma Marcelo¹

Mina Ertsberg Easf

n = 17

n = 19

Media

Desvío

Media

Desvío

Número de iones por unidad de fórmula³

i.p.u.f.

Skarn Loma         Mina

Marcelo Ertsberg East

Si0₂

Ti0₂

A1₂0₃

Cr₂0₃

Fe₂0₃

MnO

NiO

MgO

CaO

Na₂0

K₂0

P20₅

F

Cl Suma

29,93 0,09

20,35 0,03 0,57 0,02 0,01

34,53 0,19 0,05 0,02 0,03

12,50 1,09 0,02

99,43

0,85 0,11 1,28 0,03 0,20 0,02 0,01 0,84 0,31 0,05 0,02 0,02 0,16 0,57 0,01

29,69

20,29

1,81

34,74 0,04 0,07

12,20

0,18 99,02

0,43 0,61 0,14

0,38 0,03 0,09

1,22 0,18

Este trabajo; Bailey et al. 1995; Reconstrucción de la fórmula de la dozyita en base a 0₁₅(OH)₁₂ y asumiendo todo el hierro presente

como Fe

Si

Al

Suma

Al Cr

Fe³⁺

Mn

Ni

Mg

Ca

Na+K P

Suma

OH

F

Cl

Suma

Total

4,1357 1,8643 6,0000

1,4512 0,0029 0,0598 0,0023 0,0009 7,1136 0,0286 0,0167 0,0036 8,6796

11,5207 0,4753 0,0040

12,0000

26,6796

4,1706 1,8294 6,0000

1,5297 0,0000 0,1913 0,0000 0,0000 7,2748 0,0060 0,0191 0,0000 9,0209

11,9571 0,0000 0,0429

12,0000

27,0209

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petrográfico la dozyita es incolora y carece de pleo-croismo. Tiene relieve bajo y clivaje perfecto. Los colores de interferencia varían entre el amarillo y el anaranjado de primer orden. Las láminas de dozyita presentan extinción ondulosa y en ocasiones se encuentran flexuradas. La figura de interferencia es biáxica y el signo óptico es positivo. Entre las láminas de dozyita y los cristales de condrodita y espinela se observó fluorita (figura 2f).

Composición química. En la Tabla 1 se presentan los promedios y desvíos estándar de los análisis por microsonda electrónica de las dozyitas del skarn Loma Marcelo y de la mina Ertsberg East (Bailey et al. 1995) junto al número de cationes por unidad de fórmula. El recálculo de la fórmula de la dozyita se realizó en base a O₁₅(OH)₁₂ y asumiendo todo el Fe como Fe³⁺. La dozyita identificada en el skarn Loma Marcelo presenta contenidos mayores de CaO y menores de Fe₂O₃, Na₂O y Cl que la dozyita de la mina Ertsberg East. La fórmula general de la dozyita del skarn Loma Marcelo

es la siguiente: (Mg_7,11 Al_1,45 Fe³⁺_0,06 Ca_0,03)_{Ó = 8,65} [(Si4,14 Al1,86)Ó = 6,00 O15,00] (OH11,52 F0,48 Cl0,004)Ó = 12,00,

siendo evidente el elevado contenido de Mg (X_Mg = 0,99), la elevada relación Al:Si = 0,8 y el escaso reemplazo de OH por F y Cl (X_OH = 0,96).

Conclusiones. La formación de un skarn cálci-co y otro magnesiano responde a la distinta composición química de los protolitos carbonáticos. A las elevadas temperaturas del primer evento metasomá-tico se formaron forsterita y espinela en el skarn magnesiano a partir de un protolito dolomítico. La condrodita con elevados contenidos de F se formó por hidratación de la forsterita durante el segundo evento metasomático por la reacción de este mineral con fluidos hidrotermales portadores de F. En el skarn magnesiano no fueron identificados minerales atribuibles al tercer evento metasomático.

Los protolitos dolomíticos suelen contener cantidades variables de clinocloro, mineral estable en un amplio rango de temperaturas, excepto a temperaturas elevadas. Durante el metamorfismo progrado el clinocloro se descompone por debajo de 555°C a 100 MPa mediante la reacción 2 Dolomita + Clorita « 2 Calcita + 3 Forsterita + Espinela + 2 CO₂ + 4 H₂O, aunque en los mármoles forsteríticos y skarns magnesianos el clinocloro puede también formarse durante las etapas de retrogradación (Bucher y Grapes 2011). Si bien aún no ha sido posible determinar a qué evento metasomático corresponde la formación de dozyita del skarn Loma Marcelo, al igual que la dozyita de la mina Ertsberg East (Bailey et al. 1995), ésta podría haberse formado según la siguiente secuencia de reemplazos: clinocloro ® dozyita ® serpentina.

Agradecimientos. Los autores de este trabajo desean expresar su gratitud a la Dra. Marta

Franchini por las oportunas correcciones y sugerencias efectuadas sobre el escrito original de la presente contribución. Este trabajo fue financiado con subsidios de la Comisión de Investigaciones Científicas de la Provincia de Buenos Aires (CICBA) y por la Universidad Nacional de La Plata (proyectos 11N-617 y 11N-716).

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Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

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ZONACIÓN DE LA PEGMATITA DON ARTURO, SIERRA DE ANCASTI, CATAMARCA

Battich, María E.; Cisterna, Clara E.^1,2

¹   Facultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo, U.N.T.

²   CONICET.

Resumen. La pegmatita Don Arturo se ubica en la sierra de Ancasti, Catamarca, a 29^o01’25"S y 65^o32’42,5"O. El encajante principal es un esquis-to bandeado biotítico y en menor proporción una gra-nodiorita. De forma lenticular, presenta una zona-ción interna de tipo complejo y carácter asimétrico, identificándose: zona de borde, zona externa, zona intermedia y núcleo, unidades de reemplazo y relleno. Las especies minerales definidas hasta el momento son: cuarzo, albita, lepidolita, muscovita, mi-croclino, tur-malina, berilo, circón, granate, rutilo y óxidos sin determinar. Se clasifica como de signatura LCT, clase de elementos raros, subclase ER-Li, tipo albita. El emplazamiento habría sido sin a tardío tectónico respecto una deformación dirigida en estado dúctil por cizalla. Correspondería a las in-trusiones orogénicas de edad paleozoica inferior, posiblemente ordovícica.

Palabras clave. Pegmatita. Ancasti. Zonación. LCT- tipo albita. Cizalla.

Abstract. “Zonation of the Don Arturo pegma-tite, Ancasti range, Catamarca”. Don Arturo pegma-tite is located in the Ancasti range, Catamarca prov-ince, at 29^o01’25" S and 65^o32’42,5" O. The main country rocks is a banded biotite schists and to a lesser extent granodiorite. It is a lenticular body and has an internal zonation of complex and asymmet-rical, identifying: border zone, wall zone, intermedi-ate zone and core, replacement units and filling. The mineral species identified so far are: quartz, albite, lepidolite, muscovite, microcline, tourmaline, beryl, zircon, garnet, rutile and undetermined oxides. Is classified as LCT signature, class of rare elements, RE-Li subclass and albite type. The site would have been without regard to late tectonic deformation directed ductile shear state. Would correspond to the lower Paleozoic orogenic intru-sions age, possibly Ordovician.

Keywords. Pegmatite. Ancasti. Zonation. LCT-albite type. Shears.

Introducción. La pegmatita Don Arturo pertenece al distrito Ancasti del cinturón de pegmatitas de elementos raros. Ubicada a un km de la localidad de La Majada, a una altitud máxima de 1.115 msnm, en el sector centro norte de la Faja Intrusiva La Majada, está limitada por una falla transcurrente de dirección NO-SE (Lottner, 1984) (figura1). Presenta tres labores a cielo abierto: labor A, de 9 x 5 m; labor B, de 18 x 6 m; y labor C, de 3 x 3 m; realizadas para la extracción de mica.

Figura 1. Ubicación y marco geológico de la pegmatita Don Arturo.

 

Geología del Basamento. Las principales rocas de caja son esquistos bandeados de grano fino a medio, con una marcada foliación de rumbo general N 165° e inclinaciones promedio de 75°O. Siendo la asociación mineral que los caracteriza Qz+Bt+Pl± Ms±Mc±Tur±Sil±Zm±Ap (Whitney y Evans, 2010). En el sector NNO la pegmatita se vincula con una gra-nodiorita. Estas rocas están afectadas por más de un episodio deformacional, destacándose una fase de deformación de cizalla dúctil (figura 1).

Geología de la Pegmatita. La pegmatita tiene forma lenticular, con una potencia máxima de 30 m, 140 m de largo y una profundidad visible de 8 m, aproximadamente. Su estructura interna presenta una marcada zonación, identificándose cuatro zonas (figura 2), cuatro unidades de reemplazo y unidades de relleno, que se describen a continuación:

Zona de Borde. Se encuentra escasamente representada y es discon-tinua. Los contactos son netos con el esquisto encajante y con la zona externa. Su espesor varía entre 2 y 30 cm, la textura es de grano fino a medio, aplítica e hipidiomórfi-ca. El color es pardo rosado y presenta una foliación paralela al contacto. Los constituyentes principales son Qz-Ab-Ms. En algunos sectores se encuentra totalmente disgregada. El cuarzo es hialino y los cristales varían entre 0,7 y 30 mm. La albita, rosada, se encuentra en granos muy finos de aproximadamente 0,5 mm. La muscovita es blanca y forma pa-quetes de 0,7 a 6 mm, presentándose

por sectores asociada a concentraciones negruzcas de óxidos, sin determinar. Como minerales accesorios se encuentran: Tur (Srl) principalmente, anhedral y formando agregados con cristales de hasta 5 mm, asociada a cuarzo; Brl, en cristales euhedrales a subhedrales de color celeste que varían entre 1 y 3 mm; y escasa Bt, en láminas varían de 0.2 a 5 mm, probablemente por aporte de los esquistos encajantes.

