ARTICULOS

ANÁLISIS MINERALÓGICO Y GRANOMÉTRICO DE MATERIAS PRIMAS UTILIZADAS POR CERAMISTAS EN LA ISLA GRANDE DE TIERRA DEL FUEGO

Crosta, Sabrina¹; Lobo, Constanza¹; Villarreal, María¹; Menegatti, Nilda¹ y Morosi, Martín²

¹   Instituto de Ciencias Polares, Ambiente y Recursos Naturales (ICPA), UNTDF.

²   Facultad de Ciencias Naturales y Museo de La Plata (FCNyM). Cátedra F. de Geología.

Resumen. En la Isla Grande de Tierra del Fuego se localizan varios sitios donde los artesanos extraen el material para la fabricación de cerámica. De los cinco puntos de muestreo relevados en este trabajo, se observó que la granometría predominante es limo y arcilla, con una composición mineralógica que corresponde a cuarzo, feldespato y en menor proporción a argilominerales. De acuerdo a los resultados obtenidos y a la experiencia de los artesanos, se considera que el material proveniente de río Pipo es el que reúne las condiciones óptimas para la fabricación de cerámica artesanal.

Palabras clave. Arcilla, cerámica, Tierra del Fuego.

Abstract. “Mineralogical and granometric analysis of source materials used by ceramist in the Isla Grande de Tierra del Fuego”. There are several places located in the Isla Grande de Tierra del Fuego from where artisans remove the material for the manufacture of ceramics. Out of the five sampling points that were surveyed, it was found that the predominant granulometry is silt and clay, and the mineralogical composition is quartz, feldspar, and clay minerals in smaller proportion. According to the results and the experience of artisans, the material from Pipo river gathers the optimal conditions for the production of handcrafted ceramics.

Keywords. Clay, ceramic, Tierra del Fuego.

 

Figura 1. Mapa de localización del área de estudio 19-50 United State Geological Survey (USGS).

Introducción. El objetivo de este trabajo fue determinar la composición mineralógica y la grano-metría de la materia prima que extrae y utiliza la comunidad de artesanos de Ushuaia para obtener pastas cerámicas en la fabricación de piezas, a los efectos de optimizar sus propiedades y poten-cializar su uso. Se trata de un estudio preliminar y constituye el primer aporte para la provincia sobre la caracterización de las arcillas que se utilizan para la industria artesanal de cerámica. Las muestras analizadas provienen de cinco sitios de la Isla Grande de Tierra del Fuego: río Pipo, río Olivia, río Tuerto, río Valdez y río Avilés (figura 1). En su mayoría, se trata de depósitos de till correspondientes a las últimas glaciaciones pliocenas-holocenas (Olivero et al. 1999) que afloran en los márgenes de los ríos mencionados. Su utilización para la fabricación de cerámica artesanal y de alfarería se debe principalmente al fácil acceso a los afloramientos, y que al ser un material no consolidado no requiere trituración previa para ser utilizado.

Metodología. En primer lugar, se tomaron cinco muestras de los sitios donde los ceramistas recolectan la materia prima y se realizó el análisis granométrico por tamizado en vía húmeda a través de las mallas 100 y 200, determinando el peso de cada fracción en una balanza con una sensibilidad de 0,01 %. Posteriormente, las fracciones menores a malla 200 se analizaron mediante sedígrafo Mas-tersizer Malvern 2000, en el laboratorio del Centro Austral de Investigaciones Científicas. La mineralogía se determinó mediante la técnica de difracción de rayos X sobre roca total, para la caracterización de fases minerales y su cuantificación por el método de Rietveld, y sobre muestras orientadas (natural, glicolada y calcinada, de acuerdo a la metodología convencional), para una identificación más precisa de los argilominerales presentes. Los análisis se realizaron en los laboratorios del CET-MIC y del Departamento de Geología de la UNS respectivamente.

Figura 2. Distribución granométrica media de los materiales estudiados.

Tabla 1. Análisis cuantitativo por DRX (Rietveld). Fracc. pasante #200 (% en peso).

Muestra	RP	RT	RV	RA	RO
Cuarzo	36	42	50	33	52
Plagioclasa	15	20	18	37	24
Feldesp. K	2	2	2	8	5
Calcita				2
Clor+Caol	16	10	9		9
Illita/Mica	31	26	21		10
Esmectita				20

 

Resultados. En la figura 2, se presenta la composición granométrica media para cada sitio de estudio. Si bien en la mayoría de los casos existe un predominio de la fracción limo fino (entre 31 y 4 ìm), el material proveniente de río Pipo es el que contiene la proporción más elevada de limo fino y arcilla —seguido por el de río Valdez— y es el que muestra además baja proporción de arena. En contraposición, el material de río Olivia es el de selección de grano más pobre. La composición granométrica presenta mayor contenido de arena y menor proporción de arcillas respecto al resto de las muestras analizadas. El análisis mineralógico por difracción de rayos X permitió determinar que no existe variación composicional entre las diferentes fracciones granométricas de un mismo sitio y que en todas las muestras existe un predominio de cuarzo, feldespato, illita/mica y en una proporción (no mayor al 16%) le sigue clorita/caolinita, salvo la muestra proveniente de río Avilés que contiene es-mectita (Tabla 1). A partir de los difractogramas obtenidos de las muestras orientadas, se destaca que las muestras de los ríos Pipo, Tuerto y Val-dez, contienen caolinita y clorita con predominio de la primera, y que la de río Olivia no posee caolinita. El material de río Tuerto se caracteriza por contener la mayor variedad de argilominerales (caolinita, clorita, illita, montmorillonita).

Arena muy fina ■ Arena ■ Sábulo

 

Conclusión. El material proveniente de río Pipo es el que presenta características mineralógicas y granométricas más favorables para su utilización en la elaboración de pastas cerámicas, ya que es el que contiene menor proporción de arena y mayor porcentaje de caolinita/clorita. No obstante, dada la elevada proporción de cuarzo y feldespatos (antiplásticos) en todos los materiales estudiados, los ceramistas –en función de su experiencia-adicionan arcillas industriales (APM y bentonita) en iguales proporciones sin importar la procedencia).

Agradecimientos. Los autores agradecen a la UNTDF, especialmente a la Casa de las Artes, al Lic. Ignacio Magneres por el análisis granométrico mediante sedígrafo y a la comunidad de artesanos de Ushuaia.

BIBLIOGRAFÍA

Olivero, E., Martinioni, D., Malumián, N. y Palamarc-zuk, S. 1999. Bosquejo geológico de la Isla Grande de Tierra del Fuego. XIV Congreso Geológico Argentino. Actas 1: 291-294.

 

ISÓTOPOS ESTABLES E INCLUSIONES FLUIDAS EN LA PEGMATITA “LA DICHOSA”, SIERRA DE AMBATO, LA RIOJA

Curci, Marcela V.¹; Ramis, Andrea M.¹ y de Barrio, Raúl E.¹

¹ Cátedra de Mineralogía-Instituto de Recursos Minerales, INREMI (Facultad de Ciencias Naturales y Museo, UNLP), La Plata. E-mail:marcecurci@yahoo.com

Resumen. En este trabajo se realizaron análisis de inclusiones fluidas e isótopos estables en muestras de cuarzo provenientes de la pegmatita La Dichosa (Sierra de Ambato, La Rioja). Los estudios microtermométricos revelan claramente la presencia de tres tipos de inclusiones fluidas. Tipo I correspondiente a fluidos H₂O-CO₂-NaCl-(CH₄), con salinidades entre 0% a 5% en peso NaCl equivalente y temperaturas de homogeneización (Th) entre 320°C y 390ºC. Tipo II caracterizadas por un fluido de composición H₂O-NaCl cuya salinidad oscila entre 3,23% y 6,45% en peso NaCl equivalente, mientras que las Th varían entre 230°C y 260ºC. Tipo III caracterizadas por un fluido acuoso de baja temperatura (T_h 140°C-180ºC). Asimismo los resultados de isótopos estables revelan valores d¹⁸ O_{qz SMOW} entre +13,1‰ y +13,3‰. Recalculados estos valores con la ecuación de fraccionamiento isotópico se obtuvieron valores de d¹⁸ O_{fluido SMOW} entre + 8.39‰ y + 8.59‰ que son congruentes con fluidos de procedencia magmática.

Palabras clave. Cuarzo, inclusiones fluidas, microtermometría, isótopos estables, Pegmatita La Dichosa.

Abstract. Fluid inclusion analysis and stable isotope data in quartz samples from La Dichosa pegmatite (Sierra de Ambato, La Rioja) are reported in this paper. The study carried out by means of microthermometric analyses, clearly reveals the presence of three types of fluid inclusions. Type I corresponds to a H₂O-CO₂-NaCl-(CH₄) fluid, with a salinity between 0%-5 wt % NaCl equiv., and ho-mogenization temperatures (T_h) between 320°C and 390ºC. Type II: characterized by a fluid of H₂O-NaCl composition with a salinity between 3.23% and 6.45 wt % NaCl equiv, whereas the T_h varies from 230°C to 260ºC. Type III: characterized by a fluid with low temperature (T_h 140°C-180ºC). Also, oxygen stable isotope data from quartz samples reach up values between d¹⁸ O_{qz SMOW} entre +13,1‰ y +13,3‰. These values, recalculated by the isotopic fractionation equation reach up d¹⁸O_{fluid SMOW} + 8.39‰ and + 8.59‰ that are congruent with a magmatic signature for the mineralizing fluids.

Keywords. Quartz, fluid inclusions, microther-mometric data, stable isotopes, La Dichosa pegma-tite.

Introducción. La pegmatita La Dichosa, Sierra de Ambato, Departamento Arauco, La Rioja, se ubica en el área noroccidental del sistema de Sierras Pampeanas (figura 1a). La geología de la región ha sido estudiada por diversos autores entre los que se pueden citar a González Bonorino, 1950; Quar-tino y Villar Fabre, 1960 y Caminos, 1979.

La pegmatita La Dichosa se caracteriza por presentarse en cuerpos de formas lenticulares, globosas y tabulares con longitudes individuales de 20 m a 80 m en dirección NNE-SSO (figuras 1b y 1c). Registra estructuras heterogéneas y zonadas, con núcleos centrales de cuarzo y microclino rosado, zonas intermedias de microclino pertítico, cuarzo, muscovita, escasa biotita y nidos de andalusi-ta. Delgadas zonas marginales de grano fino presentan además plagioclasas, cuarzo, microclino (gráfico), biotita y muscovita. También han sido citados granates (Garrido et al., 1984) tanto en la zona intermedia como en la marginal. Desde el punto de vista mineralógico la andalucita es el mineral más llamativo (figura 1d). Se presenta en agregados fibroradiales, de coloraciones castaño-rojizas a gris verdosas, distribuidos a modo de lentes preferentemente en las zonas intermedias y en los bordes de las pegmatitas (contacto pegmatita-gra-nito), asociados a cuarzo y microclino (Schalamuk y Ramis, 1999).

Según Schalamuk y Ramis (1999) y en base a la clasificación de Èerný (1982) esta pegmatita correspondería a una tipología transicional entre las clases Muscovita y Elementos Raros.

El objetivo de esta contribución es presentar nuevos resultados de los estudios de isótopos estables e inclusiones fluidas realizados en muestras de cuarzo de la pegmatita de la mina La Dichosa, Sierra de Ambato, a fin de aportar mayores precisiones acerca de las condiciones físico-químicas de formación del cuerpo pegmatítico.

Metodología. Inclusiones fluidas. Se realizaron estudios de inclusiones fluidas sobre pastillas doblemente pulidas (200ìm de espesor) utilizando un microscopio Nikon y una platina de calentamiento/enfriamiento Linkam THMS 600 que permite operar en un rango comprendido entre - 180°C y + 600 °C, con una precisión de ± 0,1 °C, combinando un sistema de circulación de nitrógeno líquido con una resistencia para calentamiento. Las mediciones fueron realizadas en el laboratorio del Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, UBA.

Isótopos estables. Las relaciones isotópicas ¹⁸O /¹⁶O fueron determinadas en un espectrómetro de masa de fuente gaseosa, modelo SIRA II equipado con un “cold finger”. Las mediciones fueron realizadas en el Servicio de Isótopos Estables de la Universidad de Salamanca, España.

Resultados obtenidos. Inclusiones fluidas.

Los estudios petrográficos y microtermométricos de las inclusiones fluidas se llevaron a cabo en muestras de cuarzo procedentes del sector central de la pegmatita La Dichosa.

El estudio de las secciones pulidas dio como resultado la presencia de tres tipos de inclusiones fluidas: Tipo I, Tipo II y Tipo III.

Tipo I: Acuosas-Carbónicas CO₂ -H₂O -NaCl-(CH₄). Son inclusiones bifásicas (L_H2O +V_CO2) y monofásicas (V_CO2). La proporción volumétrica de la fase rica en CO₂ varía entre 40% - 60% del volumen total de la inclusión, llegando a ocupar el 100% del volumen en las monofásicas. Presentan morfologías irregulares, alargadas y ovoides con tamaños que varían entre 20 y 40 micrones (figura

2 a, b y c). Están distribuidas en grupos conformando arreglos tridimensionales aleatorios (origen primario). La temperatura de fusión del CO₂ (Tm_CO2) tiene lugar entre -57°C y -62°C. La temperatura de fusión hallada, por debajo del punto triple del CO₂ puro (-56,6°C) indicaría la presencia de significativas pero variables cantidades de otro componente (CH₄) disueltas en la fase CO₂ (Hollister y Burruss, 1976). La salinidad del fluido acuoso entrampado en las inclusiones analizadas ha sido determinada a partir de la temperatura de fusión de los clatra-tos; el rango obtenido varía entre +10ºC y +8ºC, correspondiéndole salinidades de 0% a 5% en peso NaCl equivalente (Bozzo et al., 1973); no obstante, en algunas inclusiones dicha temperatura superó los +10°C (+15°C) corroborando la existencia de CH₄ (Shepherd et al., 1985). Por su parte, la Th_parcial CO₂ (en fase vapor) se encuentra entre +1°C y -34°C poniendo de manifiesto una densidad menor a la crítica (0,468 g/cm³). La Th _total en fase (temperatura del eutéctico) ocurre entre -22°C y -20°C, evidenciando un sistema H₂O-NaCl. La temperatura de fusión final de los cristales de hielo (Tf_hielo) varió entre -1.9°C y -4°C. La salinidad presenta valores entre 3,23% y 6,45% en peso NaCl equivalente. (Bodnar, 1993). La Th _total osciló entre 230°C y 260°C.

Figura 1. a) Mapa de ubicación, b y c) Afloramientos de la pegmatita La Dichosa, d) Detalle de la mineralogía. Qz: cuarzo, And: andalucita y Fk: feldespato potásico.

 

carbónica y crítica fue determinada entre 320°C y 390°C. En aquellas inclusiones con un importante porcentaje de fase vapor (>60% V_total) dicha temperatura fue difícil de alcanzar debido a la decrepitación de las cavidades por aumento de la presión interna con el aumento de la temperatura. Tipo II: Son inclusiones bifásicas acuosas, la fase vapor ocupa entre 20% y 40% del volumen total de la inclusión (figura 2 d). Tienen morfología regular hasta cristal negativo y en ocasiones ovoides. El tamaño de las cavidades varía entre 20 y 50 micrones. Están distribuidas a lo largo de planos de microfracturas y en menor medida al azar, se las interpreta como pseudosecundarias. La Te Tipo III: Son inclusiones bifásicas acuosas de muy pequeño tamaño, no superan los 10 micrones y están dispuestas en trenes. Su origen es secundario. Debido al reducido tamaño de las cavidades no siempre fue posible observar los cambios de fase durante los ensayos microtermométricos. En escasas ocasiones pudo determinarse la temperatura de homogeneización (Th_líquido) arrojando valores comprendidos entre 140°C y 180°C.

Figura 2. Fotomicrografías de inclusiones fluidas: a) Tipo I rica en fase vapor de CO₂ a 25°C, b) Tipo I evidenciando la formación de una película de CO₂ líquido durante la etapa criométrica (-69°C) c) Idem b) donde se observa la solidificación del CO₂ (-102°C) d) Tipo II bifásica acuosa a 25°C.

 

Figura 3. Gráfico de comparación de isótopos de oxígeno de pegmatitas graníticas tipo Moscovita de diversas localidades del mundo y de la pegmatita La Dichosa.

 

Isótopos estables. En muestras de cuarzo provenientes de la pegmatita La Dichosa (M-3169, M-5003, M-5015a, M-5015b), se realizaron estudios de isótopos estables (¹⁸O/¹⁶O). Los resultados de isótopos de oxígeno están dados en relación al estándar SMOW (Standard Mean Ocean Water). La aplicación del método mencionado se basa en la relación entre la temperatura y el fraccionamiento isotópico entre fases minerales en un ambiente geológico (Cardellach, 1999). Para calcular el fraccionamiento isotópico de las aguas en equilibrio

Tabla 1. Valores de isótopos de oxígeno en muestras de cuarzo.

Mineral cuarzo	8 Osmow %o	T°C (Th IF tipo I)	8 Oh20SMOW %0
M-3160	13.2	390	+8.49
M-5003	13.3	390	+8.59
M-5015b	13.3	390	+8.59
M-5015a	13.1	390	+8.39

(d¹⁸O_H2O/SMOW) se utilizó la siguiente ecuación: 10³ ln a _(Qz-H2O) = D (10⁶) T ^–2 + E (10 ³) T ^–1 + F

Donde D, E y F son las constantes experimentales propuestas por Zheng (1993). El valor de temperatura corresponde a la temperatura de ho-mogeneización de las inclusiones fluidas tipo I (390°C). En la tabla 1 se presentan los valores para el d¹⁸O_SMOW del cuarzo y sus respectivos d¹⁸O_SMOW del fluido en equilibrio. Los resultados obtenidos de d¹⁸ O_fluido arrojan valores comprendidos entre + 8.39‰ y + 8.59‰, indicando una afinidad con fuentes magmáticas .

Comparados los valores d¹⁸O_SMOW de la pegma-tita La Dichosa con los de otras pegmatitas tipo Moscovita de Norteamérica y Noruega, también en muestras de cuarzo (Taylor et al., 1979, Taylor y Friedrichsen, 1983) se observa que los datos obtenidos, variables entre d¹⁸O_qzSMOW +13,1 y +13,3‰, son apenas superiores a los registrados en esas localidades (Fig. 3) que alcanzan a máximos de +12,8‰.

Consideraciones finales y Conclusiones.

En general las pegmatitas graníticas se caracterizan por presentar composiciones peraluminosas a hiperaluminosas (Èerný y Hawthorne, 1982). El exceso de Al se expresa en la presencia de importantes cantidades de biotita, moscovita y turmalina. En el caso de la pegmatita La Dichosa, de emplazamiento intragranítico (Sardi y Lozano Fernández, 2010), este exceso de Al se manifiesta además por la existencia de andalusita y granates, circunscripta a las zonas marginal e intermedia. El entorno granítico representado por el Granito Ma-zán, refuerza este ambiente peraluminoso destacándose a la cordierita como uno de los minerales índice producto de un magmatismo calcoalcalino, de composición peraluminosa, emplazado en niveles supracorticales (Toselli et al., 1991).

Los nuevos datos de inclusiones fluidas e isótopos estables han permitido caracterizar con mayor precisión el fluido generador de la pegmatita peraluminosa de La Dichosa. Poseen una composición compleja H₂O-CO₂-NaCl-(CH₄) cuya salinidad corresponde a valores entre 0% y 5% en peso NaCl equivalente.

Las temperaturas de homogeneización de las IF determinadas son consideradas como valores mínimos y oscilan entre 320°C y 390°C. Se estima que el entrampamiento del fluido ocurrió a temperaturas más elevadas.

La presencia de inclusiones monofásicas (CO₂) y bifásicas acuosas-carbónicas de variado porcentaje de fase vapor, es producto de un proceso de deformación al que ha estado sujeta la pegmatita. Este proceso favoreció la fuga de la solución acuosa generando de esta manera inclusiones con el 100% de CO₂ (Johnson and Hollister, 1995). Estas evidencias son coincidentes con lo sostenido por Galliski (1994) para muchos distritos de pegmatitas de elementos raros de las Sierras Pampeanas, donde se han desarrollado deformaciones postemplazamiento. Así, las inclusiones acuosas (Tipo II) podrían ser el resultado del entrampamiento durante una etapa de recristalización posterior a la consolidación de la pegmatita.

Condiciones microtermométricas y etapas evolutivas similares a las de la pegmatita La Dichosa han sido reconocidas en pegmatitas estanníferas portadoras de minerales ricos en Al de la sierra de San Luis (Montenegro y Sosa, 2003).

Los resultados obtenidos a partir de los isótopos estables de O son congruentes con fluidos de procedencia magmática, aunque algo superiores a los registrados en pegmatitas graníticas tipo Moscovita de otras localidades del mundo, denotando quizás su transicionalidad a la tipología de pegma-titas de Elementos raros.

Agradecimientos. Los autores agradecen al Dr. Clemente Recio (Universidad de Salamanca, España) por las determinaciones isotópicas, a la Dra. Teresita Montenegro (UBA) por facilitar el uso del equipo de microtermometría y al árbitro Dr. F.Sardi por su revisión crítica.

BIBLIOGRAFÍA

Bodnar, R. 1993. Revised equation and table for determinig the freezing point depression of H₂O-NaCl solution. Geochimica et Cosmochimi-ca Acta 57: 683-684.

Bozzo, A.; Chen, J. y Barduhn, A. 1973. The pro-perties of the hidrates of chorine and carbon dioxide. In: 4^th International Symposium of Fresh Water from the Sea (A. Delyannis y E. Delyannis, Ed.) 3:437-451.

Caminos, R. 1979. Sierras Pampeanas norocciden-tales. Salta, Tucumán, La Rioja y San Juan. Geología Regional Argentina: 225-291. Academia Nacional de Ciencias, Córdoba.

Cardellach, E. 1999. Geoquímica de los isótopos estables de C, O, H y S. Departamento de Geología. Universidad Autónoma de Barcelona.

Èerný, P. 1982. Anatomy and classification of gra-nitic pegmatites. En Èerný, P. Editor: Granitic pegmatites in Science and Industry. Mineralogi-cal association of Canada, Short Course, Handbook 8:1-39. Winnipeg, Canadá.

Èerný, P. y Hawthorne, F.C. 1982. Selected peralu-minous minerals. En (Èerný et al., edit.) Gra-nitic pegmatites in science and industry. 163-186. Winnipeg.

Galliski, M.A. 1994. La Provincia Pegmatítica Pampeana. II: Metalogénesis de sus distritos económicos. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 49 (1-2): 113-122. Buenos Aires.

Garrido, L.; Etcheverry, R.O.; Fernández, R.R. y Schalamuk, I.B. 1984. La andalucita de Mazán (provincia de La Rioja) y sus características tecnológicas. Revista del Museo de La Plata (Nueva Serie), Sección Geología, IX (78): 121-140. La Plata.

González Bonorino, F. 1950. Algunos problemas geológicos de las Sierras Pampeanas. Revista de la Asociación Geológica Argentina. T V (3): 81-110.

Hollister, L.S. y Burruss, R.C. 1976. Phase equilibra in fluid inclusions from the Khtada Lake meta-morfhic complex. Geochimica et Cosmochimi-ca Acta 40: 163-175.

Johnson, E. and Hollister, L., 1995. Syndeformatio-nal fluid trapping in quartz: determining the pressure-temperature conditions of deforma-tion from fluid inclusions and the formation of pure CO₂ fluid inclusions during grain-bounda-ry migration. Journal of Metamorphic Geology. 16: 239-249.

Montenegro, T. y Sosa, G. 2003. Inclusiones fluidas en pegmatitas portadoras de estaño de la Sierra de San Luis, Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina 58 (3): 347-355.

Quartino, B. y Villar Fabre, J. 1960. Observaciones sobre el Precámbrico de la zona oriental de la Sierra de Velazco, provincia de La Rioja. I Jornadas Geológicas Argentina, II: 279-286.

Sardi, F. y Lozano Fernández, R. 2010. Estudio geoquímico preliminar sobre la composición de feldespatos potásicos y muscovitas de peg-matitas de las sierras de Velasco y Mazán, provincia de La Rioja. 10° Congreso de Mineralogía y Metalogenia, 233-240. Río Cuarto.

Schalamuk, I. y Ramis, A. 1999. Pegmatitas andalu-cíticas de Mazán, Provincia de La Rioja. En: Recursos Minerales de la República Argentina (Ed. E. Zappettini). Instituto de Geología y Recursos Minerales SEGEMAR, anales 35: 397-400.

Shepherd T.J; Rankin A.H y Alderton D. 1985. A practical guide to fluid inclusion studies. Blac-kie. Glasgow and London, 239 pp.

Taylor, B.E.; Foord, E.E. y Friedrichsen, H. 1979. Stable isotope and fluid inclusion studies of GEM-bearing granitic pegmatite-aplite dikes, San Diego Co., California. Contributions to Mi-neralogy and Petrology, 68: 187-205.

Taylor, B.E. y Friedrichsen, H. 1983. Light stable isotope systematic of granitic pegmatites from North America and Northway. Isotope Geos-cience 1: 127-167. Elsevier Science Publis-hers B.V., Amsterdam.

Toselli, G.; Saavedra, J.; Córdoba, G. y Medina, M. 1991. Petrología y geoquímica de los granites de la zona Carrizal-Mazán, La Rioja y Cata-marca. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 46 (1-2): 36-50.

Zheng, Y.F. 1993: Calculation of oxygen isotope fractionation in anhydrous silicate minerals; Geochimica et Cosmochimica Acta 57: 1079-1091.

112

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

CARACTERIZACIÓN GEOLÓGICA Y MINERALÓGICA DEL SISTEMA DE VETAS EPITERMALES ESTE- OESTE DEL DISTRITO MINERO ANDACOLLO, PROVINCIA DE NEUQUÉN

D´Annunzio, M. Celeste¹, Strazzere, Leonardo¹ y Tamborindeguy, Melisa²

¹   Cátedra de Geología Minera, Departamento de Geología, Universidad Nacional de Sur, e Instituto Geológico del Sur, CONICET.

²   CORMINE SEP.

Resumen. El Distrito Minero Andacollo, se ubica en el flanco occidental de la Cordillera del Viento, en la provincia de Neuquen. La mineralización está aojada en un sistema de vetas (Cerro Minas).

El sistema vetiforme analizado (N70º-N90º, Este-Oeste), está formado por vetas ricas en sul-furos que constituyen afloramientos irregulares. Su morfología en superficie está caracterizada por sombreros de hierro y lixiviados de cuarzo, limonitas y arcillas rojas. Estos sistemas son ricos en Au, definiéndose una relación Au:Ag de 1:5 a 1:20. Están constituidas por pirita, calcopirita, galena, esfalerita y oro en ganga de cuarzo. El oro forma cristales anhedrales aislados de hasta 100 µm. Se reconoce además muy escasos cristales de elec-trum menores a 10 µm.

Palabras clave. Distrito Minero Andacollo, Vetas Epitermales Este- Oeste, sulfuros, oro.

Abstract. The Andacollo Mining Distritc is lo-cated in the west side of the Cordillera del Viento in the Neuquén Province. The ore is related to vein system (Cerro Minas). The sulfurs veins (N70º-N90º) conform irregular outcrops. In surface is formed by gossan and quartz lixiviates, limonite and red clays. This systems are rich in gold, char-acterized by the ratio Au:Ag de 1:5 a 1:20. Is formed by pyrite, chalcopyrite, galena, sphalerite and gold with quartz gangue. The gold constitutes anhedral crystals (100 µm). Were recognized too, scarce electrum crystals (10 µm.).

Keywords. Andacollo district mining, East-West epithermal veins, sulfides, gold.

Introducción. El distrito Minero Andacollo se ubica en el flanco occidental de la Cordillera del Viento, a 2 km al oeste de la localidad de igual nombre en la provincia de Nuequén (figura 1).

Los sistemas de vetas del Distrito se encuentran alojadas en tobas riolíticas, areniscas y lutitas del Carbónico Superior y en rocas volcánicas básicas del Pérmico Superior (figura 2).

Los primeros estudios sobre las mineralizacio-nes, corresponden a Stoll (1957) quien describe las vetas de Andacollo como mesotermales determinando una edad eocena para la mineralización. Zöllner y Amos (1973) en la Hoja Geológica Chos Malal aportan mapeos y determinan en base a descripciones geológicas y estructurales una edad para la mineralización entre el Pérmico y el Cretácico.

Domínguez y Garrido (1982) relacionan genéticamente las vetas con importantes procesos volcánicos y aportes de aguas magmáticas. Establecen temperaturas de homogeneización a partir de inclusiones fluidas variando entre 190ºC y 310ºC. Determinan una edad comprendida entre el Triásico-Cretácico Superior para la mineralización.

Domínguez et al. (1984), describen además un sistema hidrotermal de tipo pórfido aflorando 3 km al suroeste de Andacollo. Establecen una edad de 67 ± 3 Ma para un cuerpo tonalítico con alteración potásica y de 34 ± 3 Ma para un cuerpo de pórfido dacítico con evidencias de mineralización. Estos autores además relacionan el emplazamiento de los sistemas epitermales alojados en el Grupo Choiyoi, con estos cuerpos.

El objetivo de este trabajo es caracterizar la mineralogía de las menas del sistema de vetas Este-Oeste o vetas ricas en sulfuros. Se realizará además la correlación geológica de este sistema vetiforme con sus correspondientes rocas de caja.

Figura 1. Ubicación del Distrito Minero Andacollo.

 

Figura 2. Geología y ubicación de los sistemas vetiformes del Distrito Minero Andacollo.

Geología del área. Las rocas aflorantes en el área de estudio fueron agrupadas por Zöllner y Amos (1973) como Grupo Andacollo. Este Grupo está dividido en tres formaciones, Tobas Inferiores, Fm. Huaraco (lutitas y areniscas; figura 2), y Tobas Superiores, las cuales se encuentran separadas por discordancias erosivas.

Rovere, et al. 2004 describen para el Grupo Andacollo las Formaciones Arroyo del Torreón, compuesta por ignimbritas y tobas de composición dacítica a riolítica, la Fm. Huaraco que representa una secuencia marina de lutitas oscuras, areniscas y conglomerados, y finalmente la Fm. La Premia, compuestas por tobas y volcanitas básicas.

Intruyendo las unidades anteriores, se reconoce al Granito de Huinganco, (Zölner y Amos, 1973, Rovere, et al. 2004, Llambias, et al. 2007, figura 2) con facies graníticas, granodioríticas y porfíricas. Una datación K-Ar realizadas sobre biotitas mag-máticas (Suarez y De La Cruz,; 1977) arroja una edad de 287±9 Ma. La dacita Sofía (Rovere, et al. 2004) representa reducidos cuerpos subvolcáni-cos de dacitas y riolitas fluidales. Una datación K-Ar sobre roca total efectuada por Llambías (1986) arroja una edad de 260±10 Ma. Nuevos datos aportados por Suárez et al. (2008) indican una edad U-Pb en circones de 327.9±2.0 Ma. Finalmente, espesos estratos de ignimbritas, brechas volcánicas y coladas de composición andesítica a rio-lítica del Grupo Choiyoi (Zólner y Amos, 1973, Ro-vere, et al. 2004, Llambias, et al. 2007) cubren discordantemente las unidades anteriormente mencionadas y se las interpreta como los equivalentes efusivos y piroclásticas del Granito de Huingancó. Suárez et al. (2008) aportan una edad U-Pb en circones de 281.8±2.1 Ma.

El análisis tectónico y estructural de Giacosa (2011) indica regímenes compresionales y exten-sionales que generan fallas y fracturas donde se alojan los cuerpos vetiformes portadores de Au y Ag. Este autor, sugiere que la fase compresional es de edad pre-Eoceno y habría sido sincrónica con alguna de las fases que contribuyeron al alzamiento de la cordillera del Viento a partir del Cretácico superior.

Importantes cambios en la estratigrafía de la Cordillera del Viento (Rovere, et al. 2004, Llambías 2007) y trabajos inéditos pertenecientes a la empresa Minera Andacollo Gold S.A. (Suárez 2007, Strazzere 2008 y 2009) han puesto en manifiesto que al menos existen 3 eventos magmáticos independientes y separados por importantes lapsos de tiempo, que pudieron aportar fluidos hidrotermales potencialmente responsables de mineralización.

Resultados. Las vetas del sistema Este- Oeste, afloran de manera irregular y se las reconoce por presentar sombreros de hierro y lixiviados de cuarzo, limonitas y arcillas rojas. Debido a la cantidad de sulfuros que contienen, producen un relieve negativo que puede ser reconocido con facilidad en fotografías aéreas e imágenes satelitales.

 

Figura 3. Características generales de las vetas ricas en sulfuros. a) Veta Sofía en interior mina, emplazada en zonas de falla que afectan a la Formación Huaraco. b) Textura bandeada donde intercalan bandas de cuarzo blanco, cuarzo gris traslúcido, calcita y sulfuros. Qz: Cuarzo. Arg: Argentita. Cpy: Calcopirita. Ga: Galena. c) Muestra pulida donde se observa cuarzo gris, blanco, calcita y sulfuros típicos de estas vetas. QzBl: Cuarzo blanco. QzGr: Cuarzo gris. Cal: Calcita. Sph: Esfalerita. Ga: Galena. Py: Pirita. Cpy: Calcopirita. d) Microfotografía de corte calcográfico donde se observan las asociaciones típicas minerales. Qz: Cuarzo. Au: Oro nativo. Py: Pirita. Sph+Cpy: Exsolución de calcopirita en cristales de esfalerita. e) Microfotografía de corte calcográfíco donde se muestra un detalle del oro nativo comprendido dentro del cuarzo gris. Qz: Cuarzo. Au: Oro nativo. Sph+Cpy: Exsolución de calcopirita en cristales de esfalerita. f) Microfotografía de corte petrografico con polarizador donde se muestra la textura del cuarzo masivo con venillas de calcita. Qz: cuarzo. Cal: Calcita.

 

Estos cuerpos se encuentran emplazados en las lutitas de la Fm. Huaracó (Zöllner y Amos 1973, Rovere, et al. 2004) afectada por fallas de rumbo en la dirección este-oeste. En la Fm. Arroyo del Torreón se reconocen vetas de sulfuros aunque son menos frecuentes.

En muestra de mano el tipo de cuarzo es gris traslúcido, siendo común también blanco y en algunos sectores sacaroidal (figuras 3 a y b). Con frecuencia se presenta intercalado con bandas de sul-furos, de calcita y clorita. La mineralización corresponde a Au (oro nativo) acompañado por pirita, galena y proporciones menores de esfalerita. El porcentaje de sulfuros es superior al 20% (figura 3 c).

De la observación de los cortes calcográficos, se desprende que las vetas E-O están constituidas por pirita, calcopirita, galena, esfalerita y oro en ganga de cuarzo (figuras 3 d, e y f). La pirita se encuentra como cristales euhedrales a subhedrales piritoedricos aislados (hasta 200 µm) o dispuestos en forma masiva (figuras 3 d). La calcopirita se halla asociada a la pirita y se encuentra como cristales aislados de dimensiones cercanas a los 150 µm. o como exoluciones dentro de la esfaletrita (figura 3 d). La galena se presenta espacialmente asociada a los minerales antes mencionados y a esfalerita constituyendo masas de cristales. La esfalerita se encuentra como cristales aislados anhedrales (figua 3 d). El oro forma cristales anhedrales aislados de hasta 100 µm (figura 3 e). Se reconoce además muy escasos cristales de electrum menores a 10 µm. Respecto del cuarzo fueron reconocidas, texturas de crecimiento primario. Los cristales presentan extinción ondulosa con inclusiones fluidas bifásicas (relación líquido/ vapor 70/30) de formas regulares (10 µm) coexistiendo con inclusiones unifásicas de vapor. La textura en peine está formada por cristales de cuarzo con desarrollo del el eje C perpendicular a la superficie a partir de la cual comienzan a desarrollarse; los cristales son prismáticos, paralelos y subparalelos, con terminaciones euhedrales. La textura maciza es común en el centro de las texturas en peine (figura 3 f). Se encuentra formada por cristales idio e hipidiomorficos de cuarzo de dimensiones similares. No se observaron en las muestras analizadas texturas de recristalización o de reemplazo. Los carbonatos son de grano fino y cortan al cuarzo en forma de venillas de trayectoria irregular (figura 3 f).

Se reconoce un evento sobreimpuesto a la mi-neralización hipógena evidenciado por el reemplazo de calcopirita por limonita indígena desarrollando texturas en enrejado y en escasa proporción se reconocieron cristales parcialmente alterados a covelina.

Ocasionalmente están acompañados por serici-ta. Los sulfuros descriptos, al igual que el oro y el electrum se encuentran distribuidos en las bandas de cuarzo con textura en peine.