Zona Externa. Se desarrollaría de manera casi continua en todo el cuerpo, presenta contactos netos con el encajante o con la zona de borde, transicionales a netos con la zona intermedia y netos con el núcleo externo (figura 2). Los espesores varían entre 30 cm y 4 m. Se observa una gran variación en el tamaño de grano, de mm hasta 20 cm, en general au-mentando hacia el centro, con predominancia de granometría media a gruesa. El color varía de anaranjado pálido a blanquecino. Sus constituyentes principales son Mc-Pl-Qz, generalmente con textura gráfica, el Qz, tanto con la Pl, como con el Mc. Superficialmente se encuentra con alteración sericítica y caolinítica en grado moderado a alto y teñida por óxidos de coloración rojiza. Cerca del contacto con el esquisto, algunos minerales que presentan elongación, se encuentran orientados de forma perpendicular a este. Se observa una variación en la composición, presentándose la parte exterior con predominio de Pl-Qz que pasa transicionalmente a una interior con predominio de Mc-Qz y con textura más gruesa. El Qz, se halla en cristales de 0,5 a 4 cm, puede ser hiali-no, ahumado, rosado o blanquecino. También se presenta formando nódulos irregulares o tabulares de color gris y de dimensiones promedio 20 x 50 cm. En algunos sectores muestra bandeamiento, a veces plegado. La Pl es blanca, maclada según Ley Ab. Microscópicamente se observan dos generaciones, y en sectores, con relictos de Mc, que indicaría su reemplazo. El Mc, rosado claro a blanquecino, es generalmente pertítico. Las pertitas se disponen como hilos o cordones, correspondientes a dos generaciones: mostrando diferentes estilos de deformación en un mismo grano, unas más finas (0,05 a 0,15 mm) prima-rias, con extinción frag-mentosa y otras más gruesas (0,25 a 1 mm) secundarias, que no muestran deformación. Como accesorios se encuentran: Ms-Tur ± Bt-Zm-Grt-Brl. La Ms conforma láminas milimétricas hasta de 2 cm, a veces for-mando nidos de hasta aproximadamente 70 cm. La Tur, en cristales prismáticos negros desde milimétricos hasta de 3 cm de diámetro y 15 cm de largo. Los accesorios menores son muy escasos, Grt, deleznable, que está formando agregados cristalinos pardo-anaran-jados translúcidos de hasta 0.5 cm de diámetro; Brl, incluido en cuarzo, con cristales milimétricos, subhedrales, translúcidos, de color celeste o verde, y Bt en muy finas láminas, sólo en pocos sectores, también posiblemente por aportes de los esquistos. Las microes-tructuras observadas en esta zona dan indicios de, recristalización dinámica: límites de grano irregulares, lobuladas o aserradas (indicativos de migración de borde de grano), microgranos de Qz neoformados entre cristales, cintas de deformación, Pl con plegamiento tipo “kink”. También de deformación penetrativa, asociada a fenómenos de presiones dirigidas en estado dúctil: en Qz, extinción fragmentosa y en damero, agregados policris-talinos con bordes irregulares, lamelas de deformación, subgranos elongados; en Mc extinción fragmentosa; en Pl “kink” y cristales sigmoides. Las texturas y microestructuras descriptas evidencian deformación en estado submagmático (las fracturas intracristalinas en Mc y Pl, rellenas de fundido residual constituyen la evidencia más conspicua) y/ o subsólido de alta y baja temperatura. Las evidencias de deformación al estado subsólido de alta temperatura son: maclas flexuradas y acuñadas en Ab y Mc, texturas de extinción en damero y mecanismos de recristalización dinámica por migración de límites de grano en Qz.

Figura 2. Posible modelo de forma y zonación de dos, con ubicación de labores y perfiles la pegmatita Don Arturo en base a los datos analiza-

 

Zona intermedia. Compuesta por Mc pertítico principalmente. El contacto con la zona externa puede ser neto o transicional, donde en un tramo coexisten ambas zonas con aumento gradual de una y disminución de la otra. El espesor es variable, de 1,5 m en promedio. El tamaño de grano es muy grueso. El Mc pertítico se encuentra generalmente fracturado y localmente con pronunciado plegamiento. Es de color gris y presenta en escala macroscópica cli-vaje en dos direcciones bien desarrollado. Las pertitas de Ab, de color rosado claro, forman un diseño de cordones de 0,2 a 1 mm de espesor. También se observan microparches relícticos de pertitas más finas, de 0,05 mm. Como accesorios se encuentran inclusiones de finas láminas (< 0,5 mm) de Ms, asociadas a Ab y Qz (< 0,5 mm) que puede presentarse con individuos maclados según Ley Delfinado.

Figura 3. Perfil A1-A2 de la labor A.

 

Núcleo. Está ubicado de manera asimétrica hacia el flanco NE de la pegmatita, donde se encuentra ampliamente expuesto. Aparentemente ocuparía más del 30 % del volumen del cuerpo. Se observan numerosas fracturas que lo atraviesan. Está constituido por una parte externa de cuarzo y una interna de feldespato. El contacto entre ambos se encuentra plegado (figura 3). Presenta contactos netos con las zonas adyacentes.

Núcleo externo. Principalmente de Qz, de grano muy grueso, con individuos de varios metros. Es masivo y, en la labor A forma un anillo, de 1,5 m de espesor, rodeando al núcleo interno. En la labor B, engloba a la unidad de reemplazo de Ab-Lpd-Ms-Qz. El cuarzo es principalmente rosado, blanco lechoso, rojizo, ahumado, lila o amarillento. Se observan dos tipos de bandeamiento. Uno composi-cional, manifestado por variaciones de color entre bandas pa-ralelas que gradan entre sí, debido probablemente a la inclusión de diferentes iones cro-móforos en la red cristalina, a óxidos que penetraron en frac-turas o que se disponen en la superficie (rojizo), a nanofibras de otros minerales (rosado), a la presencia de inclusiones fluidas (lechoso), o bien a efectos de radiación natural (ahumado) (Goreva et al., 2001). Otro tectónico, en cuarzos blancos, rosados y grises, con una estructura de bandas finas (entre 1 y 3 mm), que se vinculan entre sí a través de planos paralelos que se destacan por ser blanquecinos y, a escala microscópica se observan microgranos neoformados de cuarzo, a lo largo de los planos de ruptura. Estos, frecuentemente se presentan plegados. En muchos casos, se presentan además, cuarzos con un fino fractu-ramiento entrecruzado, cuyas trazas de ruptura se remarcan por tratarse de fracturas curadas o rellenas con inclusiones fluidas (London, 2008).

Como accesorios se encuentran principalmente Tur y algo de mica, posiblemente Ms. Los cristales de Tur son negros y varían desde 2 a 6 cm por 10 a 25 cm de largo, se observan formas sigmoides y a veces con inclusiones de Qz y/o mica. En la labor C se encontró un cristal de Tur de morfología externa cónica, fragmentado, de 84 cm de largo, incluido en Qz del núcleo y con su eje c perpendicular al contacto. Se asocian a este cristal láminas de mica blanca, de hasta 63 cm de largo.

Núcleo interno. Se reconoce una composición primaria correspondiente a Mc pertítico, con características similares a las observadas en la zona intermedia. Sin embar-go sólo se han definido sectores de Mc relíctico en el sector superior de la labor B. Sobre el Mc del núcleo se reconocen reemplazos representados por Ab-Ms-Lpd-Qz. En la labor A se ha reconocido una manifestación de cle-velandita con elevado grado de pureza, asociada a escasa Lpd y Qz, de grano muy fino. El espesor de ésta es de 3 m. La Ab, en hábito clevelandita

(London, 2007) es de color rosada clara a blanquecina, en partes nacarada y forma masas de finas tablillas curvadas de 0,3 a 1 cm y de 1 mm de espesor, que generalmente se disponen en forma radial. La Lpd se halla en láminas muy blancas, a veces levemente verdosas, desde microscópicas hasta de 1cm. Suele disponerse como librillos de 1 a 2 cm o en agrupaciones irregulares de hasta 15 cm. Microscópicamente también se observan parches relícticos de microclino entre los límites de gra-nos de Ab y Qz, de aproximadamente 0,2 mm. Se reconocen texturas que ponen de manifiesto episodios de deformación, como el desarrollo de bordes co-rroídos entre los granos de Ab-Qz, extinción fragmentosa y en damero, maclas por deformación en el Qz. Se reconocen también estructuras de “sombras” de deformación de diseño geométrico y microfracturas.

Unidades de relleno. Están compuestas por cuarzo rosado, rojizo o blanquecino, en grandes individuos que se disponen perpendiculares al contacto del núcleo, internándose en forma de apófisis sobre las zonas intermedia y externa, y a veces internándose en la unidad de reemplazo del núcleo interno. Se observan destacadamente en la labor A.

Unidades de reemplazo que afectan al microcli-no pertítico:

Unidad de Ab-Lpd-Ms-Qz. Presenta contactos netos; está incluida, en el núcleo interno de Mc, al cual reemplaza, o en la zona intermedia. De espesor aproxi-mado de 18 m en la labor B y de 2,5 m en la labor C. En la labor A, reemplaza a la zona intermedia, con 2 m de espe-sor, ubicándose bajo las otras unidades. Su granometría es gruesa a muy gruesa y su textura porfírica, presentando una masa de Ab de grano grueso, en la que se disponen libros de mica sin orientación preferen-cial, columnas con láminas menores y nódulos de Qz ahumado (de 5 a 80 cm). Accesorios principales son Tur y Brl, y accesorios secundarios Grt y Rt. La Ab, según su variedad textural clevelandita, en finas tablillas, radiales, de color rosa amarrona-do y que varía a anaranjado claro cuando está teñida por óxidos. En algunos sectores las tablillas son de hasta 50 cm. Se observó Qz blanco en reemplazo de la clevelandita, quedando éste con la dispo-sición radial de las tablillas. La Ab se encuentra intercrecida con Lpd + Ms. El hábito es en masas hojosas, con láminas de 10 a 27 cm de largo. Su disposición es anisotrópica en general. Se observaron concentraciones de librillos mayores curvados, de 10 cm, incluidos en Qz y unidades típicas de reemplazo de Ms por Mc, en forma de columnas irregulares, de aproxi-madamente 60 x 80 cm, elongadas en sentido vertical, compuestas por laminillas que forman librillos de 1 a 4 cm, dispuestas anisotrópicamente y con Ab como accesorio. La Lpd se presenta además en láminas pequeñas,

Figura 4. Perfil B1-B2 de la labor B.

de hasta 5 mm de coloración muy clara y brillante. La mica se analizó mediante DRX y los difractogra-mas coinciden con el de una Lpd, requiriéndose de un análisis químico para determinar si se trata de Lpd o Ms litíferas. El Brl se concentra en un borde de la unidad de reemplazo en la labor B. Es verde-blanquecino, se presenta generalmente en cristales euhedrales a subhedrales, que varían de 3 a 10 cm. Algunos presentan un centro translúcido y es común la presencia de maclas de dos individuos. La Tur se localiza en los sectores exteriores de la labor B, formando a veces concentraciones de cristales alineados, con los ejes c paralelos entre sí y secciones de 1,5 a 4 cm. El Grt es escaso y se presenta en cristales subhedrales a euhedrales, a veces alterados y frag-mentados. Su color es pardo y no exceden un cm. Su DRX presenta mayores coincidencias con el de Sps. El Rt se puede encontrar como inclusiones muy finas entre láminas de Lpd. El DRX realizado coincide con el de una especie de rutilo niobífero (JCPDS 11-396). Los cristales son aciculares, amarillos dorados, de 0,2 mm aproximadamente y se encuentran en disposición radial plana.