Discusion y Conclusiones. En el Distrito Minero Andacollo fue posible diferenciar dos sistemas de vetas: el sistema Este- Oeste, formado por vetas portadoras de sulfuros y el sistema N45-N60, constituido por vetas de cuarzo.

Las vetas portadoras de sulfuros (orientación Este- Oeste) están limitadas a la Fm. Huaraco y se encuentran vinculadas a fallas. Estas estructuras son posteriores a la depositación de esta unidad, es decir post-Carbónico Superior

Son ricas en Au manteniendo una relación Au:Ag de 1:5 a 1:20. El porcentaje de sulfuros es superior al 20%. Además de cuarzo presentan bandas de calcita y clorita. El oro forma cristales anhedrales aislados de hasta 100 µm. Se reconocen además muy escasos cristales de electrum menores a 10 µm.

Agradecimientos. El presente trabajo fue financiado por la SECyT-UNS a través del PGI 24/ ZH24. Se agradece especialmente a los directivos de Minera Andacollo Gold por permitir el ingreso al área Mina para poder coleccionar el material requerido para el presente trabajo.

Los autores agradecen a la Dra. Mirta Garrido, quien contribuyo a mejorar la versión final del manuscrito.

BIBLIOGRAFÍA

Domínguez, E. A. y Garrido, M. 1982. La variación vertical de la mineralización Plumbo-Zincifera subvolcánica en La Primavera, Andacollo, provincia de Neuquén, Argentina. 5º Congreso Latinoamericano de Geología, Actas II: 679-697. Argentina.

Domínguez, E. A., Aliotta, G. , Garrido, M., Danieli, J. C., Ronconi, N., Case, A. M. y Palacion, M. 1984. “Los Maitenes-El Salvaje”. Un sistema Hidrotermal de Tipo pórfido. 9º Congreso Geológico Argentino. Actas VII: 443-458. Bari-loche, Rio Negro.

Giacosa , R. 2011. Geología estructural de los sistemas vetiformes del cerro Las Minas Distrito Minero Andacollo, Cordillera del Viento, Provincia del Neuquén. Serie Contribuciones Técnicas Recursos Minerales Nº 33 SEGEMAR.

Llambías, E. J. 1986. Intrusivos pérmicos del sur de la Cordillera del Viento, provincia de Neu-quén. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 41(1-2): 22-32.

Llambías, E., Leanza, H., y Carbone, O. 2007. Evolución tectono-magmática durante el Pérmico al Jurásico temprano en la Cordillera del Viento (37º 05´ S – 37º 15´ S): nuevas evidencias geológicas y geoquímicas del inicio de la cuenca Neuquina. Revista Asociación Geológica Argentina, 62 (2): 217-235.

Rovere, E., Caselli, A., Tourn, S., Leanza, H., Hugo, C., Folguera, A., Escosteguy, L., Geuna, S., González, R., Colombino, J. y Danieli, J. 2004. Hoja Geológica 3772-IV, Andacollo, provincia del Neuquén. Instituto Geología y Recursos Minerales. Servicio Geológico Minero Argentino, Boletín 298, 104 p. Buenos Aires.

Stoll, W. 1957. Geología y depósitos minerales de Andacollo, provincia de Neuquén. Dirección Nacional de Minería, Anales 6, 35 pg., Buenos Aires.

Suárez, M. 2007. Geología del área Andacollo –par-te sur-, Cordillera del Viento, Neuquén, Argentina. MAGSA, inédito 50 p, Andacollo.

Strazzere, L. 2008. Informe geologico economico de los sistemas vetiformes del área de Andaco-llo, sector Mina. Andacollo, Neuquén, Argentina. MAGSA, inédito 100 pp.

Strazzere, L. y Tamborindeguy, M. X. 2009. Informe geológico económico de los sistemas vetifor-mes del área de Andacollo, sector San pedro Norte, San Pedro Sur y Campo de Vetas. An-dacollo, Neuquén, Argentina. MAGSA, inédito 100 pp.

Suárez, M., de la Cruz, R., Fanning, M., y Etchart, H. 2008. Carboniferous, Permian and Toarcian magmatism in Cordillera del Viento,Neuquén, Argentina: first U-Pb shrimp dates and tecto-nic implications. 17º Congreso Geológico Argentino, Actas, 906-907, S.S. Jujuy.

Suarez, M., Echart, H. 2008. Magmatismo y alteración hidrotermal del Cretácico tardío en Anda-collo, provincia del Neuquén: Edades KAr. 17º Congreso Geológico Argentino, Actas, 908-909, S.S. Jujuy.

Zollner, W. y Amos, A. 1973. Descripción Geológica de la Hoja 32b, Chos Malal (Provincia del Neu-quén Neuquén). Servicio Nacional Minero Geológico, Boletín 143, 91 p. Buenos Aires.

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

117

VARIACIONES COMPOSICIONALES EN BARITINAS Y CELESTINAS DE DEPÓSITOS DE BA-SR EMPLAZADOS EN LA SECUENCIA JURÁSICO-CRETÁCICA DE LA PROVINCIA DEL NEUQUÉN

de Barrio, Raúl E.¹; Del Blanco, Miguel A.¹; Colombo, Fernando²; Martín-Izard, Agustín³; Ramis, Andrea M.¹ y Curci, Marcela V.¹

¹   Cátedra de Mineralogía-Instituto de Recursos Minerales (FCNyM-UNLP). E-mail: debarrio@inremi.unlp.edu.ar

²   Cátedra de Mineralogía, FCEFyN (UNC)-CONICET

³   Departamento de Geología, Facultad de Geología, Universidad de Oviedo, España.

Resumen. Composiciones intermedias en la serie isomorfa BaSO₄-SrSO₄ son relativamente raras en la naturaleza. En la inmensa mayoría de los casos las composiciones de estos sulfatos se sitúan cercanas a ambos extremos de la serie iso-morfa. Los depósitos barítico-celestínicos de la provincia del Neuquén se encuentran distribuidos entre las localidades de Chos Malal y Zapala y alojados en la secuencia carbonático-evaporítica jurásico-cretácica. Los minerales de mena son baritina y celestina que contienen variables contenidos de Sr y Ba, respectivamente. En este trabajo son presentados algunos aspectos cristalográficos, mineralógicos y geoquímicos de estos sulfatos.

Palabras clave. Baritinas-celestinas, variaciones composicionales, provincia del Neuquén.

Abstract. “Compositional variations in Sr-bar-ites and Ba-celestites of Ba-Sr ore deposits in the Jurassic-Cretaceous sequence of Neuquén Prov-ince”. Intermediate compositions in the BaSO₄-SrSO₄ solid solution series are relatively rare in nature. Sulfate compositions are near to both end members of the isomorphic series in the over-whelming majority of cases. The Ba-Sr ore deposits of the Neuquén Province are distributed between the Chos Malal and Zapala localities. They are host-ed by the Jurassic-Cretaceous carbonate-evaporit-ic sequence showing a strong stratabound charac-ter. The ore minerals are barite and celestite that contain variable amounts of Sr and Ba, respective-ly. In this paper, some crystallographic, mineralogi-cal, and geochemical features of these minerals are presented.

Keywords. Sr-barites, Ba-celestites, composi-tional variations, Neuquén Province.

Introducción. Sulfatos intermedios de la serie isomorfa BaSO₄-SrSO₄ son relativamente raros en la Naturaleza (Hanor, 1968). Su composición se acerca en general a los extremos puros, con sus-

tituciones parciales de Ba por Sr y viceversa, donde las baritinas pueden contener SrSO₄ hasta 7-8 % molar y las celestinas BaSO₄ hasta 4-6 % molar (Starke, 1964, en Bolonin y Nikiforov, 2014 y Hanor, 1968). Sin embargo, en los últimos años se han dado a conocer composiciones químicas intermedias, incluso en grandes volúmenes económicos (Tekin et al., 2002; Bolonin y Nikiforov, 2014).

En la Cuenca Neuquina son pocos los trabajos que tratan sobre las variaciones composicionales de las menas sulfáticas de los depósitos de Ba y Sr. Hayase y Bengochea (1975), Más (1976) y Hayase et al. (1979, 1980) expusieron consideraciones acerca de los contenidos en Ba y Sr, y caracterizaron las variaciones composicionales de los sulfatos de Ba y Sr del yacimiento Achalay, Neu-quén, mediante el uso de rayos X, midiendo el desplazamiento de los principales picos difractométri-cos entre las diferentes especies. Brodtkorb y Et-cheverry (1994) informaron contenidos de Sr y Ba en baritinas y celestinas de las minas Achalay y Llao Llao. En los últimos años, de Barrio et al. (2008) dieron a conocer estudios mineraloquímicos hechos mediante técnicas de EDAX en depósitos barítico-celestínicos neuquinos mientras que corresponde a de Barrio et al. (2009) comunicar los primeros datos analíticos mediante microsonda

Figura 1. Mapa de la cuenca Neuquina con la distribución de los principales depósitos de Ba-Sr investigados. 1: Mina Arroyo Nuevo; 2: Distrito Colipilli. 3: Distrito Naunauco-Taquimilán (minas Don Candelario, Clementina, Taquimilán); 4: Distrito Loncopué (minas La Rosita, La Florcita y otras); 5: Grupo Continental-´Distrito Cordón del Salado; 6:Mina Barda Klein; 7: Distrito Bajada del Agrio (minas 3, 4 y 5 de noviembre, Santa Bárbara, Santa Ana y otras); 8: Mina Llao Llao; 9: minas Achalay, La Porfía y Río Agrio; 10: Distrito Cordón Curymil (minas San Charbel y otras).

118

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

electrónica de estas celesto-baritinas y barito-ce-lestinas.

Las baritinas y celestinas de los depósitos de Ba-Sr del Neuquén. Los depósitos baríti-co-celestínicos del Neuquén se encuentran distribuidos a lo largo de una alargada faja N-S (Fig. 1) que va desde Chos Malal por el norte hasta Zapa-la, por el sur (Brodtkorb et al., 1975). Se alojan en diversas unidades jurásico-cretácicas, con un marcado carácter estratoligado. Exhiben yacencias estratiformes y vetiformes con signos de removilización (Fig. 2c) y relleno de cavidades kársticas (Fig. 2d). En su gran mayoría son de carácter epigenéti-

co, alojados en rocas carbonáticas o yesíferas a través de procesos de reemplazo y relleno. En un caso, la mina Arroyo Nuevo, alojada en pelitas negras de la Fm. Los Molles (Jurásico Medio), la de-positación barítica ha sido singenética, acompañada de sulfuros minoritarios (Fe, Zn, Cu y Pb). Correspondería a la tipología de depósitos sedimentario-exhalativos con Ba (Zappettini, 1999; de Barrio et al., 2014).

En la composición de los depósitos prevalecen ampliamente baritinas y/o celestinas en algunos casos con minoritarios sulfuros de metales base (Pb, Zn y Cu) y de Fe (pirita, marcasita, melnikovi-ta), calcita, dolomita y cuarzo. En unidades del Ju-

Figura 2. a) manto de celestina (Cel) en mina San Charbel; b) banco de baritina en mina Achalay con «ojos» de galena (Gal); c) manto de celestina cebrada (Cel) con baritina removilizada (Brt) en mina Santa Bárbara; d) cavidad kárstica rellena con baritina estalactítica. Diámetro de la moneda: 24 mm. Abreviaturas de minerales según Kretz (1983); e) Morfologías estalactíticas de baritina de mina Cecilia (Grupo Continental). En la sección transversal, tanto el sector central (celeste) como el periférico (blanco) corresponden a baritina con muy bajo contenido de SrO; f) Hábito fibroso-bandeado de baritina en cavidad kárstica de mina Santa Elena. La banda color castaño corresponde a precipitación de CaCO₃. En las diferentes capas de baritina (colores blancos y celestes) los contenidos de SrSO₄ son muy bajos y prácticamente no hay variaciones composicionales. Diámetro de moneda: 24 mm; g) Cristales idiomorfos de celestina de mina Don Candelario. c {001} tercer pinacoide; d {011} prisma de 1ª posición; o {101} prisma de 2da posición; m {210} prisma de 3ª posición. Hacia la derecha cristales en crecimiento paralelo.

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

119

rásico Medio-Superior (Fms. Tábanos y Lotena) se sitúan en el área de Loncopué, entre otros, los depósitos baríticos de La Rosita y La Florcita y la mina de celestina San Charbel en el cordón de Curymil (Fig. 2a). En el Jurásico superior (Fms. Auquilco y Tordillo) se sitúan los depósitos barítico-celestínicos de Llao Llao y Achalay (Fig. 2b) y en la secuencia eocretácica, en las Formaciones Agrio y Huitrín, se ubican los yacimientos estratiformes y vetiformes de Colipilli, Bajada del Agrio (minas 3, 4 y 5 de Noviembre, Santa Bárbara), del cordón del Salado-cerro Pichi Mula (minas Dios Alado, Los Robertos, La Nicola, La Luisiata), Naunauco-Taqui-milán y del Grupo Continental-Santa Helena (Fig. 1). Las baritinas exhiben cristales de hábito tabular grueso, pulverulento (Fig. 2c), estalactítico (Fig. 2e) y fibroso-bandeado (Fig. 2f) de colores blanquecinos, celestes y amarillentos. El tamaño de los individuos puede variar desde milimétrico a centi-métrico, controlado por la yacencia y por procesos

de recristalización. Las celestinas exhiben coloraciones entre tonos celestes, amarillentos, castaño-claros y blanquecinos. Su hábito va desde tabular-prismático a granular, con tamaños milimétricos a centimétricos. Los cristales idiomorfos (Fig. 2g) resultan de la combinación de prismas de 1ª posición {011}, 2ª posición {101} y 3ª posición {110} con franco desarrollo del 3er pinacoide {001}.

Metodología. Los análisis mineraloquímicos fueron ejecutados en una microsonda CAMECA Ca-mebax modelo SX-100 (Universidad de Oviedo) con cinco espectrómetros WDS y microscopio electrónico de barrido (SEM). Las condiciones analíticas fueron 15 kV de voltaje de aceleración, corriente 20 nA, haz 1 a 2 micrones, con patrones naturales certificados por MAC (Micro Analysis Consultants Ltd., U.K.).

Para el cálculo de parámetros de celda unitaria, los análisis difractométricos fueron hechos con

Tabla 1. Análisis químicos de baritinas y celestinas de diferentes depósitos de Ba y Sr de la provincia del Neuquén.(mediante EDAX: 1: de Barrio et al., 2008; con microsonda electrónica, 2: de Barrio et al., 2009; 3: Escobar, 2016; 4: Salvioli, 2016; 5: este trabajo).

		BARITOCELESTINAS-CELESTOBARITINAS (% en peso)
MINA/DEPÓSITO MINERAL		S03	CaO	PbO	BaO	SrO	TOTAL	Ref.
Arroyo Nuevo	estratiforme	32,31-35,09	0,00-0,05	0,00-0,12	62,45-65,69	0,5-2,74	99,24-100,89	5
		33,53-34,74	0,00-0,06	0,00-0,16	61,80-64,27	1,40-2,96	98,18-100,12	5
	vetiforme	33,05-33,97	0,00-0,02	0,06-0,26	65,03-65,93	0,35-0,88	98,88-100,57	5
San Charbel (estratiforme)		41,2-44,5			0,5-2,4	51,2-57,6		1
		45,77-48,32	0,02-0,31	0,00-0,21	0,53-8,31	48,95-52,68	99,19-101,19	5
		43,51-46,07	0,01-0,23	0,00-0,41	0,10-2,89	52,85-55,46	98,14-100,81	5
Llao Llao (estratiforme)		32,4-42,6	0,25	14,8-18,9	-39,0-52,8	6,4-9,9		1
		43,1-45,4			0,00-5,27	51,6-56,6		1
		43,80-46,80	0,11-0,51	0,00-0,47	0,78-4,74	50,36-55,10	99,03-100,83	5
		33,61-36,00	0,02-0,07	0,00-0,35	55,88-61,28	3,79-7,68	99,13-100,88	5
Achalay	estratiforme	33,4-39,4			48,7-58,6	6,78-10,9		1
		43,4-44,8			39,9-43	13,6-15,2		1
		34,12-36,37	0,01-0,05		51,73-57,13	8,14-13,74		5
	brecha	40,4-44,4	0,08-0,44		41,9-50,6	7,9-13,4		1
		33,58-36,36	0,00-0,06		50,59-65,56	0,35-12,97	98,7-100,72	5
		33,43-35,47	0,00-0,03		52,28-55,58	8,90-12,05	99,08-100,1	5
	vetiforme	34,29-35,78	0,01-0,04	0,01-0,09	51,09-55,00	9,32-12,97	99,56-99,98	5
Don Candelario (estratiforme)		43,00-43,50	0,08-0,38		0,03-1,94	53,88-55,71		2
		42,97-43-55	0,11-0,19		0,01-0,28	54,53-56,30		2
Taquimilán (estratiforme)		33,28-34,97	0,01-0,03	0,00-0,11	63,85-65,60	0,16-1,89	99,15-101,15	5
Distrito Bajada del Agrio (estratiforme)	4 de Noviembre	38,9-48,1			47,8-57,4	2,8-4,1		1
		32,41-33,79			64,16-65,60	0,59-2,37		2
	Santa Bárbara	44,5-47,8			4,1-8,4	45,6-50,7		1
		41,88-43,55	0,03-1,55		0,00-3,90	54,11-56,35		2
		30,10-33,50	0,13-2,23		61,52-65,44	0,00-0,12		2
Cordón del Salado	vetiforme	35,47-36,67	0,00-0,05	0,05-0,37	49,72-55,02	7,57-13,38	98,20-100,12	3
	estratiforme	39,63-43,59	0,16-0,51	0,00-0,33	0,43-30,09	28,15-54,29	98,02-100,60	3
		43,39-44,93	0,06-0,26	0,00	0,13-1,21	52,76-56,65	98,53-100,35	3
		42,73-44,29	0,07-0,18	0,00-0,25	0,08-1,97	52,64-55,55	98,39-100,01	3
Grupo Continental (estratiforme)		40,70-42,20			32,2-55,8	3,4-25,6		1
		33,90-34,30	0,05-0,12		62,44-63,75	0,03-0,08		2
		33,73-35,53	0,03-0,13		62,37-63,35	0,58-3,17		2
Colipilli	estratiforme	33,30-34,15	0,01-0,07		63,22-65,55	0,54-1,95		2
		33,63-34,25	0,01-0,05		61,74-65,45	0,58-3,60		2
		32,39-35,41	0,00-0,05	0,00-0,23	62,71-65,55	0,19-2,23	98,48-101,75	4
		33,44-34,79	0,00-0,95	0,00	63,81-65.27	0,17-1,99	99,20-100,59	4

120

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

Figura 3. a) Diagramas de contenido de SrSO₄ % mol versus parámetros de celda de baritinas sintéticas y naturales de diversos lugares del mundo comparados con baritinas neuquinas; b) Diagramas ternarios BaSO₄-SrSO₄-CaSO₄ (cortados a 10% CaSO₄ % molar) de las baritinas y celestinas investigadas. A: distribución según depósitos minerales; B: distribución según yacencias; C: distribución según unidades estratigráficas alojantes; D: histograma de distribución de frecuencias (n= 275).

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

121

Tabla 2. Parámetros de celda unitaria obtenidos por Hayase et al. (1979) en productos sintéticos de la serie baritina-celestina y parámetros de celda unitaria calculados en el presente trabajo en muestras de depósitos de Ba-Sr del Neuquén (en negrita). M543: baritina de mina 4 de Noviembre, M542: celestoba-ritina de mina Achalay, M537: baritocelestina de mina San Charbel, M527: celestina de mina Llao Llao. Las columnas están ordenadas de acuerdo a la variación de los porcentajes molares de SrSO₄.

a b c	S04Sr % molar
	Baritina 0	M543 2,52	10	M542 18,52	20,09	35,12	50,13	65	80	M537 88,45	M527 93,09	Celestina 100
	8,887	8,877	8,8208	8,755	8,7818	8,6927	8,6085	8,5348	8,4641	8,3676	8,3608	8,3572
	5,4522	5,4507	5,4446	5,4450	5,4428	5,4401	5,4244	5,4146	5,3892	5,3502	5,3543	5,3492
	7,1534	7,1519	7,1237	7,0956	7,0989	7,0619	7,0073	6,9749	6,9262	6,8662	6,8701	6,8701

radiación Cu Ká en un equipo PANalytical X´PERT Pro (UNC). Los valores angulares obtenidos se usaron para el cálculo de celda con el programa UnitCell (Holland y Redfern 1997).

Análisis por microsonda electrónica. En la Tabla 1 se exponen los resultados de los análisis (% en peso, n = 275) por microsonda electrónica realizados en baritinas y celestinas de distintos yacimientos del Neuquén, tanto estratiformes como vetiformes. La rutina analítica contempló la medición de S, Ca, Ba, Sr y Pb (expresados en óxidos). En general las variaciones composicionales son congruentes con las de la mayoría de los diferentes depósitos de Ba-Sr del mundo. Las baritinas presentan contenidos variables de SrO entre 0,16 y 15,2 % en peso (Tabla 1), mientras que en las celestinas los porcentajes de variación del BaO se encuentran entre 0,01 y 30,09 % en peso. Este máximo corresponde a yacencias estratiformes del cordón del Salado (mina Dios Alado y otras), donde a su vez el SrO llega a valores de 56,65 %. Asimismo, los resultados analíticos obtenidos por mi-crosonda electrónica en las baritinas y celestinas neuquinas se graficaron en diagramas ternarios composicionales BaSO₄-SrSO₄-CaSO₄ (Fig. 3a, A, B y C). En el primer diagrama ternario (Fig. 3a, A) se observa la distribución discreta de los sulfatos de Ba-Sr, con contenidos muy bajos en CaSO₄, menos del 2,2 % molar, definiéndose tres agrupamientos: alrededor de ambos extremos en forma mayoritaria y uno tercero, muy minoritario, entre 50 y 65 % molar de SrSO₄. En el diagrama ternario de la Fig. 3a, B, los valores analíticos fueron discriminados por sus diferentes yacencias: vetiformes, estratiformes y estalactíticas. Se observa que hacia el extremo barítico se sitúan valores correspondientes a las tres tipologías señaladas mientras que a lo largo de gran parte del intervalo baritina-celestina y el extremo celestínico las yacencias estratiformes se distribuyen discretamente. Asimismo, en cada depósito o distrito mineral se ve una tendencia a que las morfologías mantiformes tengan un mayor grado de mezcla de Ba-Sr (Fig. 3a, B).

En el caso de las variaciones según la edad de las formaciones alojantes (Fig. 3a, C) se visualiza que las composiciones baríticas se sitúan tanto en unidades del Jurásico Medio (Arroyo Nuevo), del Jurásico Medio-Superior (Loncopué), del Jurásico Superior (Llao Llao y Achalay) como en las eocre-tácicas (4 de Noviembre, Grupo Continental, Taqui-milán), mientras que las composiciones celestínicas se ubican en el del Jurásico Medio (San Charbel), Jurásico Superior (Llao Llao) y Cretácico Inferior (Santa Bárbara, Don Candelario, Grupo Continental, Colipilli).

Si bien son frecuentes las mezclas de sulfatos cercanas a ambos extremos de la solución sólida (Fig. 3a, A y D), son escasos los ejemplos de alta pureza. En las baritinas de Arroyo Nuevo, conocidas por su alto peso específico, los tenores de SrO no superan el 3% en peso, estando el promedio en 2%. En resumen, en la amplia mayoría de los depósitos de baritina y celestina del Neuquén, se han registrado porcentajes variables pero en general con valores cercanos a los términos extremos.

Parámetros de celda unitaria y su relación con las variaciones composicionales. La dependencia de los parámetros de celda unitaria de las baritinas con la variación del contenido de Sr en las soluciones sólidas (Ba,Sr)SO₄ ha sido demostrada por diversos mineralogistas en trabajos donde se comparan baritinas sintéticas y naturales (Boström et al., 1967, Burkhard, 1973, Wieser, 1982 y Goldish, 1989 en Slovenec et al 1997). Más (1976) y Hayase et al. (1979) sintetizaron productos de la serie baritina-celestina y establecieron una relación directa entre las proporciones de Ba-Sr y los parámetros de celda unitaria. En la presente investigación se han calculado las dimensiones de celda de dos baritinas (minas 4 de Noviembre y Achalay) y dos celestinas (minas Llao Llao y San Charbel) y se obtuvieron las composiciones químicas de esas muestras mediante microsonda electrónica. Los datos, cotejados con los calculados por Hayase et al. (1979) mediante rayos X, obser-

122

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

van una generalizada correspondencia entre la variación de los parámetros de celda y los contenidos porcentuales molares de SrSO₄ (Tabla 2). Además, los resultados de las dos baritinas neu-quinas se graficaron en los diagramas utilizados por Slovenec et al. (1997) quienes cotejaron valores de SrSO₄ % molar con los parámetros de celda unitaria, para baritinas sintéticas y de diferentes depósitos baríticos de Polonia, Bosnia y Herzegovina (Fig. 3b). Se ve cómo los datos de las baritinas neuquinas alcanzan una marcada coincidencia con las rectas de regresión de las baritinas sintéticas estudiadas por Boström et al. (1967).

Discusión sobre variaciones composicio-nales en la serie baritina-celestina. Un modelo para la formación de sulfatos de Ba y Sr que ha sido sostenido en los últimos años por diferentes autores invoca la acción de aguas cuencales o de formación que pueden atravesar potentes pilas sedimentarias, con sucesiones carbonático-evaporíticas y silico-clásticas, lixiviando elementos metálicos tales como Pb, Zn, Cu, Ba y Sr. Hanor (2004) determinó que estas aguas de formación presentan altas relaciones Sr/Ba por lo que son más propensas a formar celestina en lugar de baritina. Esta situación explicaría la génesis de los depósitos estratiformes de Sr-Ba alojados en la Fm. Huitrín, donde la celestina reemplaza horizontes carbonático-yesíferos. La menor solubilidad del BaSO₄ respecto del SrSO₄ (Hanor, 2000) provoca que primero se precipite el BaSO₄, el cual puede producir el relleno de fracturas. Esto puede explicar las mineralizaciones vetiformes de Ba-Pb-Fe presentes en la Formación Agrio en el cordón del Salado y Colipilli.

En la generalidad de los depósitos neuquinos se observa la coexistencia de celestinas y baritinas con porcentajes discretos de variación de BaO y SrO, respectivamente, distribuidos y controlados por los distintos niveles estratigráficos de la secuencia, por fracturas y por oquedades kársticas. Las celestinas se sitúan en los niveles de la secuencia carbonático-evaporítica donde los procesos de reemplazo han sido dominantes. Estos niveles han sido afectados por dos procesos de removilización: a) por acción de fluidos hidrotermales provenientes de cuerpos magmáticos o de aguas de formación y b) por procesos kársticos, que a través de aguas meteóricas han generado numerosas cavidades de disolución en niveles carbonáti-cos, posteriormente rellenas por materiales baríti-cos. Llamativamente, estos materiales baríticos de alta pureza presentan coloraciones blanquecinas y celestes de diferente intensidad, ya sea en los rellenos epigenéticos (Fig. 2c y f) como en las estalactitas generadas en las cavidades kársticas (Fig. 2d y e), donde los contenidos en SrO son muy bajos, en general menores a 1% en peso. Estas variaciones en el color de las baritinas es posible se deban a la presencia de centros de color tal como ocurre en muchas celestinas de coloraciones celestes (Bernstein, 1979).

Consideraciones finales. Los análisis mine-raloquímicos realizados en las baritinas y celestinas neuquinas, ya sea en yacencias vetiformes, estratiformes como de relleno de cavidades, reflejan una distribución bimodal (Fig. 3a, D) con poblaciones cercanas mayoritariamente a ambos extremos de la serie isomorfa. Las únicas composiciones intermedias se encuentran en las baritocelestinas del cordón del Salado (mina Dios Alado) donde en los depósitos estratiformes se han dado las condiciones físicoquímicas necesarias para que presenten contenidos aproximadamente similares de Sr y Ba.

En aquellos depósitos alojados en unidades del Jurásico Medio-Superior, predominan los contenidos baríticos, como por ejemplo en de Arroyo Nuevo, Loncopué (minas La Florcita, La Rosita, y otras), Mallín Quemado (mina Achalay), en general con minoritarios sulfuros de Fe, Pb, Zn y Cu. La excepción la constituye los depósitos celestínicos del cordón Curymil (mina San Charbel) mientras que en la mina Llao Llao coexisten mineralizaciones celes-tínicas y baríticas estratiformes. Por su parte, en los depósitos alojados en unidades eocretácicas (Fms. Mulichinco, Agrio y Huitrín), la tendencia es a mostrar mineralizaciones celestínicas estratiformes con sectores baríticos removilizados como en Bajada del Agrio, Taquimilán, Naunauco y Grupo Continental. Por su parte en las yacencias vetiformes de Sierra de Chorriaca, cordón del Salado y Colipi-lli, la mineralización es francamente barítica, acompañadas en estas dos últimas localidades por para-génesis sulfuradas de metales base (Pb, Cu, Zn).

Finalmente, las variaciones composicionales registradas en un mismo yacimiento han condicionado durante décadas las explotaciones priorizán-dose aquellos sectores con más altos valores de densidad, como por ejemplo en los distritos del Grupo Continental y Barda Klein, donde en forma artesanal se han beneficiado horizontes con gran cantidad de cavidades kársticas con baritina de alta ley.

Agradecimientos. La presente contribución fue financiada por los proyectos de investigación UNLP-11N540 y 11N692 y por el PIP-CONICET 0285.

BIBLIOGRAFÍA

Bernstein, L.R. 1979. Coloring mechanisms in celes-tite. American Mineralogist 64: 160-168.

Bolonin, A.V. y Nikiforov, A.V. 2014. Intermediate Sulfates in Barite–Celestite Isomorphic Series: Composition and Mode of Occurrence. Geolo-gy of Ore Deposits 56 (4): 302-314.

Boström, K., Frazer, J. y Blankenburg, J. 1967: Subsolidus phase relations and lattice cons-

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

123

tants in the system BaS0₄-SrS0₄-PbS0₄. Arki-vum Mineralogische Geologische, 4: 477-485.

Brodtkorb, M.K. de, Ramos, V.A. y Ametrano, S. 1975 Los yacimientos estratoligados de celestina-baritina de la Formación Huitrín y su origen evaporítico. Provincia del Neuquén. Argentina. 2° Congreso Ibero-americano de Geología Económica., 2:143-168. Buenos Aires.

Brodtkorb, M.K. de y Etcheverry, R.O. 1994. Diferentes modelos de depósitos de baritina y celestina de la Cuenca Neuquina, Argentina. 7° Congreso Geológico Chileno, 2: 794-798. Concepción.

de Barrio, R.E., Botto, I.L., Del Blanco, M.A., García, M.L., Ramis, A. y Ametrano, S. 2008. Características mineralógicas y espectroscópi-cas (FTIR) de sulfatos de Ba y Sr de depósitos emplazados en la secuencia jurásico-cre-tácica de la Cuenca Neuquina. IX Congreso de Mineralogía y Metalogenia: 9-16. S.S. de Jujuy.

de Barrio, R.E., Del Blanco, M.A., García, M.L. y Martín Izard, A. 2009. Estructuras estromatolí-ticas y su relación con las mineralizaciones de Ba-Sr emplazadas en la Formación Huitrín, Cuenca Neuquina. IX Congreso Geología Económica. Actas: 45-51. Catamarca.

de Barrio, R.E., Etcheverry, R.O., Del Blanco, M.A., Domínguez, E.A., Recio Hernández, C., Escobar, R.I. y Salvioli, M.A., 2014. Nuevos datos y esquemas genéticos de los depósitos barí-tico-celestínicos vinculados a la secuencia jurásico-cretácica de la Cuenca Neuquina en la provincia del Neuquén. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 71 (2): 184-200. Buenos Aires.

Escobar, R.I. 2016. Geología y génesis de las mine-ralizaciones barítico-celestínicas asociadas a la secuencia cretácica entre las localidades de Bajada del Agrio y Chos Malal, provincia del Neuquén. Tesis doctoral, FCNyM, UNLP.

Hanor, J.S. 1968. Frequency distribution of compo-sitions in the barite-celestite series. The Ame-rican Mineralogist 53: 1215-1222.

Hanor, J.S. 2000. Barite-Celestine Geochemistry and Environments of Formation. Barite-celesti-ne Geochemistry and environments of forma-tion, in C.N.Alpers, J.L.Jambor, and D.K.Nordstrom, eds., Reviews in Mineralogy and Geochemistry, Sulfate Minerals: Crystallo-graphy, Geochemistry, and Environmental Sig-

nificance, Mineraloical Society of America 40: 193-275.

Hanor, J.S. 2004. A model for the origin of large carbonate- and evaporite-hosted Celestine (SrSO₄) deposits. Journal of Sedimentary Re-search 74: 168-175.

Hayase, K. y Bengochea, A.L. 1975. Consideraciones sobre la génesis de algunos yacimientos de baritina-celestina; prov. de Neuquén; República Argentina. II Congreso Ibero-americano de Geología Económica. Actas 2: 295-314. Buenos Aires.

Hayase, K., Más, G.R. y Bengochea, A.L. 1979. Síntesis de la Serie Baritina-Celestina. VI Congreso Geológico Argentino. Actas 2: 97-104. Buenos Aires

Hayase, K., Bengochea, A.L., Dristas, J. y Labudía, C. 1980. Estudio del yacimiento de baritina-celestina mina Achalay, Mallín Quemado, provincia del Neuquén. VI Congreso Geológico Argentino. Actas 3: 61-68.

Holland, T.J.B. y Redfern, S.A.T. 1997. Unit cell re-finement from powder diffraction data: the use of regression diagnostics. Mineralogical Magazine 61: 65-77.

Kretz, R. 1983. Symbols of rock-forming minerals. American Mineralogist, 68: 277–279.

Más, G.R. 1976. Síntesis de la Serie Baritina-Celestina, y su aplicación en el estudio mineralógico de los yacimientos de estos minerales. Tesis doctoral, Universidad Nacional del Sur. Bahía Blanca. Inédito.

Salvioli, M.A. 2016. Análisis por microsonda electrónica de baritinas del área de Colipilli, provincia del Neuquén. Instituto de Recursos Minerales (FCNyM, UNLP). Informe inédito.

Slovenec, D., Šiftar, D., Jakšiæ, M. y Jurkoviæ, I. 1997. Strontium dependence of the lattice constants of barites from the Kresevo Area in Central Bosnia (Bosnia and Herzegovina). Geol. Croatica 50 (1): 27-32. Zagreb.

Tekin, E., Varol, B. y Sayili, I.S. 2002. Indications of intermediate compositions in the BaSO4-SrSO4 solid-solution series from the Bahçe-ciktepe celestine deposit, Sivas, East-Central Anatolia, Turkey. The Canadian Mineralogist 40: 895-908.

Zappettini, E., 1999. Clasificación de depósitos minerales de Argentina. En Recursos Minerales de la República Argentina (Ed. E.Zappettini). SEGEMAR. Anales 34: 75-103. Buenos Aires.

124

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

PETROGRAFÍA DE CUERPO DE DIABASA PRESENTE EN LOS DEPÓSITOS ARCILLOSOS DE LOMA DEL PIOJO (JUÁREZ), SISTEMA DE TANDILIA

cuerpo. El material resultante de dicha alteración se comercializa como “arcillas”.

Palabras clave. Diabasa, secuencia sedimentaria, alteración hidrotermal, Tandilia.

Delgado, María L.¹; Nigro, Joaquín²; Tessone, Mario¹ y Etcheverry, Ricardo^3-1

¹   INREMI – Facultad de Ciencias Naturales y Museo – UNLP. mlaura_delgado@hotmail.com

²   Comisión de Investigaciones Científicas de la provincia de Buenos Aires (CIC).

³   CONICET.

Resumen. Dentro del Sistema de Tandilia se han descripto cuerpos básicos, tanto formando parte del basamento como intruyendo a la secuencia sedimentaria (Neoproterozoico – Ordovícico?). En el área de Loma del Piojo (partido de Juárez) se ha identificado un cuerpo de diabasa, debido a los avances en las actividades extractivas en la región. La realización de estudios de detalle llevo a la definición del cuerpo básico como diabasa, el cual habría experimentado la acción de fluidos, probablemente deutérico-hidrotermales que produjeron una alteración propilítica y argílica en el citado

Abstract. In the Tandilia System they have been described basic bodies, both part of the basement as intruding the sedimentary sequence (Neoprotero-zoic-Ordovician?). In the area of Loma del Piojo (Juárez) due to advances in mining activities in the re-gion, a body of diabase was identified. A detailed petrographic study led to the definition of basic body classified as diabase. It was affected by the action of fluids, probably deuteric- hydrothermal, that produced a propylitic and argillic alteration. This material resulting is marketed as “clay”.

Keywords. Diabase, sedimentary sequence, hydrothermal alteration, Tandilia.