Otras unidades de reemplazo. Estas se reconocieron solo en la labor A (figura 3), dispuestas de manera externa al núcleo de Qz y asociadas a una zona de fractura, que podría haber actua-do como canal para los últimos fluidos residuales. Estas se caracterizan por ser de grano fino, en contraste con las zonas adyacentes, y por estar dispuestas formando cuerpos tabulares irregulares. Se encuentran en la zona intermedia reemplazando al microclino pertítico y contactan netamente hacia el sector inferior con la unidad de reemplazo de Ab-Lpd-Ms-Qz. Se suceden a partir del borde del núcleo de cuarzo:

Unidad de Ab-Qz-Lpd. Presenta una variación en el espesor desde 40 a 120 cm. Compuesta

por Ab, de características similares al núcleo interno en la misma labor, con Qz ahumado y Lpd como accesorios. De color blanco nacarado o rosada, en tablillas con un desarrollo de 5 mm en promedio y con espesores entre 1 y 2 mm, algo curvadas y en disposición radial. El Qz ahumado se encuentra en pequeños nódulos oscuros irregulares de hasta 10 cm; mientras que la Lpd forma láminas de 2 cm, que tienden a concentrase en pequeños nidos en el contacto con la unidad siguiente de Qz-Ab. Se presentan finas miarolas irregulares, de 6 mm de diá-metro en promedio, rellenas con cristales translúcidos, euhedrales a subhedrales, de Ab, con desarrollo de motas de óxido pardo rojizo (sin determinar) sobre los cristales de Ab pero no sobre la variedad clevelandita que los rodea.

Unidad de Qz-Ab. Con 2,5 m de espesor. Hacia abajo contacta netamente con la unidad de reemplazo de Ab-Lpd-Ms-Qz. Son rocas de coloración grisácea clara, donde se destacan las pertitas blancas de Ab, que presentan un diseño similar al des-cripto para la zona intermedia. La granometría es fina a media y presenta características similares a la zona intermedia de Mc pertítico (fracturas según dos direcciones de clivaje del Mc y plegamiento apretado, lo que en ocasiones hace difícil su distinción a simple vista). En esta unidad el Qz reemplaza de manera preferencial al Mc pertítico deformado y no a las lamelas de Ab. Sólo mediante observaciones realizadas a escala de lupa binocular, es posible observar el desarrollo preferencial sobre las lamelas de albita de motas de óxido pardo rojizo.

Unidad de Lpd-Ab-Qz. Conserva pequeños relictos de Mc pertítico. Los contactos son transi-cionales. Presenta un espesor promedio de 30 cm. Las rocas son de grano fino y presentan un aspecto “foliado”, la coloración es verde clara con importante brillo y rosada clara. En esta unidad el Mc está reemplazado por Lpd y Qz. La mica se presenta con coloración verde pálida y se dispone según laminillas de 5 mm de largo, orientadas de modo paralelo a la elongación de las pertitas de Ab. Estas pertitas conservan colores rosados, al igual que en la zona intermedia original. En estas Lpd verdes también se encontraron inclusiones de Rt acicular, con características idénticas a las descriptas para la zona de reemplazo de Ab-Lpd-Ms-Q^tz.

Discusión. La variabilidad composicional y tex-tural de las diferentes zonas se corresponde con un proceso de cristalización fraccionada en condiciones de no equilibrio (London, 2008). Se postula una cristali-zación progresiva desde las paredes hacia el centro. En los últimos estadios de cristalización, los fluidos remanentes enriquecidos en volátiles, provocan un extenso proceso metasomático e hidrotermal. Son el resultado de estos pro-cesos las unidades de reemplazo descriptas y la turmali-nización de los esquistos encajantes, así como la presencia de Qz de última generación en reemplazo de partes de clevelandita, con-servando el hábito de esta última.

De acuerdo a Èerný y Ercit (2005), la pegmatita Don Arturo se podría clasificar como clase de elementos raros, signatura LCT, subclase ER-Li y tipo Albita. Permiten indicar esta tipificación: Pegmatitas clase de elementos raros predominan en esquistos y gneises (Èerný, 1991a). Son cuerpos concordantes y deformados junto a las rocas encajantes, formadas en un régimen metamórfico de facie anfi-bolita, con sillimanita. En cuanto a la morfología, en micas ricas en Li, los agregados se presentan en densas masas de escamas microscópicas a gigantes o como cristales tabulares curvos y columnas cónicas alargadas normales al clivaje (Èerný, 1982). Características afines a las mencionadas por Èerný (1989) para las pegmatitas de tipo Ab son: pertenencia a distritos de pegmatitas de ele-mentos raros; zonación asimétrica; notoria presencia de Ab; presencia de lentes de Qz; asociación Ms-Lpd; presencia de Brl y Rt niobífero como accesorios.

Conclusión. La pegmatita Don Arturo es una pegmatita granítica, de forma lenticular, de tipo complejo, con zonación asimétrica, cuyo núcleo está expuesto en su flanco NE. El contacto entre pegmatita y esquistos es neto. La estructura interna de la pegmatita queda determinada por: una zona de borde, una zona externa, una zona intermedia y un núcleo (externo e interno). Se identificaron cuatro unidades de reemplazo, que afectan sólo a las zonas de microcli-no pertítico de la zona intermedia y del núcleo interno; y unidades de relleno de Qz claro. La Ab presenta estructuras radiales, a nivel afloramiento como microscópico, típicas características de clevelandita. La Lpd se presenta a veces como una mica más fina y blanca, o como mica verde clara, en las unidades de reemplazo, y con características similares a la muscovita. Se determinaron diferentes estilos de deformación, que corresponden a fractu-ramiento (cataclasis), plegamiento y estructuras propias de cizalla dúctil. Lo que involucra varia-ciones en la profundidad de deformación y/o etapas de formación de la pegmatita. Sobre la zona externa se observa un intenso fracturamiento. El plegamiento se manifiesta en el Mc pertítico tanto de la zona inter-media como en los relictos no reemplazados del núcleo interno. El cizallamiento dúctil queda manifiesto en la zona externa, con estructuras que indican recristalización dinámica en estado sub-magmático y/o subsólido. El emplazamiento de la pegmatita habría sido de tipo permisivo, con fenómenos locales de intrusión forzada. Se habría producido en diferentes pulsos. Es un cuerpo sin a tardío tectónico respecto a una deformación dirigida en estado dúctil por cizalla. Está vinculada a fallas verticales transcurrentes, pudiendo actuar como canales para los fluidos pegmatógenos.

La pegmatita se habría formado por cristalización fraccionada progresiva desde las paredes al centro, de un fundido emplazado en una etapa sin-cinemática respecto de episodios deformacionales por cizallamiento y a una profundidad suficiente para desarrollar características dúctiles, evidenciado por las estructuras observadas en la zona externa. En los últimos estadios de cristalización, fluidos remanentes, pro-vocan un extenso proceso metasomático e hidrotermal, evidenciados en el desarrollo de las unidades de reemplazo, en la turma-linización de esquistos encajantes y en la presencia de Qz de última generación en reemplazo de partes de la clevelandita. Esta pegmatita correspondería a las intrusiones orogénicas y de signatura LCT. Su edad es paleozoica inferior, posiblemente ordovícica. Su es-tructura interna, mineralogía y texturas permiten identificarla posiblemente como clase elementos raros, subclase ER-Li, tipo Ab. Según el diagrama de estabilidad de los aluminosili-catos y de los campos de P y T para cada clase de pegmatita, y por la presencia de andalucita y sillimanita en los esquistos encajantes de la pegma-tita Don Arturo, la formación de la misma estaría pautada por condiciones de T - P en el rango de 280 a 547 MPa y 632 a 731 °C.

Agradecimientos. Las autoras agradecen la contribución del geólogo Fernando Campos, al geólogo Alberto Gutiérrez y a la Srta. Florencia Saraso-la por la colaboración en el levantamiento geológico, y a la geóloga María Eugenia Vides por su colaboración en la interpretación de los DRX.

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Whitney, D. L. and Evans, B. W. 2010. Abbreviatio-ns for names of rock-forming minerals. Ameri-can Mineralogist 95: 185-187.

 

CARACTERIZACIÓN GEOLÓGICA-METALOGENÉTICA DE LAS MINERALIZACIONES EN STOCKWORK VINCULADAS AL MAGMATISMO DEVÓNICO-CARBONÍFERO DE LA SIERRA DE COMECHINGONES, PROVINCIA DE CÓRDOBA

Boffadossi, M. Alejandra¹; Coniglio, Jorge. E²; Maffini, M. Natalia¹; D’Eramo, Fernando. J¹; Muratori, M. Eugenia¹; Demartis, Manuel¹

¹   Universidad Nacional de Río Cuarto, Departamento de Geología (Ruta Nacional n° 36, km 601), Río Cuarto, Argentina. E-mail: jconiglio@exa.unrc.edu.ar.

²   Universidad Nacional de Río Cuarto, Conicet–Depar-tamento de Geología (Ruta Nacional n° 36, km 601), Río Cuarto, Argentina. E-mail: aleboffadossi30@gmail.com nataliamaffini@gmail.com fjderamo@exa.unrc.edu.ar meugenia_muratori@hotmail.com manudem@gmail.com

Abstract. This paper presents a remarkable example of stockwork-type mineralization no eco-nomic interest in Sierras de Córdoba, outcropping for more than 5 km² within the Guacha Corral shear zone and the Cerro Áspero batholith. Field evidences reveal that the stockwork formation postdates the emplacement of Los Cerros pluton, last granitic unit of the Devonian Cerro Áspero batholith, in which northern portion the homonym wolfram district is located. The mineralization oc-curs as a network of thin veinlets of 0,5 to 6,0 cm in width, filled with massive-crustiform quartz con-taining disseminated pyrite. Mineral precipitation was derived from aqueous-carbonic fluids which also gave rise to a penetrative phyllic alteration of the wallrock. It is interpreted that the formation of this stockwork-type mineralization could have been controlled by the emplacement of non-exhumed gra-nitic plutons during a regional stress regime related to the Achalian orogeny.

Keywords. Stockwork, phyllic alteration, aque-ous-carbonic fluids, Cerro Áspero batholith, Sierra de Comechingones.

Resumen. En este trabajo se describe un notorio ejemplo de mineralizaciones de tipo stockwork sin interés económico en las Sierras de Córdoba, que aflora por más de 5 km² dentro de la Faja de Cizalla Guacha Corral y el batolito Cerro Áspero. Las evidencias de campo indican una formación del stockwork posterior al plutón granítico Los Cerros, último en la secuencia de emplazamiento del batolito devónico Cerro Áspero, en cuyo extremo meridional se ubica el distrito wolframífero homónimo. La mineralización se manifiesta como una red

de vetillas con espesores entre 0,5 y 6,0 cm, rellenas de cuarzo de textura maciza-crustiforme con diseminados de pirita. La precipitación mineral ocurrió a partir de fluidos acuocarbónicos, que generaron además alteración fílica penetrativa en las rocas miloníticas. Se interpreta que su formación pudo haber estado controlada por el emplazamiento de plutones no aflorantes en conjunto con un régimen de esfuerzo regional vinculado con la orogenia Achaliana.

Palabras clave. Stockwork, alteración fílica, fluidos acuocarbónicos, batolito Cerro Áspero, Sierra de Comechingones.

Introducción. El área de estudio involucra una parte del sector norte del Distrito Minero Cerro Áspero (DMCA) ubicado en el departamento de Cala-muchita, provincia de Córdoba (figura 1). En el mismo se desarrollan distintas morfologías de depósitos como vetas, mantos, brechas hidrotermales, enjambres de vetas semicirculares y diseminados, con mineralización de wolframita, molibdenita ± fluorita ± apatita ± sulfuros de Cu (Brodtkorb et al., 2014). Coniglio et al. (2004) mencionan por primera vez para el DMCA la presencia de una zona de más de 1.000 m de extensión en sentido submeri-dional, en la que se desarrolla una morfología de tipo stockwork compuesta por cuarzo con escasa pirita, sin evidencias de otra mineralización metalífera en superficie, con conspicua alteración hidrotermal. En la presente contribución se disponen datos de procesamiento digital, petrológicos, estructurales y metalogenéticos, con la finalidad de realizar el mapeo de las mineralizaciones y ubicarlas temporalmente en el contexto geológico-metalogenético de las Sierras de Córdoba.

Metodología. Se realizó el procesamiento de imágenes satelitales Aster con el programa Envi 4.7, lo cual incluyó la realización de clasificaciones supervisada y no supervisada, imágenes sintéticas y análisis de componentes principales. Mediante dicho procesamiento se logró una delimitación precisa del stockwork en dos dimensiones. No obstante, la aplicación de esta metodología y sus correspondientes resultados son expuestos independientemente en otro artículo de este volumen.

Durante las etapas de campo y posterior gabinete se realizó la descripción de las rocas hospedantes de las mineralizaciones, alteraciones hidrotermales, mineralogía, texturas, estructuras y mi-croestructuras. También se realizaron cortes bipu-lidos para analizar la petrografía de inclusiones fluidas y obtener una caracterización preliminar del fluido mineralizante.

Geología del área. El batolito Cerro Áspero (BCA) está compuesto por cuatro plutones graníticos emplazados de manera consecutiva, denominados: Alpa Corral, El Talita, Asperezas y Los Cerros, que cubren un área de aproximadamente 440 km² (Pinotti et al., 2006, Coniglio, 2006). La evolución geoquímica del BCA es el resultado de la diferenciación de un magmatismo granítico de alto potasio, que ha progresado con la secuencia relativa de emplazamiento de sus plutones, desde composiciones granodioríticas hasta granitos alcalinos ricos en sílice (Coniglio, 2006). La roca de caja al norte del plutón los Cerros consiste de migmatitas con intercalaciones de grandes cuerpos de anfibolitas y ortogneises que, en conjunto, fueron retrabaja-dos textural y mineralógicamente por la faja de cizalla Guacha Corral (Fagiano et al., 2002). Esta estructura de carácter regional presenta una orientación N-S, con variaciones al NE y NO. Posee una extensión de más de 120 kilómetros y un espesor promedio de 15 kilómetros. Está compuesta por protomilonitas, milonitas y ultramilonitas, que revelan una cinemática inversa con transporte tectónico hacia el oeste (Fagiano et al., 2002; Radice, 2015).

 

REFERENCIAS:

Caminos

Foliación milonítica

pxH Minas (Qtz-W-Mo)

Relleno moderno '■'■"■'■'\Stockwork ~*~A Vetas asociadas a W-Mo

I Facies porfírica ] Facies inequigranular ] Facies equigranular Milonitas | FCGC

PLC

Figura 1. Mapa geológico-metalogenético tomado de Ducart (2001), modificado por Boffadossi (2014). Mineralizaciones con morfología de tipo stockwork, emplazadas mayoritariamente en las milonitas de la FCGC (Faja de cizalla Guacha Corral) y de manera acotada en el granito PLC (Plutón Los Cerros).

 

Resultados. Modo de ocurrencia, dimensiones y disposición espacial. Por definición, un stockwork es una estructura conformada por una compleja red de finas vetillas y fisuras rellenas con precipitación de minerales que interceptan la roca. Esta definición no involucra la frecuencia estadística de diferentes juegos mineralizados, la densidad del vetilleo, ni su génesis.

A través del procesamiento de imagenes sate-litales, fue posible inferir una extensión del stockwork de aproximadamente 60 km². Sin embargo, en la etapa de campo no ha sido posible verificar toda esta extensión, por lo que sus dimensiones probadas se reducen a unos 3,6 km de longitud en sentido N-S y 1,5 km en sentido E-O (5,4 km²).

Figura 2. A) Vetillas del stockwork emplazadas en milonitas de la faja de cizalla Guacha Corral. B) Alteración fílica en milonita. Se observa el crecimiento radial de muscovita (Ms) del primer estadío y su reemplazo por sericita (Ser) del segundo estadío. C) Inclusiones fluidas acuosas Tipo II en cuarzo macizo del stockwork (L=fase líquida, V=fase vapor) en coexistencia con inclusiones fluidas Tipo III (S=sólido) D) Coexistencia de inclusión fluida acuosa (Tipo II) con inclusión fluida acuocarbónica (Tipo III) (L1=líquido acuoso; L2=Líquido de CO₂).

 

El stockwork se emplaza mayoritariamente en milonitas de la faja de cizalla Guacha Corral y en menor proporción en el granito Los Cerros. Las vetillas se disponen en cuatro juegos principales de rumbo: 025°N, 090°N, 120°N y 140°N, siendo el juego de azimut 120°N el que posee mayor representación estadística. El buzamiento de las mismas en general es alto, tanto hacia el NE como al SO, en algunos casos hasta subvertical. Sólo el juego de 025°N de poca representación estadística ha mostrado un buzamiento subhorizontal. La potencia de las vetillas individuales es variable, desde aproximadamente 0,5 a 6 cm, la longitud puede estar comprendida entre 30 centímetros y 4 metros, y la densidad de aparición varía desde 20 centímetros hasta 2 metros (figura 2A).

Composición de las vetillas y alteración hidrotermal asociada. Internamente, cada vetilla que conforma el stockwork, está compuesta por un relleno constante de cuarzo de textura maciza y en algunos casos crustiforme, con cristales equidimen-sionales y formas subhedras a anhedras. A su vez, estos cristales son cortados por una segunda generación de cuarzo en venillas, de escaso espesor y de grano más fino (posiblemente calcedonia). La mi-neralización asociada al cuarzo está restringida a cubos de pirita de pocos milímetros de tamaño, frecuentemente transformados a limonita.

Las rocas de caja presentan una alteración hidrotermal penetrativa, dispuesta en franjas simétricas desde las vetillas, cuyos espesores varían entre 10 y 15 cm. Esta alteración es de tipo fílica y en el estudio petrográfico se identificaron al menos dos estadios de crecimiento mineral: el primero está definido por la formación de muscovita de grano medio, con un crecimiento radial y perpendicular, restringido principalmente a los contactos inmediatos entre las vetillas y la roca de caja. Esta muscovita es reemplazada por sericita de un segundo estadio que, a su vez, altera de manera pervasiva a las milonitas hospedantes (figura 2B).

Petrografía de inclusiones fluidas. Dentro del cuarzo de textura maciza, se definieron 3 tipos de inclusiones primarias y trends de inclusiones secundarias y pseudosecundarias. Las últimas dos son bifásicas, forman trends cortos y poseen un tamaño muy pequeño (< 3 µm) lo cual no permite su completa descripción.

Las inclusiones fluidas primarias poseen un tamaño promedio de 30-50 µm. En base al número de fases presentes a temperatura ambiente se subdi-vidieron en tres tipos principales:

TIPO I: son monofásicas compuestas por Líquido o Vapor. Poseen forma irregular, esférica, elipsoidal y en cristal negativo. Se presentan agrupadas y aisladas.

TIPO II: son bifásicas de probable composición acuosa con relaciones de tipo Líquido<Vapor o Líquido>Vapor. Tienen forma irregular, el grado de relleno (GR) es variable entre 0,9 y 0,3 y se presentan tanto agrupadas con las Tipo III, como también aisladas (figura 2C).

TIPO III: son polifásicas de posible composición acuocarbónica, con una relación de fases que involucra Líquido acuoso, Líquido de CO₂ y Vapor de CO₂ (figura 2 C y D). Presentan morfologías irregulares, esféricas y en cristal negativo. El GR es variable, Líquido acuoso<Vapor de CO₂+Líquido de CO₂ y Líquido de CO₂<Vapor de CO₂ (0,4 a 0,2). Están vinculadas espacialmente con inclusiones de Tipo I y II, aunque también aparecen aisladas. Eventualmente algunas inclusiones presentan sólidos con hábito tabular e irregular, birrefringentes, que son interpretados como minerales entrampados de manera accidental (figura 2 C).

Discusión y conclusiones. Hacia el norte del plutón Los Cerros se comprobó la existencia de una profusa red de vetillas mineralizadas, cuyas características elementales son propias de morfologías de tipo stockwork. Se emplazan mayoritaria-mente en rocas metamórficas de la faja de cizalla Guacha Corral y minoritariamente en el plutón granítico Los Cerros, lo que permite definir una edad relativa máxima devónica tardía o más reciente.

La probable extensión total del stockwork fue inferida a través del procesamiento digital de imágenes satelitales, delimitándose una superficie aproximada de 60 km². Si bien solamente 5,4 km² de la extensión total pudieron ser corroborados en el campo, se demostró que existe una notable concordancia entre los productos digitales obtenidos y la realidad del terreno (Boffadossi, 2014).

Dada la frecuencia de uno de los juegos mineralizados del stockwork de orientación 120°N y la notable extensión inferida desde la imagen sería posible sugerir la intervención de esfuerzos regionales. Mutti et al. (2007) propusieron que la disposición espacial y distribución de las vetas con W-Mo del distrito minero Cerro Áspero se ajustan con un modelo de cizalla simple de Riedel, definido para un ambiente frágil a frágil-dúctil. De acuerdo con estos autores, las mineralizaciones del Cerro Áspero se formaron bajo un régimen transpresivo, con un esfuerzo máximo principal orientado en dirección NNO. Resultados parcialmente similares fueron obtenidos por Maffini et al., (2012) y Maffini (2015) en su estudio de vetas mesotermales polimetálicas emplazadas en el ambiente metamórfico de la Sierra de Comechingones. Si bien las estructuras que controlaron el emplazamiento de estas mineraliza-ciones no se correlacionan con las estructuras que dieron lugar a las mineralizaciones wolframíferas del Cerro Áspero, su disposición espacial y cinemática son consistentes con una dirección NNO del esfuerzo máximo principal. En base a estos antecedentes, podría decirse que esfuerzos regionales similares actuaron durante y después del emplazamiento del batolito Cerro Áspero, siendo responsables de la generación de las estructuras del stoc-kwork.