Introducción, ubicación y antecedentes. La Sierra o Loma del Piojo forma parte de las Sierras de Necochea (partido de Benito Juárez), en el centro-oeste del Sistema de Tandilia (figura 1a). En la misma se localizan varias labores mineras, alguna de ellas

Figura 1. a- Sector central del Sistema de Tandilia, con la ubicación de la Loma del Piojo (modificado de Iñiguez et al. 1989); b- Imagen de Google Earth y plano de catastro minero. c- Perfil esquemático de las aperturas Carin III y ModyI; d- Perfil esquemático la apertura El Canario.

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

125

en actividad: “El Canario” de la que se extraen peli-tas rojas y arcillas amarillento verdosas; “Carin III” y “Mody I” donde se explotan arcillas amarillento verdosas; así como otras (por ejemplo “Carin IV”) que no se encuentran en actividad, aunque antiguamente se extraían de ella niveles de arcillas caoliníferas intercaladas entre las cuarcitas de la formación Bal-carce (Borrello, 1966). Figura 1 b.

Dentro de la secuencia sedimentaria del Sistema de Tandilia se describieron distintos cuerpos de diabasa, primeramente identificados por Amos et al. (1972), quienes los mencionan en la Sierra de Los Barrientos; los cuales posteriormente fueron estudiados por Rapela et al. (1974), describiéndolos como una diabasa subalcalina normal, caracterizada por la presencia de piroxenos (augita) junto con plagioclasas en un arreglo textural ofítico, presentando como alteración epidoto, cloritas y sericita. Estos autores dataron la diabasa por el método K/ Ar roca total, obteniendo una edad promedio de 495 Ma (Ordovícico medio-inferior). Posteriormente, Cingolani et al. (1985) describen otro nivel de diabasa hallado a través de una perforación realizada en el sector del Cerro del Corral, dicha roca también fue datada por K/Ar en roca total siendo la edad resultante: 396 ± 11Ma. Estos últimos autores la correlacionan con la diabasa descripta por Ra-pela et al. (1974). Finalmente Domínguez et al. (2000) también reconocieron a partir de una perforación con aire-reverso, efectuada en la pertenencia “Mody I”, una probable diabasa muy alterada. En el presente trabajo se presenta la distribución y descripción del cuerpo emplazado en Loma del Piojo, así como la petrografía y geoquímica del mismo.

Metodología. Se llevó a cabo un relevamiento geológico del sector y de las aperturas existentes, realizando un muestro sistemático con el objetivo de identificar la mineralogía y los procesos de alteración que afectaron al cuerpo de diabasa. Se seleccionaron muestras con diferentes grados de alteración y se les practicaron estudios petrográficos convencionales; difracción de rayos X (DRX) con un equipo Phillips PW 3710 sin monocromador y con tubo de cobre, interpretándose los diagramas resultantes con el software XPowder versión 2010.01.02 ISBN: 84-609-1497-6 Dp.Lg.Gr-1001/04. Reg. 4071204 del cual se cuanta con la licencia académica. Los análisis geoquímicos de muestras seleccionadas fueron realizados en el laboratorio ALS MINERALS, bajo la rutina CCP-PKG01 (técnica ME-ICP06 para los elementos mayoritarios).

Desarrollo. El relevamiento de las unidades lito-lógicas presentes en la labor El Canario permitió reconocer, de base a techo (figura 1 d) la presencia de pelitas rojas laminadas (8-10 m de espesor), de carácter horizontal a subhorizontal; le sigue transicio-nalmente un nivel de pelitas limo-arcillosas con laminación grosera y de tonalidad lila-violácea (2-3 m de

espesor). Por encima, también a través de un pasaje gradual, se presentan arcilitas varicolores con laminación fina. Suprayaciendo a esa secuencia sedimentaria y a través de un contacto no visible (cubierto) se identifica un material granudo de tonalidades amarillento verdosas, el cual, por yacencia y petrografía es caracterizado como un filón capa de composición básica. El mismo se encuentra atravesado por diaclasas, con orientaciones predominantes N60/90° y otras ortogonales a estas; en algunos de estos planos se desarrollan vetillas rellenas de materiales finos de tonalidades negruzcas, verdosas y blanquecinas. Este cuerpo, en los sectores cercanos a las vetillas, presenta menos coherencia y adquiere una coloración rojiza.

En discordancia erosiva, se desarrolla un nivel de arenitas cuarzosas (3 a 4,5 m de espesor) con estratificación planar grosera. Luego de una nueva discordancia erosiva se reconoce un banco de tosca (2,5 – 3 m) sobre el que se desarrolla un incipiente suelo. Hacia el frente NO de esta apertura se identificó una zona de falla con orientación N15E/subvertical, con abundante material deleznable (figura 2 a), en este sector se interrumpe el desarrollo de la labor principal.

En las labores “Carin III” y “Mody I”, dispuestas al Sur de la anterior, se relevó el siguiente perfil (figura 1 c), de base a techo: un cuerpo básico alterado (piso de las canteras) con un espesor aparente de 8 a 12 m, reconociéndose en su techo un mayor grado de alteración. En discontinuidad erosiva prosigue un nivel de arcilitas con textura en “ojo de per-díz” (1 – 1,2 m). Le sobreyace de manera transicio-nal, un nivel heterolítico (0,5 – 2 m). A través de una discordancia erosiva, continúan arenitas cuarzosas de grano medio, con estratificación grosera, las cuales presentan lentes de arcilitas de composición caolínica e icnofósiles saltuarios. El perfil culmina con un desarrollo de tosca, que no supera 1,5 m de espesor; el cual es cubierto por una delgada cubierta vegetal (figura 2 b).

En la labor El Canario, la más desarrollada, se puede apreciar que el cuerpo básico es subhori-zontal, de aproximadamente 500 metros de longitud y que alcanza una potencia variable, entre 10 y 15 metros. Este cuerpo se emplaza por encima de un nivel negruzco portador de altas concentraciones de minerales de hierro y manganeso; mientras que en las otras dos aperturas, no está expuesta su sección inferior. Las tareas de explotación de los concesionarios mineros evidenciaron pequeños cuerpos o bochones básicos, ovoidales a esféricos, de 25 a 60 cm de diámetro, con bajo grado de alteración (figura 2 c), que se disponen en la base de las aperturas “Carin III” y “Mody I” que posibilitaron reconocer texturas y mineralogía de la roca original.

Dentro del cuerpo básico se pudieron identificar zonas con características distintivas:

– Cuerpos ovoidales levemente alterados. Se determinó la presencia de bochones ovoidales con escasa alteración, compuestos por piroxenos (px) con secciones basales (figura 2d) y prismáticas. Colores de interferencia en el límite del 1er y 2do orden, ¡c de 24° a 48°, signo óptico (+), identificados como pigeonita. Varios individuos se encuentran alterados a serpentinas (srp) y/o cloritas (chl) (figura 2f). Las plagioclasas (pl) están casi totalmente alteradas a argilominerales, y presentan un arreglo textural ofítico (figura 2e), dicho arreglo textural y la yacencia del cuerpo nos lleva a clasificarlo como diabasa. Asociados a los individuos de plagioclasa se identificaron cristales de epidoto (ep). La asociación cloritas + epidoto + metales opacos (pirita, reconocida por la forma euhedral que desarrollan los individuos), permite determinar la presencia de una alteración propilítica junto con otra argílica. Dichos cuerpos se disponen en las cercanías al piso de las aperturas “Carin III” y “Mody I”.

– Diabasa alterada. Este material es el de mayor distribución en las canteras. La intensidad de la alteración, se evidencia por la pérdida de coherencia de la roca, presentándose como material deleznable y de granulometría fina. El mismo es el principal motivo de explotación en el sector. Su mineralogía se destaca por la abundancia de arcillas, producto de la alteración de plagioclasas, las cuales se incluyen dentro de los individuos de piroxe-nos que evidencian un arreglo textural ofítico. Estos piroxenos se presentan tanto secciones prismáticas como basales, con colores de interferencia de primer orden, ¡c entre 26° y 43°, han sido clasificados como pigeonita. Es frecuente que parte de ellos se presenten alterados a serpentinas y cloritas. También se reconocieron anfíboles alterados principalmente a cloritas y óxidos de hierro.

Figura 2. a- Fotografía del frente NO apertura El Canario donde se identifica la zona de falla descripta (F, línea de trazos); b- Fotografía donde se observa textura granuda; c- Fotomicrografía de textura ofí-tica (2X - sin analizador) d- Fotomicrografía donde se aprecian secciones basales de piroxenos y agregados de cloritas (chl) como alteración (2X – sin analizador). Abreviaturas según Kretz, 1983.

La alteración propilítica desarrollada sobre la diabasa consiste en una asociación de epidoto + cloritas. Mientrás que la argílica, de acuerdo a los DRX realizados, está compuesta por esmectitas >> caolinita (Fig.3 a, b y c).

Con el objetivo de verificar que las muestras identificadas pertenecen al mismo cuerpo básico y determinar su asignatura geoquímica se realizaron análisis y se volcaron esos resultados en diagramas específicos (figuras 3e y f).

– Zona de vetillas. El cuerpo básico emplazado en El Canario, está atravesado por algunas vetillas de coloración verdoso-blanquecinas, y otras de tonalidades oscuras a verdosas, estas últimas con silicificación y asociadas comúnmente a porciones rojizas del cuerpo, las cuales se disponen en los sectores más alterados de la diabasa. Las vetillas blanco verdosas están integradas por anfí-boles levemente pleocroicos, piroxenos alterados a óxidos o hidróxidos de hierro y plagioclasas alteradas a argilominerales. También se identificó la presencia de cuarzo intersticial. Algunas microvetillas (figura 4 a) cuentan con espacios “abiertos” rellenados por turmalina (figuras 4b, c y d). Aquellas porciones del cuerpo que presentan tonalidades rojizas contienen predominantemente calcita con textura en mosaico, asociada a argilominerales y óxidos e hidróxidos de hierro.

 

Figura 3. a- Difractograma roca total y fracción arcilla de M20292; b- Difractograma roca total y fracción arcilla de M21869B; c- Difractograma roca total y fracción arcilla M20345 (Abreviaturas según Kre-tz, 1983, Whitney y Evans, 2010); d- Diagrama de clasificación TAS (Cox et al. modificado) para rocas plutónicas Wilson (1989); e- Balance de masas de elementos mayoritarios (precursor M20288) de las muestras de El Canario.

 

Figura 4. a- Fotomicrografía de microvetillas (con analizador 2X); b- Fotomicrografía de cavidades de vetillas rellenas de turmalinas (tur) y cuarzo (qtz) - (sin analizador 2X). (Abreviaturas según Kretz, 1983); c- Esquema de unidades geológicas reconocidas y procesos estructurales ocurridos.

Discusión y Resultados. Como consecuencia de lo observado en el relevamiento de campo y los análisis de laboratorio efectuados se interpreta que las muestras descriptas conforman la misma unidad litológica, es decir el cuerpo de diabasa (figura 3 e). Debido a su tipo de yacencia, concordante con los planos de estratificación que presenta la secuencia sedimentaria expuesta, y no habiendo evidencias importantes de perturbaciones térmicas, aunque si hay una marcada concentración de óxidos e hidróxidos de hierro en los sectores cercanos al límite inferior, características observadas por Llambías (2003) para otros sitios, se interpreta que este constituye el contacto entre el cuerpo intrusivo básico y la secuencia sedimentaria precámbrica.

Como evidencia su composición química y mineralógica, el cuerpo básico exhibe diferentes grados de alteración, encontrándose una marcada pérdida en SiO₂, Al₂O₃, CaO y MgO debido principalmente a la alteración de los piroxenos y a los procesos de lixiviación que resultan en un aumento muy notorio de la porosidad, lo cual convierte en una roca cuasi deleznable. También se observa un leve aumento en Na₂O y K₂O debido a la abundancia de es-mectitas como parte principal de la alteración (figura 3 e).

A las vetillas identificadas en el cuerpo, se las interpreta como zonas de circulación de fluidos deutérico-hidrotermales que facilitaron la alteración del cuerpo básico.

Teniendo presente que las aperturas estudiadas en la Loma del Piojo se encuentran separadas por una zona cubierta, consideramos que en el sector de “El Canario” se expone el piso del filón capa y las rocas pelíticas sobre la cual se intruye, mientras que en “Carin III” y “Mody I” no se observa la parte basal del filón pero si su porción superior en concordancia con un nivel pelítico de tonalidades amarillento rojizas (diabasa muy alterada), sobre las que se emcuentran las arcilitas “Ojo de Per-díz”, consideradas como depósitos piroclásticos en zonas próximas (Frisicale, 1991). A nivel general de la Loma del Piojo se interpreta el desarrollo de una falla subvertical (cubierta por sedimentos modernos) entre ambos sectores de canteras (1.c y 1.d), donde el bloque ascendido corresponde al sector de “El Canario”, y el descendido al de “Ca-rín III” (figura 4 e).

Agradecimientos. Los autores agradecen al subsidio otorgado por la UNLP (11N/666) que posibilitó el presente estudio y esta comunicación.

BIBLIOGRAFÍA

Amos, A.J., Quartino, B.J. y Zardini, R.A. 1972. El Grupo La Tinta, Provincia de Buenos Aires, Argentina. Paleozoico o Precámbrico. Anal. XXV Congreso Brasilero de Geología. Actas 211-221. Río de Janeiro, Brasil.

Borrello, A.V. 1966. Trazas, restos tubiformes y cuerpos fósiles problemáticos de la Formación La Tinta, Sierras Septentrionales de la provincia de Buenos Aires. Comisión de Investigaciones Científicas de la provincia de Buenos Aires. Paleontografía Bonaerense 5: 1-42.

Cingolani, C., Varela, R. y Aceñolaza, F. 1985. Caracteres geológicos e icnológicos del Cerro del Corral (partido de Necochea), prov. de Buenos Aires. 1 Jornadas Geológicas Bonaerenses, Actas: 891 – 908.

Domínguez, E., Anchil, J., Etcheverry, R. y Tessone, M. 2000. Utilización de métodos eléctricos en la exploración de depósitos de arcillas en el Sistema de Tandilia, prov. de Buenos Aires. X Congreso Argentino e Internacional de Cerámica, Vidrio y Refractarios. V Congreso de Cerámica del Mercosur. Asociación Argentina de Cerámica. SEGEMAR, Actas: 180-189. Buenos Aires.

Frisicale, MC. 1991. Estudio de algunos yacimientos de arcilla originados por actividad hidrotermal, en las Sas. Septentrionales de la prov. de Buenos Aires. Tesis Doctoral Universidad Nacional del Sur (Inédito), 217 pp. Bahía Blanca

Iñiguez Rodríguez, A.; del Valle, A.; Poiré, D.; Spa-lletti, L. y Zalba, P. 1989. Cuenca precámbri-ca-paleozoica inferior de Tandilia, prov. de Buenos Aires. En: Chebli, G. & Spalletti, L. (Eds.): Cuencas Sedimentarias Argentinas, pp. 245-263. Instituto Superior de Correlación Geológica, Serie de Correlación Geológica 6. Universidad Nacional de Tucumán.

Kretz, R. 1983. Symbols for rock-forming minerals. American Geology 68: 277-279.

Llambías, E. 2003. Geología de los cuerpos ígneos. Asociación Geológica Argentina – Serie B-Didáctica y Complementaria n° 27. Instituto de Correlación Geológica – Serie Correlación Geológica n°15.

Rapela, C.W., Dalla Salda, L. y Cingolani, C.A. 1974. Un intrisuvo básico ordovício de la Formación La Tinta (Sierra de Los Barrientos, Provincia de Buenos Aires, Argentina). Revista de la Asociación Geológica Argentina 29 (3): 319-331.

Whitney, D. y Evans, B. 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mi-neralogist, Vol. 95: 185 – 187.

Wilson, M. 1989. Igneous petrogenesis. Unwin Hy-man, London.

 

PULSOS DE CUARZO, BRECHAMIENTO Y MINERALIZACIÓN DE CU-AU EN EL PROSPECTO ALTAR NORTE, DEPARTAMENTO DE CALINGASTA, SAN JUAN

Di Giuseppe Noelia^1,2, Maydagán Laura^1,3, Franchini Marta^1,2,4, Impiccini Agnes ²

¹   Centro Patagónico de Estudios Metalogenéticos, CONICET. E-mail: noedg14@live.com

²   Departamento de Geología y Petróleo, Facultad de Ingeniería, Universidad Nacional del Comahue. Buenos Aires 1400, Neuquén.

³   INGEOSUR-UNS, Depto. de Geología, Universidad Nacional del Sur, San Juan 670, Bahía Blanca.

⁴   Instituto de Investigación de Paleobiología y Geología, Universidad Nacional de Río Negro. Av Julio A. Roca 1242. General Roca, Río Negro.

Resumen. Altar Norte es un prospecto de Cu-(Au) ubicado próximo al depósito tipo pórfido de Cu-(Au) Altar (31º29’S, 70º28’O) en la provincia geológica Cordillera Principal, SO de San Juan, Argentina. La mineralización de Cu-Au se asocia a la intrusión de un stock porfírico de composición dací-tica cortado por múltiples generaciones de vetillas de cuarzo y sulfuros, y asociado a varios tipos de brechas. El análisis de las relaciones de corte entre vetillas permitió diferenciar tres pulsos de mine-ralización de cobre asociados a los eventos de alteración potásica, fílica y supergénica. Las asociaciones minerales (calcopirita + pirita, esfalerita, marcasita, tennantita) se interpretan como indicadoras de un estadio de enriquecimiento hipogénico de cobre en un ambiente transicional pórfido-epitermal.

Palabras clave. Pórfido, vetillas, brechas, pulsos de mineralización.

Abstract. Altar North is a Cu- (Au) prospect located close to the Altar Cu-(Au) porphyry-type deposit (31º 29’S, 70º 28' W) in the Main Cordillera of San Juan province, Argentina. The mineralization at Altar North is related to a dacitic porphyritic stock, multiple veins generations and different ty-pes of breccias. The study of veins cross cutting relationships allowed to differentiate three pulses of copper mineralization associated with potassic, phyllic and supergenic alteration events. Mineral assemblages of late veins are interpreted as an event of hypogenic copper enrichment in a transi-tional porphyry to epithermal environment.

Keywords. Porphyry, venis, breccias, sulfides, mineral assemblages.