Del análisis petrográfico de inclusiones fluidas primarias coexistentes se destaca el GR variable presente en los 3 tipos de IF identificados. Este GR se interpreta como una característica propia del fluido hidrotermal y no generado por procesos post-entrampamiento, lo que indica que el fluido hidrotermal responsable de la formación del stockwork era de carácter heterogéneo. La abundancia de inclusiones polifásicas compuestas por un fluido acuoso y otro acuocarbónico, podría sugerir un proceso de inmiscibilidad durante la formación del stockwork, mecanismo que deberá ser corroborado mediante microtermometría.

No obstante, de acuerdo a las evidencias de campo y correlaciones regionales, se propone la hipótesis de un origen magmático, no necesariamente vinculado con los plutones aflorantes que componen el batolito Cerro Áspero. La evolución petrológica y metalogenética determinada por Coni-glio (2006) para este batolito, indica que los pluto-nes más tardíos, evolucionados y fértiles poseen menores dimensiones que los más tempranos y menos evolucionados. Considerando la importante extensión del stockwork inferida mediante el tratamiento de imágenes satelitales, es factible que éstas sean el producto de la evolución de plutones no aflorantes, vinculados con otros episodios del magmatismo Achaliano. Esta hipótesis puede ser sustentada por los resultados aportados recientemente por Radice (2015), quien determinó mediante estudios geofísicos la presencia de cuerpos graníticos no exhumados entre el batolito Cerro Áspero y el batolito de Achala.

BIBLIOGRAFÍA

Boffadossi, M. A. 2014. Mapeo geológico-metaloge-nético del entorno metamórfico hospedante norte del plutón Los Cerros, distrito minero Cerro Áspero, Córdoba. Tesis de Licenciatura Universidad Nacional de Río Cuarto (Inédita) 94.

Brodtkorb, M., Coniglio, J., Miró, R. 2014. Yacimientos metalíferos y Metalogenia. Relatorio del XIX Congreso Geológico Argentino: geología y recursos naturales de la provincia de Córdoba. Asociación Geológica Argentina. Tomo II. Córdoba. 1025-1075.

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Coniglio, J.E. 2006. Evolución petrológica y meta-logenética del Batolito Cerro Áspero en relación con el ciclo geoquímico endógeno del flúor, Sierra de Comechingones, Córdoba, Argentina. Tesis Doctoral Universidad Nacional de Río Cuarto (Inédito), 170.

Coniglio, J.E., Perez Xavier, R., Pinotti, L., D’Eramo, F.J., Petrelli, H., Ducart, D. 2004. Composición y condiciones P-T de los fluidos hidrotermales en vetas semicirculares y radiales del distrito Wolframífero Cerro Áspero, Córdoba. 7° Congreso de Mineralogía y Metalogenia, Actas 1: 177-182.

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Fagiano, M., Pinotti, L., Esparza A. M. y Martino R.D. 2002. La Faja de Cizalla Guacha Corral, sierras Pampeanas de Córdoba, Argentina. 15° Congreso Geológico Argentino, Actas 1: 259-264.

Maffini, M. N. 2015. Estudio petro-estructural, mineralógico y metalogenético de depósitos veti-formes mesotermales (Pb-Zn-Cu-Ag-Au) emplazados en el basamento metamórfico de la Sierra de Comechingones en proximidad a cuerpos ígneos plutónicos, Sierras pampeanas Orientales. Tesis doctoral, Universidad Nacional Río Cuarto (Inédito), 300 pp.

Maffini, M. N., Coniglio, J. E., Demartis, M., D’Eramo, F., Pinotti, L., Bin, I y Petrelli, H. A. 2012. Vetas mesotermales de Pb-Zn-Ag-Au emplazadas al este del Batolito Cerro Áspero, Sierra de Comechingones, Córdoba. Aportes al Mag-matismo y Metalogénesis, Tucumán. Serie Correlación Geológica, 28: 09-26.

Mutti, D., Di Marco, A y Geuna, S. 2007. Depósitos Polimetálicos en el Orógeno Famatiniano de las Sierras Pampeanas de San Luis y Córdoba: fluidos, fuentes y modelo de emplazamiento. Revista de la Asociación Geológica Argentina 62 (1): 44-61.

Pinotti, L., Turbía. J.M., D´Eramo, F., Vegas, N., Sato, A.M., Coniglio, J.E y Aranguren, A. 2006. Structural interplay between plutons during the construction of batholith (Cerro Áspero batholith, Sierras de Córdoba, Argentina). Jo-urnal of Structural Geology, 28: 834-849.

Radice, S. 2015. Estudio petro-estructural de la Faja de Cizalla Guacha Corral y su relación con variaciones químicas, magnéticas y gra-vimétricas, Sierra de Comechingones, Córdoba. Tesis doctoral, Universidad Nacional Río Cuarto (Inédito), 324.

 

MAPEO DE MINERALIZACIÓN EN STOCKWORK CON SENSOR ASTER, SECTOR NORTE DEL PLUTÓN LOS CERROS, DISTRITO MINERO CERRO ÁSPERO, SIERRA DE COMECHINGONES, CÓRDOBA

Boffadossi, M. Alejandra¹; Radice, Stefania¹; Coniglio, Jorge. E.²; Maffini, M. Natalia¹; Demartis, Manuel¹; D’Eramo, Fernando. J¹

¹   Universidad Nacional de Río Cuarto, Conicet-Depar-tamento de Geología (Ruta Nacional N° 36, km 601), Río Cuarto, Argentina.

E-mail: aleboffadossi30@gmail.com

stefiradice@gmail.com

nataliamaffini@gmail.com

manudem@gmail.com

fjderamo@exa.unrc.edu.ar

²   Universidad Nacional de Río Cuarto, Departamento de Geología (Ruta Nacional N° 36, km 601), Río Cuarto, Argentina.

E-mail jconiglio@exa.unrc.edu.ar.

Abstract. The identification of stockwork-type mineralizations in the northern portion of the Cerro Áspero Mining District (Sierra de Comechingones) was possible by using ASTER sensor data. In this contribution we applied different digital image processing methods in order to obtain a precise delimitation and the mapping of these mineraliza-tions. Supervised Classification seemed to be the most effective digital technique for this purpose. In the obtained Thematic Map it was possible to dis-tinguish the development and extension of the stockwork mineralization. The ASTER processing in conjunction with geophysical data and field evi-dences, permitted to corroborate that the stockwork formation postdated the emplacement of Los Cerros Pluton, the most evolved granitic unit of the Cerro Áspero batholith. It is here proposed that the studied hydrothermal processes would not be as-sociated with the Cerro Áspero outcropping plu-tons, otherwise they could derive from the evolu-tion of non-exhumed granitic intrusions related to the Achalian orogeny.

Keywords. Remote sensing, Stockwork, non-exhumed, plutons, Sierra de Comechingones.

Resumen. La utilización del sensor ASTER (Ad-vanced Spaceborne Thermal Emission and Reflec-tion Radiometer) permitió la identificación de minera-lizaciones con morfología de tipo stockwork en el sector norte del Distrito Minero Cerro Áspero, Sierra de Comechingones. En el presente trabajo se probaron diferentes métodos de procesamiento digital para realizar el mapeo de dichas mineralizaciones. De las diferentes técnicas utilizadas, la clasificación supervisada ha sido la más efectiva, obteniendo como producto un mapa temático en el que se destaca el desarrollo y extensión del stockwork. A partir de este procesamiento digital de imágenes complementado con datos geofísicos y evidencias geológicas de campo, fue posible determinar que la formación del stockwork es posterior al emplazamiento del plutón granítico Los Cerros, el más evolucionado de los plutones que componen el batolito devónico Cerro Áspero. Se propone que los procesos hidrotermales aquí estudiados no estarían relacionados con cuerpos ígneos aflorantes, sino que su origen podría provenir de cuerpos ígneos no exhumados en conjunto con un régimen de esfuerzos regionales vinculados con la orogenia Achaliana.

Palabras claves. Sensores remotos, Stoc-kwork, no exhumados, plutones, Sierra de Come-chingones.

Introducción. En los últimos años el uso de imágenes satelitales ha constituido una importante herramienta para el mapeo litológico y reconocimiento de diferentes estilos de mineralizaciones. Uno de los sensores más utilizados para estas tareas es ASTER (Advanced Spaceborne Thermal Emissión and Reflection Radiometer) el cual se emplea frecuentemente para la identificación de diferentes litologías, zonas de alteración hidrotermal y depósitos minerales. Diversos autores utilizaron este tipo de imágenes en la identificación de alteraciones hidrotermales, entre los que se destacan los trabajos de Crósta et al., (2003); Ducart et al., (2006); Mars y Rowan, (2006).

ASTER es un sensor multiespectral a bordo del satélite TERRA que forma parte del sistema de observación terrestre de la NASA. Este presenta una órbita heliosincrónica a una distancia de 705 kilómetros de la tierra, con un ciclo de repetición de 16 días, un ancho de barrido de 60 kilómetros y una distancia entre órbitas de 172 kilómetros. Está compuesto por 3 subsistemas, VNIR, SWIR y TIR. El primero posee 3 bandas en la región espectral del visible e infrarrojo cercano con una resolución espacial de 15 metros; el segundo 6 bandas en la región espectral del infrarrojo de onda corta, con una resolución espacial de 30 metros y el último 5 bandas en el infrarrojo térmico, con una resolución espacial de 90 metros (Vargas Gonzáles, 2010).

El área de estudio abarca una parte del sector norte del Distrito Minero Cerro Áspero (DMCA) ubicado en el departamento de Calamuchita, provincia de Córdoba (Figura 1). Dentro del DMCA se observa la presencia de una zona de más de 5,4 km² en la que se desarrolla una morfología tipo stockwork compuesta por cuarzo, escasa pirita y conspicua alteración hidrotermal. En esta contribución se utilizaron datos de procesamiento digital con el fin de realizar el mapeo en dos dimensiones de dicha minerali-zación, y ubicarla temporalmente en el contexto geo-lógico-metalogenético de las Sierras de Córdoba.

Geología del área. El batolito Cerro Áspero (BCA) está compuesto por cuatro plutones graníticos emplazados de manera consecutiva, denominados: Alpa Corral, El Talita, Asperezas y Los Cerros, que cubren un área de aproximadamente 440 km² (Pinotti et al., 2006, Coniglio, 2006). La evolución geoquímica del BCA es el resultado de la diferenciación de un magmatismo granítico de alto potasio (Coniglio, 2006), que ha progresado con la secuencia relativa de emplazamiento de sus plutones, desde composiciones granodioríticas hasta granitos alcalinos ricos en sílice. La roca de caja al norte del plutón Los Cerros consiste en migmatitas con intercalaciones de grandes cuerpos de anfibolitas y ortogneises que, en conjunto, fueron retrabaja-dos textural y mineralógicamente por la faja de cizalla Guacha Corral (Fagiano et al., 2002). Esta estructura de carácter regional presenta una orientación N-S, con una extensión de más de 120 kilómetros y un espesor promedio de 15 kilómetros. Está compuesta por protomilonitas, milonitas y ultra-milonitas, que revelan una cinemática inversa con transporte tectónico hacia el oeste (Fagiano et al., 2002; Radice, 2015).

Materiales y métodos. En el presente trabajo se aplicaron diversas técnicas de procesamiento de imágenes satelitales ASTER con el programa Envi 4.7, con la finalidad de mapear la extensión de una morfología de tipo Stockwork, emplazada principalmente en las milonitas de la faja de cizalla Guacha Corral y en el granito del Plutón Los Cerros. Se utilizó como base una imagen ASTER, corregida atmosféricamente y una imagen Landsat 7 ETM+ para georeferenciación. Primero, se realizó una ventana definitiva a escala 1:50.000 del área de interés y se realizaron los siguientes procesamientos: realces y mejoras visuales-aplicación de filtros, análisis de componentes principales (ACP), clasificación no supervisada y supervisada. Estos resultados permitieron en mayor y menor medida la identificación de diversos patrones texturales en roca y la delimitación en dos dimensiones del stoc-kwork hospedado al norte del DMCA.

Resultados. Realces y mejoras visuales.

Se consideraron en este apartado todas aquellas técnicas dirigidas hacia la mejora de la calidad visual de la imagen. Para ello se realizaron distintas composiciones aplicando cada color primario a una banda de la misma. La composición RGB 721 permitió resaltar con mayor claridad los cursos fluviales, caminos, cubierta sedimentaria cuaternaria y los límites del plutón granítico Los Cerros (Figura 2A).

También se procedió a la aplicación de filtros para aislar componentes de interés. Los filtros de paso alto remarcaron digitalmente los contrastes espaciales entre píxeles vecinos enfatizando así las morfologías lineales. La aplicación de dicho fil-

tro permitió discretizar principalmente discontinuidades y estructuras, además de brindar una mayor nitidez a la imagen.

Análisis de componentes principales (ACP). El objetivo del ACP es resumir la información contendida en un amplio rango de variables en un nuevo conjunto más reducido, sin perder información de interés. En este apartado se sintetizaron las bandas originales de la imagen, creando nuevas bandas que recogen la información más relevante de las mismas. Esto se logra realizando una rotación adecuada de los ejes x e y hacia dos direcciones a y b de máxima varianza, produciendo así una separación de los grupos de niveles digitales más cercanos. De los ACP RGB 321 y 521 se diferenció claramente una pampa de altura hacia el SE de Pueblo Escondido y la definición de sólo un sector del stockwork de interés. Además, esto aportó información para la definición y discretiza-ción de las diversas clases necesarias en la clasificación supervisada (Figura 2B).

Clasificación no supervisada. Este método es iterativo, requiere poca intervención humana y como producto se obtiene una cartografía e inventario de las categorías presentes, donde la imagen multibanda se convierte en otra imagen del mismo tamaño y características de la original, con la diferencia de que el nivel digital que define cada píxel no tiene relación con la radiancia detectada por el sensor. En este caso, el sistema diferenció solo una clase que se corresponde con una pampa de altura, la cual se encuentra al SO de Pueblo Escondido. El sistema no discriminó la presencia del stoc-kwork, ni diferentes patrones texturales por lo cual este procedimiento no ha brindado un buen resultado y se recurre al método supervisado.

Clasificación Supervisada. Se llevo a cabo en tres etapas:

1)  Fase de entrenamiento: se definieron doce clases teniendo un conocimiento previo del área adquiridos por fotointerpretación, análisis digital y trabajos de campo. Posteriormente, se le indicó al sistema en qué consiste cada clase seleccionando píxeles representativos para cada una de ellas. A cada clase creada se le realizó un análisis cuantitativo de las medidas de dispersión o variabilidad que las describen: mínimo, máximo, media, desvío estándar y coeficiente de variación, debiendo ser este último inferior al 10%.

2)  Fase de producción: de los tres métodos disponibles para la realización del mapa se tomo el de máxima verosimilitud, con un umbral de exclusión del 0,05%. Como producto de esta fase se obtuvo un mapa temático, cuyos niveles digitales expresan la categoría a la que se ha adscripto cada uno de los píxeles de la imagen original (Figura 2C).

3) Fase de verificación: esta etapa permitió valorar el grado de similitud entre el mapa construido y el terreno, siendo el valor de concordancia global de 85,0902% para un mapa temático con un umbral de exclusión del 0,05%. Por otro lado, el valor del coeficiente kappa es de 0,834, lo que representa

un alto nivel de concordancia entre el mapa y el terreno, por lo cual el producto de la clasificación es considerado confiable.

El resultado principal de dicho procesamiento fue la delimitación, en dos dimensiones, del stoc-kwork presente al Norte del batolito Cerro Áspero,representado por la clase de color amarillo en el mapa de la figura 2C. Dadas las dimensiones de dicha clase, se realizó una reclasificación de la misma basándose en datos de campo posicionados con GPS, mostrando muy poca variación en sus dimensiones. En base a este análisis, entonces, se estimó a través de imágenes que las dimensiones del mismo son 12 kilómetros en sentido N-S y 6 kilómetros en sentido E-O, cubriendo un área de aproximadamente 60 km², de los cuales solo 5,4 km² fueron chequeados en el campo.

Figura 2. A) Hoja Cerro Áspero 1:95.000, corregida atmosféricamente RGB 721. B) Análisis de componentes principales, RGB 521. C) Mapa temático Cerro Áspero 1:90.000, Clamv con 0,05% de exclusión.

 

Discusión y Conclusiones. Hacia el norte del plutón Los Cerros se observa la existencia de una profusa red de vetillas, emplazadas en su mayoría en las rocas metamórficas de la faja de cizalla Guacha Corral, cuya edad relativa máxima es devónica tardía o más reciente. La probable extensión total del stockwork fue inferida a través del procesamiento digital de imágenes satelitales, delimitándose una superficie aproximada de 60 km². Si bien solamente 5,4 km² de la extensión total pudieron ser corroborados en el campo, se demostró que existe una notable concordancia entre los productos digitales obtenidos y la realidad del terreno (Boffadossi 2014).

En base a las evidencias de campo obtenidas, las mineralizaciones en stockwork podrían haberse generado durante un régimen tectónico similar al que imperó durante el emplazamiento de los batoli-tos devónicos Cerro Áspero y Achala y sus mine-ralizaciones asociadas. Este ambiente frágil a frá-gil-dúctil estaría asociado con áreas de debilidad cortical, las cuales se corresponden con el desarrollo de la faja de cizalla Guacha Corral en este sector. Teniendo en cuenta los diversos antecedentes del área (Mutti et al., 2007; Maffini et al., 2012 y Maffini, 2015) podría decirse que esfuerzos regionales similares actuaron durante y después del emplazamiento del batolito Cerro Áspero, pu-diendo ser responsables de la generación de las estructuras que dan lugar al stockwork.

Considerando la importante extensión de dichas mineralizaciones, inferida mediante el tratamiento de imágenes satelitales, es factible que éstas sean el producto de la evolución de plutones no aflorantes, vinculados a otros episodios del magmatismo Achaliano. Las evidencias más contundentes que reafirman la existencia de este mag-matismo en la Sierra de Comechingones son aportadas por los estudios geofísicos de Radice et al., (2015) y Radice (2015). Estos autores, a partir de técnicas gravimétricas, observaron que las anomalías de Bouguer presentan una marcada tendencia regional, con isoanómalas negativas debajo de las Sierras de Córdoba, las cuales crecen hacia el este, alcanzando valores positivos en la llanura chacopampeana. Cabe destacar que dichas anomalías negativas (-30 mGal) se observan a lo largo de toda de la extensión de la faja de cizalla Gua-

cha Corral, con una notable alineación NE-SO coincidente con los afloramientos del batolito de Achala y Cerro Áspero. A partir de estos resultados Radice et al, (2015), Radice (2015) realizaron modelos en 2D de esta porción de la Sierra de Comechingones determinando la posible existencia de cuerpos graníticos no aflorantes en este sector. Este resultado queda sustentado en los datos geológicos observados en numerosos trabajos, entre los que se destacan los realizados por Coniglio et al., (2004) y Coniglio (2006) quienes proponen que gran parte de las estructuras circulares y radiales desarrolladas tanto en el encajonante metamórfico como en el granito del BCA, podrían representar la expresión superficial de plutones no aflorantes. Asimismo, los estudios realizados por Maffini (2015) demuestran la presencia de numerosas vetas polime-tálicas de Pb-Zn-Cu-Ag-Au de edad carbonífera. Todas estas evidencias permiten suponer que los procesos hidrotermales, en ocasiones no estarían relacionados con los cuerpos ígneos aflorantes, sino que su origen o principal fuente térmica podría provenir de cuerpos ígneos no exhumados generados en un tiempo más cercano al de su emplazamiento.

BIBLIOGRAFÍA

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ANÁLISIS DE LAS COMPOSICIONES ISOTÓPICAS DE SULFUROS EN EL DEPÓSITO LOMA GALENA, PROYECTO NAVIDAD, CHUBUT, ARGENTINA

Bouhier, Verónica¹ E.; Rainoldi, Ana L.²; Franchini, Marta³

¹   Centro Patagónico de Estudios Metalogenéticos. INGEOSUR-CONICET. Universidad Nacional del Sur,San Juan 670,Bahía Blanca, Argentina. vbouhier@gmail.com
²   Centro Patagónico de Estudios Metalogenéticos. CONICET. Universidad Nacional del Sur, San Juan 670, Bahía Blanca, Argentina.
³   Centro Patagónico de Estudios Metalogeneticos. CONICET. Universidad Nacional De Rio Negro. Argentina.

Resumen. Loma Galena es uno de los ocho depósitos que constituyen el proyecto minero Navidad de Ag+Pb-(Cu+Zn), situado al sudoeste del Macizo Norpatagónico (42°4’S – 68°8’O), provincia del Chubut, Argentina. La mineralización polimetáli-ca tiene características epitermales y está hospedada en rocas volcánicas y sedimentarias continentales depositadas en el depocentro más septentrional de la cuenca jurásica Cañadón Asfalto. Los sulfuros y sulfosales yacen en 3 niveles que difieren entre sí por sus estilos de mineralización y se denominan: inferior, medio y superior. Los valores isotópicos d³⁴S de pirita-galena sugieren una fuente magmática del S (+ 4 y 6,7‰) en el nivel inferior, una fuente sedimentaria (-11,6‰) en el nivel superior y una la mezcla de ambas en el nivel medio (-5.5 y 6,1‰). En el nivel superior, el azufre sedimentario habría sido aportado por la disolución de los niveles evaporíticos de la Formación Caña-dón Asfalto y en contacto con las pelitas carbonosas se habría producido la reducción del azufre por actividad biogénica o termoquímica. En el nivel inferior, las firmas isotópicas positivas del azufre sugieren un aporte de azufre magmático por un fluido hidrotermal. Las composiciones isotópicas intermedias entre las dos fuentes de azufre obtenidas en los sulfuros del nivel medio indican mezcla de ambos fluidos. Los resultados isotópicos obtenidos en sulfu-ros de Cu tardíos, corresponderían a firmas isotópicas heredades de sulfuros de metales base previamente formados.