Introducción. Altar Norte es un prospecto de Cu-(Au) descubierto recientemente por la empresa Peregrine Metals Argentina S.A (Stillwater Mining) en cercanías al pórfido de Cu-(Au) Altar (31º 29’S, 70º 28' O) en la Cordillera Principal, SO de la provincia de San Juan, Argentina. La geología del área está caracterizada por un batolito tonalítico del Carbonífero tardío que aflora al este del distrito Altar (figura 1a, Maydagán et. al, 2014) y por rocas sedimentarias cretácicas presentes a lo largo del límite argentino-chileno, al oeste (Mpodozis, comunicación personal). El depósito Altar (recursos medidos de 2057 Mt @ 0,33% Cu, 0,079 g/t Au, Marek, 2014) está hospedado en rocas volcánicas del Mioceno Temprano (complejo volcánico inferior, Maydagán et al., 2011) equivalente al Grupo Doña Ana en la zona del El Indio (30° S, e.g., Kay et al., 1987), Fm Abanico (Charrier et al., 1996) y al Complejo Volcánico El Teniente en Chile (34° S, Kay et al., 1999). La secuencia volcánica fue deformada por un evento compresivo entre 21 y 18 Ma (Jara y Charrier, 2014) e intruida por stocks y diques porfirícos de composición andesítica-dacítica en el Mioceno medio a tardío (Maydagán et al., 2011; 2014). Estos stocks albergan la mayor parte de la mineralización. La relación Au/Cu de 0,14 x 10^-4 en Altar Central es inferior a la reconocida en los pórfidos de Cu-Au de la región andina de trasarco, pero mayor a la de los depósitos de cobre gigantes de Chile (Los Pelambres, El Pachón, Río Blanco y Los Bronces, Zwahlen et al., 2014).

Altar Norte se destaca por el desarrollo de un “stockwork” de vetillas con numerosas generaciones de relleno de cuarzo y sulfuros. Se estudiaron muestras de dos perforaciones del prospecto minero con el objetivo de describir en detalle las distintas generaciones de cuarzo, los pulsos de bre-chamiento y de mineralización. Se describieron los distintos tipos de brechas presentes en el prospecto y se analizó su relación con la mineralización de Cu y Au.

Metodología. Se describieron 35 muestras de mano (de superficie y de testigos de perforación) mediante lupa binocular y 17 cortes delgados pe-tro-calcográficos con microscopio NIKON Eclipse para analizar minerales transparentes y opacos. Se analizaron las asociaciones minerales en equilibrio, relaciones de corte entre vetillas, entre brechas y vetillas y reaperturas de vetillas. Por último, se cuantificó la abundancia de cada asociación mineral, registrada en porcentaje en volumen en base a estimación visual y se correlacionó lo observado con la información geoquímica de los elementos Cu, Au, Ag, Zn, As y Pb, provista por la empresa Peregrine Metals Argentina S.A (Peregrine Metals, 2011).

Resultados. El área del prospecto Altar Norte está mayormente cubierta por detritos cuaternarios; al oeste aflora un cuerpo subvolcánico dacítico de ~0,15 km² (pórfido dacítico estéril, figura 1b) caracterizado por dos poblaciones de fenocristales de plagioclasa (55% vol; 0,1 a 0,3 mm y 1 a 4 mm) y de anfíbol (5-8% vol; 0,1 a 0,2 mm y 1 a 3 mm), escasos fenocristales de cuarzo y apatito como mineral accesorio (0,05mm) en una pasta micro-cristalina de cuarzo + feldespato (0,02-0,05 mm) y sin mineralización. Se encuentra fresco, o afectado por alteración propilítica leve a intensa.

 

Figura 1. a) Mapa geológico y ubicación de Altar Norte, Altar Este, Altar Central, Quebrada de la Mina y Piuquenes (Maydagán et al. 2014). b) Mapa geológico de Altar Norte (AN) (Maydagán et al. en revisión).

 

Figura 2. a) Pórfido Altar Norte con venillas deformadas tipo A. b) “Pebble dike” atravesando el pórfido Altar Norte. c) Pórfido AN con fragmentos de venillas y venillas finas tipo A. d) Pórfido AN con venillas tipo A gruesas reabiertas por venillas transicionales D-E de sulfuros y venillas finas tipo A. e) Brecha clasto sostén mineralizada (izquierda) en contacto con pórfido (derecha). f) Brecha matriz sostén.

 

En el valle central aflora un cuerpo subvolcáni-co de ~550 m² (pórfido mineralizado Altar Norte, figura 1b) que presenta fenocristales de plagioclasa (55%, 1-3 mm), biotita (1%, 1-5 mm) y anfíbol (1%, 1-3 mm), en una pasta de grano fino. Está afectado en primera instancia por alteración clorítica, en la cual las plagioclasas están reemplazadas por fi-losilicatos, el anfíbol por clorita y la pasta por cuarzo hidrotermal junto a hematita diseminada. Posteriormente es afectado por alteración fílica, que consiste en el reemplazo de las plagioclasas por filosilicatos y de la pasta por cuarzo con soles de turmalina y ramilletes de rutilo según opacos (Di Giuseppe et al., 2015). Ambas alteraciones albergan relictos de alteración potásica, caracterizada

por biotita secundaria y feldespato potásico en la pasta.

El sondeo ald-160 ubicado al norte del prospecto es un sondeo vertical con una profundidad de 409 metros que intercepta el pórfido mineralizado Altar Norte. El pórfido está atravesado por un stockwork de vetillas de cuarzo granular tipo A. Estas vetillas presentan varios subtipos: 1) Una primera generación de vetillas con paredes rectas de 5 mm a 1 cm de espesor y mineralización de calcopirita en equilibrio con bornita (figura 3 a). En ocasiones presentan dos tipos de cuarzo, anhe-dral en los bordes y subhedral en el centro. Suelen encontrarse fragmentadas (figura 2 c) o deformadas y carecer de mineralización (figura 2a). 2) Una segunda generación de vetillas A de menor espesor (1-5 mm) rellenas por cuarzo anhedral +calco-pirita + trazas de bornita y magnetita, atraviesan y en ocasiones dislocan a la primera generación de vetillas. 3) Vetillas capilares paralelas de cuarzo con calcopirita, acompañados por filosilicato cortan a las vetillas fragmentadas. Las vetillas A contienen abundantes inclusiones fluidas polifásicas y ricas en vapor.

Las vetillas gruesas tipo A son reabiertas por vetillas tardías rellenas por pirita subhedral y de cuarzo (1- 6mm espesor). La pirita subhedral está fracturada y reemplazada por calcopirita (figura 3 d), que se asocia a una segunda generación de pirita de grano fino, y esfalerita. Marcasita reemplaza a pirita (figuras 3c y e) y tennantita a calcopirita. En una muestra se reconocieron trazas de bornita reemplazada por tennantita (figura 3b). Finalmente, digenita reemplaza a calcopirita, bornita, esfalerita y tennantita según sus bordes (figuras 3a, b, c). Entre los 220 metros y 383 metros el pórfido se encuentra cortado por “pebble dikes” de 1-3 cm de espesor que oscilan entre clasto sostén con 70 % de clastos de pórfido a matriz sostén con 20 % de clastos (pórfido y cuarzo) en una matriz silicificada o alterada a filosilicato + clorita (figura 2b). Contiene mineralización de pirita, calcopirita y digenita diseminada en la matriz y en los clastos. Los “pebble dikes” se encuentran cortados por vetillas de turmalina irregulares y discontinuas, asociadas a opacos (calcopirita, pirita) y por vetillas de filosilicato con calcopirita anhedral (60-300 ìm), trazas de pirita subhedral (20 ìm), tenantita (40-130 ìm) y soles de turmalina. El sondeo ald-157 se encuentra en el centro del área de estudio y tiene una profundidad de 200 metros. Atraviesa brechas polimícticas clasto sostén con clastos subredon-deados (60-70%) de pórfido, roca porfírica y cuarzo que oscilan entre 5mm y 3 cm en una matriz (30-40%) con fragmentos de cristales de grano fino (figura 2e). Estas brechas gradan a brechas polimícticas matriz sostén, con clastos redondeados a subredondeados (10-30%) de pórfido de hasta 6 cm y clastos angulosos de roca silicificada (1 cm) en una matriz (70-90%) de filosilicato + cuarzo + pirita, y óxidos de hierro (figura 2f).

Figura 3. a) Calcopirita con bornita, reemplazadas por digenita + covelina. b) Calcopirita y bornita reemplazadas por tenantita, y luego por digenita + covelina. c) Soles de marcasita-tenantita, relictos de pirita, tenantita y esfalerita. Digenita reemplaza a calcopirita, esfalerita y tenantita. d) Pirita fracturada e invadida por calcopirita, digenita reemplaza a calcopirita. e) Calcopirita y esfalerita, tenantita en equilibrio con pirita y soles de marcasita. Digenita reemplaza a calcopirita, tenantita y esfalerita según sus bordes. f) Pirita subhedral en equilibrio con esfalerita con inclusiones de calcopirita. Digenita ± covelina altera los bordes de la esfalerita. bn: bornita; cpy: calcopirita; dg: digenita; cv: covelina; py: pirita; sph: esfalerita; tnt: tenantita, mrc: marcasita.

 

Las brechas interceptadas en el sondeo 157 contienen mineralización tanto en los clastos de pórfido (5%) como en la matriz (15%) que consiste de pirita anhedral a subhedral con escasa calcopirita y trazas de esfalerita, tennantita y marcasita. En la matriz de las brechas clasto sostén, la dige-nita fractura a la calcopirita y reemplaza a esfalerita y tennantita según sus bordes (figuras 3e y f). En el sondeo 157, las brechas están intercaladas con un pórfido de composición intermedia con fenocris-tales de plagioclasa y máficos (anfíboles?) en una pasta félsica de grano fino con rutilo y trazas de pirita, calcopirita, esfalerita y digenita± covelina (figura 2 e). Este pórfido está cortado por escasas vetillas discontinuas de pirita de 1 mm de espesor.

Discusión. Según las relaciones de corte entre las vetillas que atraviesan el pórfido Altar Norte se distinguen varias generaciones de vetillas: 1) vetillas de cuarzo tipo A, 2) vetillas de pirita, de fi-losilicato y de turmalina que se interpretan como subtipos de vetillas D, 3) vetillas de sulfuros rellenas por calcopirita+ esfalerita+ pirita, con tennantita y marcasita tardías que representarían una transición entre vetillas tipo D y E (Gustafson y Hunt, 1975). Las vetillas tipo A están asociadas a un primer pulso de mineralización de Cu, con calcopirita y trazas de bornita. El segundo pulso de minerali-zación está representado por las vetillas de sulfu-ros + cuarzo, que se interpretan como transiciona-les entre vetillas D y E. El último pulso de minerali-

zación de cobre ocurre durante la alteración super-génica en la que digenita y covelina reemplazan a calcopirita, bornita, esfalerita y tennantita previas según sus bordes y en ocasiones completamente.

Las brechas y “pebble dikes” descriptos en ambos sondeos se corresponden con las zonas de mayor abundancia (hasta 15%) de pirita en matriz y clastos, en comparación con el pórfido Altar Norte que en general no supera el 2%. Las leyes de Cu y Au en las brechas del sondeo ald-157 son significativamente más bajas (0.029 % Cu, 0.030 ppm Au) que en los pórfidos (0.819 % Cu, 0.171 ppm Au) debido al menor porcentaje de sulfuros de Cu, mientras que en los “pebble dikes” la presencia de calcopirita y digenita diseminadas le confieren leyes altas de 1.145 % de Cu y 0.261 ppm de Au.

La asociación calcopirita + bornita indica un fluido hidrotermal de sulfuración baja a intermedia (Einaudi et al. 2003) durante la formación de las vetillas A. El reemplazo de pirita por calcopirita observado en las vetillas tardías puede estar ligado a un proceso de enriquecimiento hipogénico que comienza durante la alteración fílica (Brimhall, 1979). Se genera por una disminución de temperatura y pH de los fluidos que disuelven los sulfuros previos y los re-precipitan en asociaciones de mayor sulfuración (Maydagán et al., 2013). La transformación de pirita a marcasita indica un descenso en la temperatura y aumento de la acidez en comparación con el primer pulso de pirita de pH 6-7 a pH <5 (GrØnvold y Westrum, 1962). Un incremento en la fO₂ y un leve decaimiento de la fS₂ de los fluidos correspondientes a una etapa hidrotermal tardía favorecieron el reemplazo de calcopirita por ten-nantita. Las asociaciones minerales de esfalerita, tennantita y marcasita en vetillas tardías son similares a las observadas en el depósito de pórfido de Cu Chuquicamata (Ossadón et al. 2001).La presencia de digenita y covelina supergénicas que reemplazan a calcopirita, bornita, esfalerita y tennantita indica una evolución del fluido hacia un estado de sulfuración muy alto y una alta fugacidad del S₂ (Einaudi et al. 2003) durante el evento supergénico asociado a las leyes más altas de Cu (0,82 - 1,91 %) y leyes de Au entre 0,11 y 0,32 ppm (Di Giuse-ppe et al., 2015).

Conclusión. Se analizaron las litologías, relaciones de corte entre vetillas, brechas y pulsos de mineralización del prospecto de Cu-Au Altar Norte, San Juan. Las asociaciones minerales indican una evolución de los fluidos hidrotermales desde un primer estadio de sulfuración baja a intermedia (calcopirita + bornita, primer pulso de mineraliza-ción), un evento de enriquecimiento hipogénico de sulfuración intermedia que se inicia en la alteración fílica (calcopirita + pirita + esfalerita, marcasita, ten-nantita, segundo pulso de mineralización) y la etapa de enriquecimiento supergénico con fluidos de

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

135

sulfuración muy alta relacionados al tercer pulso de mineralización de Cu.

Agradecimientos. Este artículo forma parte de una tesis de grado de Licenciatura en Ciencias Geológicas que está incluida dentro del proyecto de investigación ‘Yacimientos y Prospectos de Cu y Au localizados en el Margen Andino y en la Cuenca Neuquina’ del Centro de Estudios Metaloge-néticos de la Universidad del Comahue/ CONICET. Agradecemos al staff de Peregrine Metals S.A. por proveer acceso, apoyo logístico y datos geoquímicos.

BIBLIOGRAFÍA

Brimhall, G.H. 1979. Lithologic determination of mass transfer mechanisms of multiple- stage porphyry copper mineralization at Butte, Montana: Vein formation by hypogene leaching and enrichment of hypogene protore. Econo-mic Geology 74: 556"589.

Charrier, R., Wyss, A., Flynn, J., Swisher III, C., Norell, M., Zapatta, F., Mckenna, M., y Nova-cek,M.1996. New evidence for late Mesozoic early Cenozoic evolution of the Chilean Andes in the upper Tinquiririca Valley (35° S), central Chile. Journal of South American Earth Sciences 9: 393-422.

Di Giuseppe, N., Maydagán, L., Franchini, M., Impic-cini, A. y Rey, R. 2015. El prospecto de Cu

Au Altar Norte, San Juan: Geoquímica, alteraciones hidrotermales y pulsos de minera-lización. 3° Simposio sobre Petrología Ígnea y Metalogénesis Asociada. Resúmenes 3: 58-59, General Roca.

Einaudi, M.T., Hedenquist, J.W. e Inan, E.E. 2003. Sul-fidation state of fluids in active and ex-tinct hydrothermal systems: transitions from porphyry to epithermal environments: Volca-nic, geothermal and ore-forming fluids. En: S.F. Simmons y I. Graham (eds.), Rulers and witnesses of processes within the earth . Society of Economic Geolo-gists Special Publi-cation 10: 285-314.

GrØnvold, F., y Westrum, E. 1962. Heat capacities of iron disulfides. Thermodynamics of marcasite from5 to 700 K, pyrite from 300 to 780 K, and the transformation of marcasite to pyrite. Journal of Chemical Termodynamics 8:1039-1048.

Gustafson L.B. y Hunt, J.P. 1975. The porphyry copper deposit al El Salvador, Chile. Economic Geology 70: 857-912.

Jara,P. y Charrier, R. 2014. Nuevos antecedentes estratigráficos y geocronológicos para el Meso-Cenozoico de la Cordillera Principal de Chile entre 32° y 32°30’S: Implicancias e s -tructurales y paleogeográficas. Andean Geo-logy 41 (1): 174-209.

Kay, S.M., Maksaev, V., Moscoso, R., Mpodozis, C. y Nasi, C.1987. Probing the evolving Andean lithosphere: mid-late Tertiary magmatism in Chile (29-30’S) over the modern zone of subhorizontal subduction. Journal of Geophy-sical Research 92: 6173-6189.

Kay, S.M., Mpodozis, C. y Coira, B. 1999. Neogene magmatism, tectonism, and mineral deposits of the Central Andes (22-33 S latitude). En: Skin-ner, B.J. (Ed.), Geology and Ore Deposits of the Central Andes 7. Society of Economic Geologists, Special Publication: 27-59.

Marek, J.M. 2014. Estimated mineral resources Altar and Quebrada de la Mina deposits, San Juan Province Argentina, Reporte Técnico, 169 p.

Maydagán, L., Franchini, M., Chiaradia M., Pons, J., Impiccini, A., Toohey, J., y Rey, R. 2011. Petro-logy of the Miocene igneous rocks in the Altar Region, Main Cordillera of San Juan, Argentina: A geodynamic model within the context of the Andean flat-slab segment and metalloge-nesis. Journal of South American Earth Scien-ces 32: 30-48.

Maydagán, L., Franchini, M., Lentz, D., Pons, J. y McFarlane, C. 2013. Sulfide composition and isotopic signature of the Altar Cu-Au deposit, Argentina: constraints on the evolution of the porphyry-epithermal system. The Canadian Mi-neralogist 51: 813-840.

Maydagán, L., Franchini, M., Chiaradia, M., Dilles, J., y Rey, R. 2014. Intrusion history of the Altar porphyry Cu-(Mo-Au) deposit (Argentina): a complex magmatic-hydrothermal system with evidence of recharge proces-ses. Economic Geology 109: 621-641.

Ossandón, G., Fréraut, R., Gustafson, L.B., Lind-say, D.D. y Zentilli, M. 2001. Geology of the Chuquicamata mine: A progress report. Eco-nomic Geology 96: 249"270.

Peregrine Metals Ltd. 2011. Altar Project, San Juan Province, Argentina, NI 43-101. Reporte écni-co, 151 p.

Zwahlen, C., Cioldi, S., Wagner, T., Rey, R., y Hein-rich, C. 2014. The Porphyry Cu-(Mo-Au) De-posit at Altar (Argentina): Tracing Gold Distri-bution by Vein Mapping and LA-ICP-MS Mineral Analysis. Economic Geology 109: 1341– 1358.