Palabras clave. Mineralización multiepisodica, depósitos polimetálicos, isótopos de S, Macizo Nor-patagónico.

Abstract. Loma Galena is one of the eight de-posits that constitute the Navidad Project (Ag + Pb Cu + Zn), located southwest of the North Patago-nian Massif in Chubut province, Argentina (42º4’S - 68º8’W). The polymetallic mineralization has epither-mal characteristics and is hosted in volcanic and sedimentary rocks deposited in a northern depo-centre of the continental Jurassic Cañadón Asfalto basin. Sulfides and sulfosalts occur in 3 levels that differ from each other by their styles of mineraliza-tion, they are called: lower, middle and upper le-vels. The d³⁴S isotopic data from pyrite-galena sug-gest a magmatic sulfur source (+ 4 and 6.7 ‰) in the lower level, a sedimentary source in the upper level (-11.6 ‰) and mixing of both in the middle le-vel (-5.5 and 6.1 ‰). In the upper level, the sedi-mentary sulfur would have been input by the dis-solution of evaporite levels of the Cañadón Asfalto Fm. and in contact with the carbonaceous shales would have produced the reduction of sulfur by biogenic activity or thermochemical processes. In the lower level, positive isotopic signatures of d³⁴S suggest a contribution of magmatic sulfur by hydrothermal fluids. At the middle level, the d³⁴S isotopic compositions with intermediate values bet-ween lower and upper levels, indicate mixing bet-ween fluids hosted in sedimentary rocks with hydrothermal fluids. Isotopic data from late-stage Cu sulfides, correspond to inheritance values of base metal sulfides previously formed.

Keywords. Multiepisodic mineralization, poly-metallic, S isotopes, North Patagonian Massif.

Introducción. Navidad (42°4’S - 68°8’O) es un proyecto minero en etapa de exploración avanzada ubicado en la Cuenca de Cañadón Asfalto, al sudoeste del Macizo Norpatagónico (figura 1A), entre las localidades de Gastre y Gan Gan y sobre la ruta provincial N° 4, provincia de Chubut (figura 1B). Durante el Jurásico temprano, a partir de procesos extensionales relacionados con la apertura del mar de Weddell y fragmentación de Gondwana (Mpodozis y Ramos, 2008) se formó la Cuenca de Cañadón Asfalto. El relleno inicial está representado por sedimentitas y volcanitas jurásicas de las formaciones Las Leoneras y Lonco Trapial, respectivamente (Cúneo et al., 2013). Por encima se encuentra la Formación Cañadón Asfalto que consiste en una secuencia sedimentaria con intercalaciones volcánicas de edad jurásica, depositadas en ambiente lacustre con aporte fluvial. Las sedimenti-tas de La Fm. Cañadón Asfalto están compuestas por asociaciones de facies carbonáticas (mudsto-nes, wackestones, boundstones -estromatolitos-), evaporíticas y silicoclásticas que registran ciclos de contracción-expansión del cuerpo de agua con una tendencia marcada a la somerización y reducción (Cabaleri et. al. 2010).

La mineralización polimetálica (Ag+Pb ± Cu, Zn) tiene características epitermales y se hospeda en las rocas volcánicas y sedimentarias de la Formación Cañadón Asfalto. Navidad es un depósito inusual, un sistema geotermal fósil que ha sido preservado intacto y que alimentaba con fluidos hidrotermales un lago a través de vetas y vetillas en el sustrato volcánico. Loma Galena, uno de los ocho depósitos que constituyen el Proyecto Navidad, está ubicado en el centro del distrito (figura 1B) y su mayor contenido de sulfuros lo convierte en un depósito clave para estudiar la metalogénesis de Navidad.

Figura 1. Mapa de ubicación del Proyecto Navidad, de la Cuenca de Cañadón Asfalto y de las Formaciones que la integran.

En esta contribución se analizan datos isotópicos de sulfuros y sulfatos (d³⁴S VCDT ‰) reconocidos en el depósito polimetálico Loma Galena con el fin de establecer las posibles variaciones en las fuentes del azufre en los distintos niveles mineralizados.

Metodología. Para los análisis de isotopos estables, se seleccionaron sulfuros (galena, pirita, calcopirita, covelina, bornita) obtenidos de muestras de testigos corona de perforaciones realizadas por las empresas mineras IMA, Aqualine y Pan Ameri-can Silver durante las sucesivas etapas de exploración en el proyecto minero. El concentrado de los minerales fue desarrollado en el Departamento de Geología de la Universidad Nacional del Sur, a partir de separación mecánica por medio del “hand-picking”. Los análisis fueron realizados en el laboratorio de isotopía de SUERC (Scottish Univer-sities Environmental Research Centre), East Kilbri-de, Escocia, perteneciente a la Universidad de Glasgow.

Resultados. Morfología de la mineraliza-ción. En Loma Galena la mineralización polimetálica está hospedada en rocas volcánicas de composición básica a intermedia (figura 2) y en sedimenti-tas calcáreas que sobreyacen dichas vulcanitas. Los sulfuros y sulfosales yacen en 3 niveles que difieren entre sí por sus estilos de mineralización (figura 2):

– Nivel inferior. La mineralización se presenta como parte del relleno multi-episódico de vetas y vetillas brechadas que cortan andesitas frágiles en forma perpendicular o paralela a las líneas de foliación. Estas brechas localmente son heterolíticas con clastos de brecha (textura de brecha en brecha) y clastos de vetillas con textura bandeada costriforme cementados por varias generaciones de minerales hidrotermales. Los sulfuros consisten en pirita, galena, esfalerita, marcasita, con cantidades subordinadas de calcopirita, bornita, tennanti-ta-tetrahedrita, covelina-digenita (figura 3A). Los minerales de ganga son calcita (pre y post minera-lización), adularia, baritina, calcedonia y cuarzo.

– Nivel medio. La mineralización se presenta como sulfuros semi-masivos que se localizan en la zona de contacto entre las vulcanitas y las rocas sedimentarias que las sobreyacen. En este contacto se concentró gran parte de la actividad hidrotermal y es común la presencia de andesitas autobre-chadas afectadas por brechamiento hidrotermal posterior. Este nivel contiene pirita ± marcasita, galena, esfalerita y sulfuros y sulfosales de Cu con Ag (calcopirita, bornita, tennantita-tetraedrita ± covelina-digenita) y es la zona más mineralizada del depósito (figura 3B). Dos generaciones de calcita, así como adularia, baritina, calcedonia, siderita y cuarzo constituyen los minerales de ganga.

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

– Nivel superior. Los sulfuros se hospedan en pelitas calcáreas laminadas ricas en materia orgánica, calizas y areniscas arcósicas. Se encuentran diseminados y también forman bandas mineralizadas paralelas a la laminación, rellenan vetillas discordantes, reemplazan fragmentos calcáreos, restos orgánicos, pisolitos y localmente cementan niveles clásticos gruesos. Esta zona contiene esfalerita y pirita con galena subordinada, carece de minerales portadores de Cu y Ag. Calcita (pre y post mi-neralización), baritina, calcedonia, cuarzo, siderita, celestina (niveles de exhalita) y yeso son minerales de ganga de este nivel.

Paragénesis Hidrotermal. El diagrama para-genético en Loma Galena consiste en 4 estadios principales separados por eventos de brechamien-to con reapertura de vetas y brechas (figura 4). Durante el estadio1 se formó calcita espática y crustiforme (Cal₁) como relleno de las vetas y vetillas y reemplazó a los fenocristales y a la pasta junto con adularia y albita. La mineralización tuvo lugar durante los siguientes episodios: en el estadio 2 se produjo la mineralización multi-episódica de Fe-Pb-Zn con la formación de pirita framboidal (Py₁) y galena (Gn₁) que luego fueron cubiertos por bandas coloformes de pirita ± marcasita (Py₂ ± Mcr) (Figs. 3A y B). Luego de un evento de bre-chamiento, se formaron pirita (Py₃), galena (Gn₂) y esfalerita (Sp₂) sobre las esferulitas fracturadas y fueron cementadas por calcedonia (Chy₁) y baritina (Bar₁). El estadio 3 corresponde a la mineralización de Cu-Ag representada por sulfuros y sulfosales de Cu que reemplazaron a sulfuros previos, precipitaron sulfuros in situ y enriquecieron en Ag a los sulfuros ya formados. Luego de un nuevo brecha-miento post-mineralización (estadio 4), precipitaron calcita de grano grueso (Cal₂), calcedonia (Chy₂), baritina (Bar₂), estroncianita y cuarzo.

Isótopos de azufre. Se obtuvieron datos isotópicos de azufre en sulfuros y sulfatos de los 3 niveles mineralizados (n= 23). Los sulfuros analizados del nivel inferior (n= 4) corresponden a 2 estadios: galena (Gn₁) del estadio 2 cuya firma isotópica varía entre d³⁴S +4,8 y +6,7‰ y calcopirita del estadio 3 (figura 4), con una firma isotópica que varía entre d³⁴S -0,9 y +4‰. En este nivel, también se obtuvieron valores isotópicos de azufre en baritina correspondiente al estadio post-mineralización (4) con valores variables de +16‰ y +19,7‰ (figura 5).

En el nivel medio, los análisis isotópicos de d³⁴S en muestras de pirita y galena correspondientes al segundo estadio mineralizador (Py₁, Py₂, Py₃, Gn₁ y Gn₂, Figs.3B y 4) muestran una composición isotópica de d³⁴S variable entre -5,5‰ y +6,1 ‰ (n=12). Los sulfuros formados durante el tercer estadio (calcopirita, covelina, bornita, Figuras 3B y 4) muestran firmas isotópicas de d³⁴S negativas (min = -7,4‰) hasta algo positivas (max= +4,9‰; n=4), similares a las composiciones isotópicas de pirita-galena a los cuales reemplazan (figura 5)

 

Figura 2. Esquema de los 3 niveles mineralizados en Loma Galena.

 

Figura 3. Microfotografías de sulfuros y sulfosales en Loma Galena. A: nivel inferior, B: sulfuros semi-masivos en el nivel medio. Referencias: Py: pirita, Cpy: calcopirita, Tn-Tt: tennatita-tetrahedrita, Bn: bor-nita, Sp: esfalerita, Cov: covelina, Gn: galena.

 

Solo se obtuvo un dato isotópico en cristales de galena del nivel superior (estadio 2), con un valor d³⁴S de -11,6 ‰ (figura 5).

Discusión. Los valores isotópicos d³⁴S de pirita-galena del estadio 2 (figura 4) sugieren una fuente magmática del S (+ 4 y 6,7‰) en el nivel inferior, una fuente sedimentaria (-11,6‰) en el nivel superior y una la mezcla de ambas en el nivel medio (-5.5 y 6,1‰, figura 5).