 

PETROGÉNESIS DEL VOLCANISMO DE LA FORMACIÓN VENTANA EN EL CORDÓN RIVADAVIA, PROVINCIA DE CHUBUT, ANDES NORDPATAGÓNICOS

Fernández Paz, Lucía; Iannelli, Sofía B.; Litvak, Vanesa D.; Echaurren, Andrés; Folguera, Andrés Laboratorio de Tectónica Andina. IDEAN. Universidad de Buenos Aires – CONICET.

Resumen. Las secuencias más australes de la Formación Ventana comprenden facies de ba-sandesitas, tobas cristalolíticas, basaltos de grano fino, brechas volcánicas, basaltos afaníticos y an-desitas porfíricas. Su signatura geoquímica las vincula con el desarrollo de un magmatismo de arco en el marco de un evento extensional paleógeno en la región andina.

Palabras clave. Arco volcánico, extensión, geoquímica, Paleógeno.

Abstract. The southernmost outcrops of Ventana Formation comprehend basandesites, crystalo-lithic tuffs, fine grained basalts, volcanic breccias, aphanitic basalts and porphyritic andesitic facies. Their geochemical signature show an arc-related setting, associated with a paleogene extensional event in the Andean region.

Keywords. Volcanic arc, extension, geoche-mistry, Paleogene.

Introducción. El cordón Rivadavia, al este de la ciudad de Esquel, constituye una de las exposiciones más australes de Serie Andesítica Occidental, correlacionable con la Formación Ventana en la región andina, cuya edad se asigna al Paleoceno superior-Mioceno inferior (p.ej. Rapela et al. 1982, 1988, Ramos 1982). Sin embargo, en la región en estudio, las edades se restringen al intervalo Eoce-no-Oligoceno (Sepúlveda 1980).

Las secuencias volcánicas en el cordón Riva-davia comprenden una sucesión de lavas basan-desíticas, brechas y tobas líticas, asociadas a geometrías de “synrift” (Litvak et al. 2015, Echaurren et al. 2016). El objetivo de este trabajo es caracterizar en detalle las litofacies de este volcanismo y evaluar su petrogénesis, en base a su signatura geoquímica.

Geología del cordón Rivadavia. Sobre la base de tres secciones estratigráficas relevadas, se definieron para la Formación Ventana seis fa-cies litológicas, de base a techo: basandesitas, tobas cristalolíticas, basaltos de grano fino, brechas volcánicas, basaltos afaníticos y andesitas porfíri-cas. La facies de basandesitas se compone de lavas porfíricas con fenocristales de andesina, in-

mersos en una pasta afieltrada. Se destaca que la misma presenta cuarzo y feldespato intersticial, conformando un arreglo granofírico; el cual se corresponde con un rasgo textural frecuente de basaltos toleíticos.

La facies de tobas cristalolíticas comprende rocas clasto sostén, compuestas en su mayoría por litoclastos volcánicos de composición basáltica y cristaloclastos de plagioclasa, cuarzo y feldespato potásico, inmersos en una matriz vítrea formada por polvo y ceniza volcánica. Se reconocen fragmentos de pómez y trizas vítreas, moderadamente deformados, conformando una pseudomatriz. Estos rasgos permiten interpretar al depósito como un flujo piroclástico, con leve retrabajo de la fracción clástica.

La columna estratigráfica continúa con una espesa sucesión de lavas basálticas que incluye a las facies de basaltos de grano fino, brechas volcánicas y basaltos afaníticos. La mineralogía de las lavas incluye plagioclasa, ortopiroxeno, clinopiroxe-no y minerales opacos, en general, conformando rocas de textura afírica a microporfírica, con pasta intersertal. Las variedades microporfíricas se reconocen en los basaltos de grano fino, con olivina profusamente alterada a iddingsita-bowlingita y en los basaltos afaníticos, con microfenocristales de plagioclasa. El rasgo distintivo de estas tres facies es la disminución gradual en el tamaño de grano hacia el tope de la secuencia, donde predominan los basaltos afaníticos. Esta espesa secuencia de facies lávicas representa un evento efusivo subaéreo, mientras que las intercalaciones de brechas corresponden al desarrollo de autobrechas de flujo, de la misma composición. Finalmente, la fa-cies de andesitas porfíricas constituye un dique que intruye la secuencia antes descripta. Estas andesitas son porfíricas, con fenocristales de an-desina, inmersos en una pasta de textura hialopilí-tica.

Geoquímica. Se realizaron análisis químicos de elementos mayoritarios y trazas de las distintas fa-cies litológicas identificadas. Los mismos se realizaron en ActLabs de acuerdo a las metodologías del laboratorio (análisis LithoResearch; www.actlabs. com).

Las rocas de la Formación Ventana en el cordón Rivadavia corresponden a la serie subalcalina y químicamente quedan comprendidas en los campos de andesitas basálticas (53%-55% SiO₂), an-desitas (56%-62% SiO₂) y dacitas (65% SiO₂), evidenciando un aumento en el contenido de sílice de base a techo de la secuencia. Se destaca que la basandesita basal se clasifica como dacita, dado el contenido de cuarzo y feldespato alcalino intersticial. Las relaciones FeOt/MgO son típicas de rocas toleíticas; sin embargo, la tendencia de la secuencia en conjunto indica un enriquecimiento inicial en FeO y MgO, que deriva en un incremento en álcalis, más asociado a series calcoalcalinas. Los elementos traza muestran similitudes con magmas de arco, con enriquecimientos en K, Rb, Ba, Cs, La y Ce (LILE y REE) respecto del Nb y Ta (HFSE). Se destacan las relaciones La/Ta~30-40, Ba/La~10-20 y Ba/Ta~500, cuyos valores se asocian a aquellos encontrados en arcos magmáticos. Las relaciones La/Yb y Sr/Y muestran que los magmas evolucionaron en el contexto de una corteza de espesor normal a adelgazada (Ducea et al. 2015).

Discusión y conclusiones. El magmatismo más austral asignado a la Formación Ventana se caracteriza por la presencia flujos lávicos subaé-reos e intercalaciones de flujos piroclásticos con escaso retrabajo. Químicamente, las volcanitas de la Formación Ventana en el cordón Rivadavia muestran rasgos vinculados a un magmatismo toleí-tico en sus inicios, con características más calcoa-lcalinas hacia el techo de la secuencia. Esto refleja un magmatismo con aportes de fundidos derivados de la fusión en la cuña astenosférica y fluidos derivados de la losa. Dada las estructuras extensio-nales que controlan el emplazamiento de estas secuencias y sus relaciones de elementos trazas, se infiere que este volcanismo se habría desarrollado en el margen de subducción andino durante un estadio extensional paleógeno.

BIBLIOGRAFÍA

Ducea, M. N., Saleeby, J. B., y Bergantz, G. 2015. The architecture, chemistry, and evolution of continental magmatic arcs. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 43: 299-331.

Echaurren, A., Folguera, A., Gianni, G., Orts, D., Tassara, A., Encinas, A., Giménez, M. y Valencia, V. 2016. Tectonic evolution of the Nor-th Patagonian Andes (41-44 S) through re-cognition of syntectonic strata. Tectonophy-sics, doi: 10.1016/j.tecto.2016.04.009.

Litvak, V. D., Fernández Paz, L., Iannelli, S., Echau-rren, E., Ibarra, F. y Folguera, A. 2015. Facies litológicas de la Formación Ventana en el extremo sur del cordón Rivadavia, Cordillera Principal, provincia de Chubut. 3° Simposio de Petrología Ígnea. Actas: 88-89, Río Negro.

Ramos, V. A. 1982. Las ingresiones pacíficas del Terciario en el Norte de la Patagonia. 3º Congreso Geológico Chileno: 262-288, Santiago.

Rapela, C.W., Spalletti, L. A., Merodio, J. C. y Aragón, E. 1982. Estudio geoquímico y petrológico del volcanismo paleógeno en la zona de San Carlos de Bariloche y la Sierra de Cuyín Manzano, Provincia de Rio Negro y Neuquén, Argentina. 5º Congreso Latinoamericano de Geología. Actas 3: 567-584, Buenos Aires.

Rapela, C. W., Spalletti, L. A., Merodio, J. C. y Aragón, E. 1988. Temporal evolution and spatial variation of early Tertiary volcanism in the Pa-tagonian Andes (40 S–42 302 S). Journal of South American Earth Sciences 1: 75-88.

Sepúlveda, E. 1980. Estudio palinológico de sedi-mentitas intercaladas en la “Serie Andesítica Andina”, cordón occidental del Futalaufquen, Chubut. Parte I: Restos de Hongos. Revista de la Asociación Geológica Argentina 35: 248-272.

 

PRESENCIA DE CELADONITA EN LA QUEBRADA CHIGUAS, PRECORDILLERA OCCIDENTAL, SAN JUAN.

Ferrarini, Paolo D.¹; Torres, María G.²

¹   Instituto de Geología (INGEO) y Departamento de Geología. Universidad Nacional de San Juan. E-mail: paolofer@hotmail.com

²   CONICET – Departamento de Geología. Universidad Nacional de San Juan. E-mail: torresmaria9@hotmail.com

Resumen. Se halló un mineral verde azulado rellenando vesículas y reemplazando minerales en rocas volcánicas de la Formación Las Trancas, en la Quebrada Chiguas, en el depósito de arcillas, Precordillera Occidental, provincia de San Juan. Este mineral se estudió por medio de microscopio de polarización y los resultados permitieron identificar a este mineral como celadonita.

Palabras clave Celadonita, Quebrada Las Chiguas, Alteración Hidrotermal.

Abstract. A bluish green mineral wich filling vesicles and replacing minerals in volcanic rocks of the Las Trancas Formation in the Quebrada Las Chiguas, in the deposit of clays, Precordillera Occi-

dental, province of San Juan, was found. This mineral was studied by polarizing microscope and the results it possible to identify the mineral as ce-ladonite.

Keywords. Celadonite, Broken The Chiguas, Hydrotermal Alteration.

Introducción. La presente contribución constituye la primera mención de celadonita, en el ámbito de Precordillera Occidental, y tiene por objeto caracterizarla ópticamente y a través de espectrómetro de reflectancia, determinar la paragénesis que la acompaña y estimar sus condiciones de formación.

Se identificó celadonita en el depósito de arcillas bentoníticas Las chiguas, ubicado a 200 km al NO de la ciudad de San Juan, a los 69 ° 10 ‘W y 29 ° 50’ S (figura 1), en las rocas volcánicas y volca-niclásticas de la Formación Las Trancas, afloramiento que se encuentran al oeste de Precordillera Occidental. Limarino et al. (2002) y Cardó et al. (2000) asociaron estas rocas con las del Grupo El Áspero de edad miocena.

Metodología. Se tomaron muestras de las rocas volcánicas de la facie superior de la Formación Las Trancas, en las tres diferentes áreas del depósito: occidental, centro y oriental; y la mineralogía se determinó mediante microscopio de polarización y el empleo de un espectrómetro de infrarrojo Terraspec® 4Hi-Res (AusSpec International – ASD Inc.).

Figura 1. Ubicación de la zona de trabajo.

 

Figura 2. a) y b) microfotografía en nicoles X, que ilustra individuos subhedrales reemplazados por calcita. c) y d) Microfotografía, con y sin analizador respectivamente, destacándose la textura de la roca. e) y f) Microfotografía, con y sin analizador respectivamente, que muestra la textura perlitica del vidrio.

 

Figura 3. Comparación entre curva obtenida de donita.

 

Resultados. Petrografía de la roca madre.

Macroscópicamente las rocas presentan texturas porfíricas de color N6 (Medium Ligth Gray) a 5GY 6/ 1 (Greenish gray), que le confiere la pasta. Se destacan fenocristales de feldespatos con tamaños de hasta 1,2mm, ocupando un 30% del volumen total de la roca, y se observan cavidades, que ocupan un 10% en el volumen total de la roca, rellenas por mineral de tonalidad blanquecina a verde claro.

Microscópicamente, las rocas tienen textura porfírica (figuras 2 c y d), la pasta, que ocupa un 55% del volumen total de la muestra, contiene microlitos de plagioclasa con textura pilotáxica, en parte enmascarada por minerales de alteración. Los fenocristales son en su mayoría de plagioclasas, algunos microfracturados y rellenados por celado-nita (figuras 2 c y d); y posibles minerales máficos, que ocupan un 5% del volumen total de la roca, totalmente reemplazados. Se reconocen individuos subhedrales, de hasta 1,4mm de tamaño máximo reemplazados completamente por calcita (Fig. 2 a y

muestras del afloramiento y una curva patrón de cela-

b). De acuerdo con su mineralogía y textura, según la clasificación de IUGS, a las rocas se las calificó como Andesita. Cabe aclarar, que en una de las muestras se observó vidrio, con textura perlítica (figuras 2 e y f).

Espectrometría de la roca madre. Mediante el empleo del espectrómetro de infrarrojo se determinaron diferentes tipos de minerales pertenecientes a la clase de los Filosilicatos. Dentro del grupo de la Esmectita se diferenciaron Beidelita, Saponita y apofilita. Dentro del grupo de las micas, se halló Celadonita (figura 3). Los rasgos de absorción distintivos que permiten identificar la presencia de la celadonita se localizan aproximadamente, dentro del espectro electromagnético, en las siguientes posiciones: 1067, 1425, 1912 y 2224 nm.

Características de alteración. El proceso de alteración comienza con la hidratación y la desvitrificación de la roca, evidenciado por la presencia de perlitas y esferulitas (fiuras 4 a y b). En una etapa posterior, la asociación celadonita + (ceolita ± calcita) aparece a lo largo de las fracturas y / o rellenando vesículas y reemplazando individuos (figuras 4 c y d).

 

Características ópticas. El comité de Nomenclatura de la AIPEA (Association Internacionale Pour L’Etude Des Argiles) ha definido a la celado-nita como una mica dioctaédrica, con una composición ideal KMgFe⁺³Si₄O₁₀(OH)₂ . La celadonita en las rocas del yacimiento Las Chiguas, se presenta en venillas y rellenando cavidades irregulares; microscópicamente forma agregados esferuliticos, asociada con calcita ± ceolitas; normalmente la celadonita tapiza las paredes de las cavidades y en la parte interna se encuentra la calcita y/o las ceolitas. Se presenta pseudomórfica de un mineral de sección prismática (posibles mineral máfico), y en algunos casos en la pasta en masas irregulares.

Las propiedades ópticas determinadas son: color verde, pleocroísmo de verde amarillento a

verde azulado, extinción recta y elongación positiva. Dichas propiedades ópticas, la paragénesis y el tipo de roca que la hospeda permiten sugerir la presencia de celadonita como especie predominante en dichos agregados.

Discusión. Wise y Eugster (1964) demostraron que el límite superior del área estable de la celado-nita de MgFe³⁺ cae cerca de los 410°C, lo que sugiere que la celadonita puede cristalizar por una actividad hidrotermal. Por otra parte Honda y Mu-ffler (1970), señalaron la presencia de una cela-donita hidrotermal asociada con clinoptilolita y mont-morillonita en muestras de perforación realizada en Yellowstone. Esto también sugiere que la celadonita puede formarse por una actividad hidrotermal.

Figura 4. a) yb) Microfotografía, con y sin analizador respectivamente, destacándose lasesferulitas de composición cuarzo-feldespáticas. e) y f) Microfotografía, con y sin analizador respectivamente, que muestra fracturas y vesículas rellenas por celadonita y esferulitas radiales.

 

Conclusión. La roca de caja de la celadonita de la Formación Las Trancas es un Andesita con numerosas cavidades y fracturas rellenas por ce-ladonita, calcita y ceolitas; y se considera que estos minerales cristalizaron a causa de actividad hidrotermal.

Agradecimientos. Esta investigación fue financiada por el proyecto 80020150300075SJ (FCE-FyN-SJ). Los autores desean expresar su agradecimiento a la Dra. Estela Meissl y al Lic. Raúl Cardo por los considerados aportes en la ejecución de este trabajo. Al Lic. Gustavo Sotarello por su valiosa colaboración.

BIBLIOGRAFÍA

Cardó, R.; Díaz, I.; Poma, S.; Litvak, V.; Santamaría, G. y Limarino, C. 2001. Memoria Hoja Geológica 2969-III, Malimán, SEGEMAR, 67 p.

Honda, S. y Muffler, L. J. 1970. Hydrothermal alte-ration in core from research drill hole Y-1, Up-per geyser basin Yellowstone, Wyoming. Am. Min., 55: 1714-1737.

Limarino, C.O.; Fauqué, L.A.; Cardó, R.; Gagliardo, M. L. y Escosteguy, L. 2002. La faja volcánica miocena de la Precordillera Septentrional. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 57: 289-304.

Wise, W. S. y Eugster, H. P. 1964. Celadonite: Syn-thetic and natural muscovites. Geochim. Cos-mochim. Acta 8: 225-280.

 

HYDROTHERMAL ALTERATION AND FLUID CHEMISTRY OF THE OROGENIC TURBIDITE-HOSTED, SHEAR ZONE CONTROLLED INCAHUASI GOLD DEPOSIT CATAMARCA PROVINCE, ARGENTINA

Fogliata, Ana^1,2; Hagemann, Steffen G.³

¹   Fundación Miguel Lillo, Miguel Lillo 251, San Miguel de Tucumán, Tucumán, Argentina.

²   Facultad de Ciencias Naturales, UNT.

³   Centre for Exploration Targeting, University of Wes-tern Australia, Crawley, WA 6009, Australia.

The Incahuasi gold deposit is located in the Austral Puna, northern Sierras de Pampeanas, in NW Argentina. Between 1936 and 1954, the under-ground deposit produced gold at an average grade of 14.21 g/t Au. The presently abundant mine is hosted in low-grade metamorphosed and upright folded turbidites of mid-Ordovician age (González, 1999) and aligned-parallel to the regional NNE trending anticlines. At the deposit-scale gold miner-alization is controlled by the 1 to 5 m wide, 05 to 10 NNW striking and 30° to 60° ENE dipping “Dead Man Shear Zone (DMSZ)”and associated gold-bearing quartz shear and extension veins. The DMSZ trends locally parallel to the axil plane of anticlines and dip of reverse faults and contains the majority of old workings including extensive underground stopes down to 100m below the present surface. Late-stage faults off-set the shear zones and ore bodies significantly.

Hydrothermal alteration is predominantly charac-terized by sericite and minor Fe-carbonate in the in-ner alteration and core of the shear zones and chlo-rite in the outer alteration zone. Sulfides are mainly characterized by two generations of pyrite: (1) syn-deformation pyrite, and (2) post-deformation, euhe-dral pyrite that overprints the shear zone foliation.

Fig. 1. Location map of the Incahuasi Property, Resourse Corporation Summary Report, 2008).

 

Fig. 2. E-W sections, Dead Man Shear Zone quartz veins.