Los niveles evaporíticos de la Formación Caña-dón Asfalto pudieron ser fuente del azufre; en ambientes continentales evaporíticos el d³⁴S varía entre +0,9‰ a +7,3‰ (Leybourne et al., 2013). Considerando estos valores, el fraccionamiento isotópico en Loma Galena varía entre -18,3‰ y 0‰. Los mayores fraccionamientos registrados podrían corresponder a reducción biogénica del sulfato generada a partir de bacterias sulfato reductoras (BSR) cuyo rango generalmente varía entre -15‰ y-71‰, aunque también se han registrado fraccionamientos considerablemente menores (-4‰ y-46‰) por BSR (Canfield y Teske 1996). Si bien la actividad microbial depende fundamentalmente de la temperatura (~80º; Machel et al. 1995), en algunos depósitos metalíferos se han registrado significativos gradientes de temperatura a lo largo de distancias muy pequeñas (150ºC en mm a cm; Barrie et al., 2009). Estos valores de fraccionamiento también podrían indicar un proceso de reducción termoquímica del sulfato (TSR; “³⁴S_SO4-sulfuros -10‰ a -20‰; Machel et al. 1995).

Figura 4. Diagrama paragenético de sulfuros y minerales de ganga en Loma Galena. Las barras de color blanco indican las especies y pulsos que fueron analizados en este trabajo.

 

Los resultados isotópicos obtenidos en los sulfuros de cobre Cu (calcopirita, bornita, covelina) del estadio 3 (-7,4‰ a +4,9‰; Fig. 5) podrían corresponder a firmas isotópicas heredades de los sulfu-ros formados en el estadio 2 (pirita y galena; Fig. 4). La composición isotópica d³⁴S del sulfato acuoso residual fue enriquecida en ³⁴S durante el proceso de reducción (estadios2 y 3; Ohmoto y La-saga 1982), favoreciendo la precipitación de baritina (d³⁴S +16‰ y +19,7‰) en el estadio post-mine-ralización.

Conclusiones. Las composiciones isotópicas de los sulfuros del depósito Loma Galena evidencian la presencia de dos fuentes de azufre: una magmá-tica y otra sedimentaria. El azufre sedimentario habría sido aportado por la disolución de los niveles evaporíticos de la Fm. Cañadón Asfalto, y en contacto con las pelitas carbonosas del nivel superior, se habría producido la reducción del azufre por actividad biogénica o termoquímica. En el nivel inferior, las firmas isotópicas positivas del azufre sugieren un aporte de azufre magmático por un fluido hidrotermal. Las composiciones isotópicas intermedias entre las dos fuentes de azufre obtenidas en los sulfuros del nivel medio, confirmarían el proceso de mezcla de fluidos ya documentado en estudios previos (Pratt 2010, Bouhier et al 2013) a partir de evidencias tex-turales y yacencia de la mineralización. Futuros estudios para obtener temperaturas de formación de la mineralización polimetálica serán necesarios para conocer el mecanismo de reducción del azufre sedimentario.

BIBLIOGRAFÍA

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SOBRE LA COMPOSICION QUÍMICA DE TENNANTITA-TETRAEDRITA Y GERSDORFFITA DE MINA LA ESPERANZA, SALTA, ARGENTINA

Brodtkorb, Milka K. de¹; Paar, Werner H.²; Zaccarini, Federica³

¹   Universidad Nacional de Río Cuarto. E-mail: milkabro@gmail.com

²   University of Salzburg (Department of Materials Science and Physics).

E-mail: paarwerner@aon.at

³   University of Leoben (Department of Applied Geos-ciences and Geophysics, Chair of Mineralogy). E-mail: Federica.Zaccarini@unileoben.ac.at

Resumen. El yacimiento La Esperanza se sitúa en la quebrada del río San Juan, en el faldeo oriental de la sierra de Santa Victoria, Iruya, Salta. La paragénesis está formada por pechblenda, bor-nita, calcopirita, esfalerita, galena, tennantita-tetrae-drita, gersdorffita, siegenita, millerita, calcosina y spionkopita. Se presentan aquí los análisis químicos obtenidos con microsonda electrónica de tetraedri-tas-tennantitas y de gersdorffita.

Palabras clave. Yacimiento La Esperanza, Iru-ya, Salta, tetraedrita/tennantita, gersdorffita.

Abstract. The deposit of La Esperanza is lo-cated at the gorge of the San Juan river, at the eastern slope of the Santa Victoria range, Iruya, Salta. The paragenesis is composed of pitchblende, bornite, chalcopyrite, sphalerite, galena, tennantite-tetrahedrite, gersdorffite, siegenite, millerite, chal-cosite and spionkopite. Chemical data obtained by an electron microprobe of the tennantite-tetahedrite series and of gersdorffite are presented.

Keywords. La Esperanza deposit, Iruya, Salta, tetrahedrite/tennantite, gersdorffite.

Introducción. El yacimiento La Esperanza se encuentra sobre la quebrada del río San Juan, en el faldeo oriental de la Sierra de Santa Victoria, departamento de Iruya, Salta, a 6 km al norte de la localidad de Iruya. Conocida desde la época colonial como mina Chacabuco, fue explotada por los jesuitas por oro y cobre.

Marco geológico. El yacimiento se encuentra alojado en la Cordillera Oriental, en rocas pertenecientes a la Formación Puncoviscana de edad pre-cámbrica a la que le siguen sedimentos cámbricos del grupo Mesón, formados por areniscas cuarcíti-cas y areniscas conglomerádicas de color rojizo-morado a gris blanquecino. Por encima se encuentran depósitos marinos de edad ordovícica, que corresponden al grupo de Santa Victoria. Tanto los sedimentos del grupo Mesón como del grupo de Santa Victoria se presentan en fajas largas y angostas de rumbo meridional.

El yacimiento se encuentra ubicado en un bloque elevado a través de dos fallas inversas de alto ángulo que lo limitan a ambos lados (Karcher, 1973). En él se practicaron un pique y dos socavones a -40 m y -45 m, de donde provienen las muestras estudiadas.

Mineralogía. La paragénesis está constituida por uraninita, var. pechblenda, esfalerita, tetraedri-ta-tennantita, bornita, calcopirita, gersdorffita, sie-genita, millerita, galena, calcosina, spionkopita con ganga de calcita, ankerita y cuarzo (Brodtkorb, 1965).

De gersdorffita y tetraedrita-tennantita se realizaron análisis con una microsonda Superprobe Jeol JXA 8200 con 20kV y 10nA con correcciones por el método ZAF. Para la determinación analítica se han utilizado los siguientes patrones: minerales naturales: calcopirita (CuKa, SKa), niquelina (NiKa), skutterudita (AsKa, CoKa), electrum (AgLb), pirita (FeKa), esfalerita (ZnKa), cinabrio (HgMa); materiales sintéticos: Bi₂Te ₃ (BiMa), PbSb. (SbLa), Cd metal.

Gersdorffita, NiAsS. Había sido determinada ópticamente como ullmannita (Brodtkorb, 1965), pero con los estudios recientes de microsonda fue posible redefinirla como gersdorffita.

Se presenta generalmente asociada a tennantita (figura 1), algunas veces con tendencia a formas subidiomorfas. Cristaliza en el sistema cúbico y sus propiedades ópticas son color blanco-crema, con un poder reflector de alrededor de 45%.

Se analizaron 15 granos cuyos valores analíticos entre mínimos y máximos son, en % en peso: Ni=31,317-32,712; Co=1,2-2,151; Cu=0,071-0,497; Fe=0,072-0,475; Cd=0-0,039; Hg=0,009-0,043; Bi=0,021-0,028; As=44,074-47,068; Sb=0-0,151; S=18,842-20,605.

Figura 1. Intercrecimiento de gersdorffita (Gdf) con tennantita (Ten).

 

Tabla 1. Análisis de diferentes granos de la serie tennantita-tetraedrita (% en peso).

	1	2	3	4
Cu	41,79	41,95	42,41	42,17
Fe	0,28	0,32	0,30	0,25
Ni	0,14	0,32	0,28	0,35
Co	0,03	0,04	0,08	0,05
Zn	7,61	7,53	7,64	7,59
Cd	0,11	0,05	0,09	0,09
Bi			0,01	0,03
As	14,42	14,93	15,12	15,82
Sb	8,38	7,55	7,02	6,49
S	28,38	28,05	28,12	28,24
Total	101,14	100.871	101,07	101,08

¹ incluyendo Hg = 0,13%

² incluyendo Hg = 0,03%

— (Cuio.ogZnojeFeo.ió)^ ii,96 (Ass^Sbo.n) s 3

Tennantita-tetraedrita (Cu, Ag, Zn, Fe)₁₂ (As, Sb)₄S₁₃. Son comunes en todo el yacimiento. Como se puede observar en la tabla 1 su composición varía de grano en grano, sobresaliendo el término arsenical. La muestra 6 es una tennantita casi pura, mientras que el único espécimen con predominio de Sb es la muestra ocho. No se ha registrado plata. Ópticamente prevalecen los tonos verdes característicos de la tennantita, pudiéndose observar algunas veces diversas tonalidades en contactos de diferentes granos señalando el contraste en la composición química.

Siegenita-millerita. Son minerales poco frecuentes en esta paragénesis y se presentan en pequeños granos. Se analizó un grano de siegeni-ta Ni=44,015; Co= 9,5378; Cu= 0,4339; Fe=0,3193; Cd=0,0066; Hg=0,0046; As=0,028; S=32,9943 y uno de millerita Ni= 49,9884: Co=0,1322: Fe=0,1057; Bi= 0,0015; Cd=0,0232; Cu=0,1502; Hg=0,0164.

5	63	7	8	9
42,02	43,22	41,90	41,56	41,55
0,24	0,60	0,29	0,24	0,26
0,10	0,09	0,06	0,06	0,84
0,03	0,04	0,01	0,04	0,17
7,50	7,48	7,73	7,69	7,36
0,09	0,02	0,09	0,06	0,01
	0,09	0,08	0,05	0,11
13,70	18,66	13,70	10,72	13,70
8,43	1,06	10,18	13,89	8,81
27,71	28,59	27,74	27,18	27,61
99,82	99,85	101,78	101.49	100.452

82 Sl3,23

Conclusiones. Se ha comprobado la variación química de diferentes granos de la serie ten-nantita-tetraedrita observados ópticamente, y se ha redefinido la “ullmanita” como gersdorffita.

Microscópicamente no se ha observado oro, pudiéndose deber a que éste se encontraba en otras zonas explotadas en esa época.

Agradecimientos. Se agradece al Sr. Helmut Mühlhans, Montanuniversität Leoben, Austria, por la realización de los análisis con microsonda electrónica.

BIBLIOGRAFÍA

Brodtkorb, M.K. de, 1965. Estudio de la mineraliza-ción del yacimiento La Esperanza, provincia de Salta. Segundas Jornadas Geológicas Argentinas. Salta (1963). Tomo I: Publicado en Acta Geológica Lilloana 5: 25-33. Tucumán.

Karcher, A. S., 1973. Informe sobre los trabajos geológico-mineros realizados en la mina Esperanza. Dirección de Minas de Salta, 19 pp.