 

Fig. 3. Entrance Level II (Upper), Dead Man Shear Zone.

 

Fig. 4. Drill cores sample (DDH 8/06, box 33, 91m) select for fluid inclusion study.

There are distinct distal, intermediate and prox-imal hydrothermal alterations zones: (1) Distal Al-teration Zone is characterised by dark gray colour and fine grained quartz-K feldespar-rutile-chlorite alternating with quartz-chlorite zones. The intensity of alteration is weak.

(2)  Intermediate Alteration Zone it is well de-veloped in the DMSZ. Coarse grained quartz-chlo-rite-sericite-pyrite is foliated and brecciated. The intermediate alteration is characterized by stronger foliation including multiple pressure shadows and mortar textures when compared to the distal alter-ation zone.

(3)  Proximal Alteration Zone can be up to 20 m wide and is developed in intensely sheared zones and/or gold-bearing shear veins. Abundant sericite causes a distinct bleaching of the strongly altered wallrock. The mineral assemblage is sericite-quartz- Fe carbonate ± tourmaline-pyrite ± other sulfides.

Preliminary fluid inclusion analyses of gold-bearing quartz shear veins within proximal altera-tion zones revealed: (1) low-salinity aqueous fluid inclusions that homogenized into liquid between 250 to 350°C, and (2) low salinity aqueous-carbonic fluid inclusions with locally <10 mole % CH₄ which homogenized into liquid also between 250° and 350°C.

The Incahuasi gold deposits is part of a cluster of Paleozoic turbidite-hosted orogenic gold depos-its which stretch from the northern edge of Cat-amarca province northwards into the Sierra de la Rinconada-Sto. Domingo-Farillón gold district in Ju-juy province and further north into Bolivia and pos-sibly southern Perú.

BIBLIOGRAPHY

Cardero Resource Corporation Summary Report 2008. Unpublished report. Summary Report on the Incahuasi Gold Project.

Gonzalez, O. E., 1999, Mina Incahuasi, Catamarca. En. Recursos Minerales de la Republica Argentina (Ed. E.O. Zappettini), Instituto de Geo-logia y Recursos Minerales SEGEMAR, Anales 35: 515-520, Buenos Aires.

 

PRESENCIA DE TELURUROS DE AG(±AU), BI Y PB EN MINERALIZACIONES EPITERMALES DEL PROSPECTO PUESTO LA ESTANCIA, DISTRITO LA CAROLINA, SAN LUIS (ARGENTINA)

Gallard-Esquivel M. Cecilia¹; Cepedal Antonia² y Fuertes-Fuente Mercedes²

¹   UNSL-CONICET, Departamento de Geología, Ejército de los Andes 950 Bloque II planta baja (5700), San Luis, Argentina. cecilia.gallard@gmail.com

²   Universidad de Oviedo, Departamento de Geología, Jesús Arias de Velasco s/n (33005), Oviedo, España. mcepedal@geol.uniovi.es, mercedf@ geol.uniovi.es

Resumen. Se reconoció la presencia de te-lururos que contienen Ag(±Au), Bi y Pb asociados con calcopirita en muestras procedentes de las mi-neralizaciones epitermales del prospecto Puesto La Estancia, ubicado en el área sureste del distrito La Carolina, provincia de San Luis. Las imágenes de electrones retrodispersados y los análisis de química mineral permitieron caracterizar a las especies estudiadas como hessita, stützita, silvanita, volyns-kita, telurobismutita y altaíta. La aparición de stützi-ta y volynskita constituyen la primera mención para la provincia de San Luis y la mención de telurobis-mutita es la segunda a nivel provincial siendo la primera para el distrito La Carolina.

Palabras clave. Stützita, volynskita, telurobis-mutita, epitermal, La Carolina.

Abstract. “Presence of Ag(±Au), Bi and Pb tellurides in epithermal mineralizations at the Puesto La Estancia prospect, La Carolina district, San Luis (Argentina)”. Ag (±Au), Bi and Pb tellurides associ-ated with chalcopyrite have been recognized in samples from the epithermal mineralizations of

Puesto La Estancia prospect, southeastern part of La Carolina mining district in San Luis province. Backscattered images and chemical microanalyses allowed us to characterize the mineral species as hessite, stützite, sylvanite, volynskite, tellurobis-muthite and altaite. The occurrence of stützite and volynskite is the first mention of these minerals for the province of San Luis and in the case of telluro-bismuthite is the second for the province and the first for the La Carolina mining district.

Keywords. Stützite, volynskite, tellurobismuthi-te, epithermal, La Carolina.

Introducción. El distrito minero La Carolina se ubica en la provincia de San Luis, 90 km al NNE de la ciudad capital. El distrito alberga depósitos epi-termales vetiformes y depósitos de tipo diseminado o “stockwork” como Puesto La Estancia, Cerro Mogote, Puesto Olguín entre otros (Gallard-Esquivel et al., 2012). En esta contribución se presenta la paragénesis mineral de telururos identificada en el prospecto Puesto La Estancia situado en el extremo SE del distrito. La misma fue estudiada en la Universidad de Oviedo (España), mediante microscopía electrónica de barrido (MEB), utilizando un equipo JEOL modelo JSM-6610LV equipado con detectores (EDS) que permitió hacer análisis semi-cuantitativos, y microsonda electrónica (CAMECA SX100) para obtener la composición química cuantitativa de estos minerales (tabla 1).

Resultados. La asociación de telururos se localizó en la perforación DDH33 a una profundidad de 203 m, formando agregados minerales complejos hospedados por calcopirita a la cual reemplazan mediante contactos inversos de caries. Las imágenes de electrones retrodispersados (BSE) y los análisis de química mineral permitieron diferenciar hasta seis fases minerales (figura 1):

Figura 1. Imágenes de BSE. A. Agregado de hessita (hs), stützita (stz), silvanita (sy), volynskita (vl), te-lurobismutita (tbs) y galena (gn). Los números coinciden con los análisis de EDS de la tabla 1. B. Agregado mineral con ocurrencia de altaíta (alt) en lugar de galena indicando las condiciones de f_Te .

 

Tabla 1. Muestra los valores de % en peso y los valores atómicos calculados en función de la fórmula mineral de cada especie presentada. Las columnas con * son análisis de SEM-EDS, el resto son análisis de microsonda electrónica.

AKÁT.TKTC		Hessita		Stützita		Volynskíta		Telurobismitita		Altafta	Silvanita	Galena
		8	1*	27	2*	20	4*	5*	7*	2	3*	93 6*
s %	peso	0,313		0,184		0,207						13,667 15,09
Fe		0,506		0,749		0,351				1,239
Cu		0,572		1,222		0,507				1,905
Zn				0,630		0,086				0,097
Ag		59,573	59,22	51,896	57,00	19,235	18,700			0,976	14,800	0,071
Sb		0,207		0,366		0,276				0,183
Te		37,637	40,78	41,767	43,00	44,531	45,090	46,860	47,440	37,411	61,360
Au		0,503									23,840
Pb									1,680	57,769		85,725 84,91
Bi				2,133		33,729	36,210	53,140	50,880
Total		99^09	100,00	98,946	100,00	98,921	100,000	100,000	100,000	99,858	100,00	99,463 100
S a.p	.f.u.	0,03		0,05		0,04						1,01 1,07
Fe		0,03		0,12		0,04				0,07
Cu		0,03		0,18		0,04				0,09
Zn				0,09		0,01
Ag		1,88	1,90	4,43	4,88	1,00	0,99			0,03	1,11
Sb		0,01		0,03		0,01
Te		1,01	1,10	3,01	3,12	1,96	2,02	2,95	2,96	0,92	3,91
Au		0,01									0,98
Pb									0,06	0,89		0,98 0,93
Bi				0,09		0,90	0,99	2,05	1,98
Total		3,00	3,00	8,00	8,00	4,00	4,00	5,00	5,00	2,00	6,00	2,00 2,00

Telururos de Ag y Au. La fase mineral más abundante es hessita (Ag₂Te), presente en prácticamente todos los agregados estudiados. Algunos de los análisis reflejan una proporción de Ag:Te más acorde con stützita (Ag_5-xTe ₃ , x = 0,24 a 0,36), por lo que coexistirían ambos minerales. Silvanita [(Au,Ag)₂Te ₄ ] es el único telururo de Au y Ag detectado y generalmente aparece rodeado por los telururos de Ag.

Telururos de Bi. Se han identificado dos fases minerales diferentes con Bi. La más abundante es volynskita (AgBiTe₂), la cual pudo ser analizada también con microsonda, y en menor proporción se identificó telurobismutita (Bi₂Te ₃ ), como un mineral blanco de hábito laminar. Su composición química fue corroborada a través de dos análisis EDS debido a que por su reducido tamaño fue imposible obtener buenos análisis con microsonda electrónica.

Minerales de Pb. En los agregados estudiados se han identificado tanto galena (PbS, figura 2A) como altaíta (PbTe, figura 2B), lo que indica unas condiciones de f_Te en el entorno del equilibrio 2PbS + Te₂ = 2PbTe + S₂ (Affifi et al., 1988).

Conclusiones. La presencia de telururos en depósitos epitermales es común, aunque sólo son localmente importantes en sistemas de baja sulfuración asociados a magmatismo alcalino (Sillitoe y

Hedenquist, 2003). Este estudio es un aporte más a las paragénesis de metales preciosos de los depósitos epitermales en Argentina, identificándose algunas especies minerales como stützita, volynskita y telurobismutita por vez primera en el distrito de La Carolina.

Agradecimientos. Los autores agradecen al proyecto P-3-2-0414 de CyT de la UNSL y al servicio de Microsonda Electrónica y Microanálisis de la Universidad de Oviedo.

BIBLIOGRAFÍA

Affifi A.M., Kelly W.C. y Essene E.J. 1988. Phase Relations among Tellurides, Sulfides and Oxides: I. Thermochemical Data and Calculated Equilibria. Economic Geology, 83: 377-394.

Gallard-Esquivel, M.C., Urbina, N.E., Sruoga, P. y Ja-pas, M.S. 2012. Depósitos epitermales de baja sulfuración ricos en sulfuros de metales base, distrito aurífero La Carolina, San Luis, Argentina. Aportes al magmatismo y metalogénesis asociada de la República Argentina. Serie de Correlación Geológica, 28 (1): 91-102.

Sillitoe, R.H. y Hedenquist, J.W. 2003. Linkages bet-ween Volcanotectonic Settings, Ore-Fluid Compositions, and Epithermal Precious Metal Deposits: Society of Economic Geologists, Special Publication Series, 10: 314-343.

 

MICROTEXTURAS DE REACCIÓN EN ZONAS DE BLACKWALL, FAJA MÁFICA-ULTRAMÁFICA DEL RÍO DE LAS TUNAS, CORDILLERA FRONTAL DE MENDOZA

Gargiulo M. Florencia; Asiaín Lucía M.; Bjerg Ernesto A.

INGEOSUR – CCT CONICET Bahía Blanca y Universidad Nacional del Sur, Departamento de Geología, Bahía Blanca, Argentina. E-mail: mfgargiulo@uns.edu.ar

Abstract. “Reaction microtextures in blackwall zones, Río de Las Tunas mafic-ultramafic belt, Cordillera Frontal of Mendoza”. Reaction microtextures developed in the chlorite blackwall zones located in between bodies from Río de Las Tunas mafic-utramafic belt and schist country rock were stud-ied in this contribution. The outcrops belong to the Cordillera Frontal of Mendoza province. The studied microtextures are developed in porfiroblasts com-pletely replaced by chlorite. Around these porfirob-lasts is observed a rim with microvermiform spinel_s.l. aggregates in reaction with chlorite and magnetite groundmass. Small amphibole porfirob-lasts with chemical zoning is superimposed to these reaction rims. The studied microtextures can be explained by the reaction chlorite + magnetite à spinel, which indicates a relative increase in the T of the system. This increase can be related with the gondwanic magmatism developed in the area.

Keywords. Reaction microtextures, blackwall, Río de Las Tunas belt, Cordillera Frontal.

El área de estudio se encuentra 35 km al oeste de la localidad de Tupungato, dentro del distrito minero Salamanca, ámbito de la Cordillera Frontal de Mendoza. Allí, afloran cuerpos máficos y ultramáfi-cos pertenecientes a la faja del Río de Las Tunas, emplazados en diferentes unidades metamórficas de protolito sedimentario que, en conjunto, integran el basamento metamórfico de la Cordillera Frontal (Complejo Guarguaráz). En el sector de discontinuidad entre cuerpos ultramáficos y su encajonante, es común encontrar zonas de reacción caracterizadas por concentraciones minerales con variaciones laterales transicionales y distribución relativamente concéntrica al cuerpo ultramáfico. Se identifica una zona de talco, seguido de una zona de anfíbol y luego una zona de clorita o “blackwall” en el sector cercano a la roca de caja metasedimenta-ria u ortoanfibolítica. El ancho de afloramiento de cada una de estas zonas minerales puede variar entre unos 10 y 100 cm, y su desarrollo depende del tamaño del cuerpo ultramáfico al que se vinculan. Toda la zona de reacción puede alcanzar entre 1 y 5 m de potencia en el área de estudio (Gargiulo y Bjerg 2014). El objetivo de esta contribución es

mostrar microtexturas de reacción observadas en la zona de clorita (blackwall) correspondiente a una de estas zonas de reacción situada en el sector norte de la faja máfica-ultramáfica del Río de Las Tunas, donde el encajonante es un esquistoso biotítico-cuarzoso correspondiente a la Asociación Metasedimentaria del Complejo Guarguaráz. La zona de blackwall estudiada está conformada predominantemente por clorita verde-azul oscuro, con fábrica planar y textura lepidoblástica, constituyendo una filita clorítica o cloritita. Microscópicamente, la textura es porfirolepidoblástica (Fig. 1a), integrada por 35% de agregados laminares finos, paralelos e hipidiblásticos de clorita incolora, con birre-fringencia baja, de primer orden, que determinan la foliación de la roca. Entre ellos, se disponen agregados granulares muy finos de magnetita (10%) y cristales idioblásticos de apatita (5%) con secciones prismáticas (25-125 µm) subparalelas a la foliación principal y dispuestas entre los agregados de clorita. La roca presenta 30% de porfiroblastos de clinoanfíbol (20%) y clorita (10%). Los primeros están dispuestos al azar, son incoloros, de contornos idioblásticos a hipidioblásticos y de hábito acicular (largo entre 200 µm y 2,5 mm). Las secciones basales son pseudohexagonales a pseudo-rrómbicas (H” 40-800 µm) con dos direcciones de clivaje y sobrecrecimieto de ortoanfíbol. Los porfi-roblastos de clorita (300 µm a 1 mm de largo) son incoloros, tienen baja birrefringencia, contornos hi-pidioblásticos y hábito laminar con clivaje característico. Se disponen cortando la foliación principal. Además, se distinguen sectores con mayor concentración de minerales opacos (Fig. 1a-d) a modo de motas (20%) de 0,7 a 3,6 mm de largo. Los agregados granulares de minerales opacos en estas motas, forman microtexturas de reacción con agregados muy finos de clorita incolora y rodean cristales centrales hipidioblásticos de ilmenita (5%) (200 a 680 µm de largo) acompañada por magnetita y/o un mineral máfico (5%) (olivina?, anfíbol?), completamente reemplazado por un agregado muy fino de clorita verdosa (Fig. 1b). Algunas de estas motas no presentan cristales centrales (Fig. 1a). Las motas con mineral máfico cloritizado tienen las texturas de reacción estudiadas (Fig. 1c, d). En los bordes del porfiroblasto central se distinguen prolongaciones microvermiformes de espinelo (sensu lato, s.l.) en una base de clorita (Fig. 1c, d), a modo de textura simplectítica. Alrededor, de los cristales de magnetita que acompañan a la ilmenita y al mineral máfico cloritizado, se observa sobrecreci-miento de espinelo_s.l. a expensas de la base de clorita (Fig. 1d). Asimismo, al incrementarse la distancia desde el borde del porfiroblasto, los individuos de espinelo_s.l. adquieren mayor tamaño (H” 10-70 µm), color verde o castaño-rojizo pálido (Fig. 1b, flecha roja), hábitos equidimensionales, contornos idioblásticos a hipidioblasticos, inmersos en la base de clorita. Todo este conjunto conforma una especie de corona que rodea al porfiroblasto central (Fig. 1b, c) y constituye las motas descriptas. La secuencia de formación planteada para estas microtexturas es: mineral máfico (mm) à clorita (chl) + magnetita (mag) à espinelo (spl)

Bucher y Frey (1994) mencionan que el metamorfismo de rocas ultramáficas correspondientes al sistema químico CMASH puede formar estructuras indicativas del reemplazo de clorita por minerales de la serie espinelo-hercinita, evidenciado por el desarrollo de sobrecrecimiento de espinelo_s.l. en cristales de magnetita, junto con clorita resorbida. Sin embargo, mencionan la presencia de olivina + ortopiroxeno + clinoanfíbol ± clinopiroxeno. Dado que no se han identificado relictos de olivina ni de piroxenos, se infiere que estas fases minerales pueden corresponder a los porfiroblastos completamente cloritizados, reconocidos en las motas descriptas. Pero dada la ausencia de ortopiroxeno como fase magmática relíctica en los cuerpos ul-

tramáficos de los alrededores a esta zona de reacción, es posible descartar la presencia de este mineral en las texturas estudiadas. Por otro lado, Cruciani et al. (2008) modelaron texturas coroníti-cas en gabros a través de pseudosecciones y obtuvieron, entre otras, las paragénesis: clorita + anfíbol + espinelo + clinopiroxeno, y clorita + anfí-bol + olivina + espinelo + clinopiroxeno, afines a las asociaciones minerales presentes en las metaperi-dotitas del área de estudio. Sin embargo, el rango de T y P obtenido por estos autores para tales pa-ragénesis corresponde a la transición entre la fa-cies anfibolita y granulita, muy superior a la que se asume para el desarrollo de las zonas de reacción, que corresponde a condiciones de transición entre la facies anfibolita y esquistos verdes. Aún así, se estima que los porfiroblastos cloritizados pueden corresponder a olivina y/o anfíbol y que las microtexturas de reacción observadas son consecuencia de la reacción: clorita + magnetita à espinelo_s.l., indicando un aumento de la T en el sistema, al igual que el desarrollo de sobrecrecimiento de ortoanfíbol en los porfiroblastos de clinoanfíbol. Este aumento de T posterior al desarrollo de la zona de reacción, puede vinculase al emplazamiento de los cuerpos magmáticos gondwánicos, aflorantes en el área de estudio.

Figura 1. a y b fotomicrografías sin analizador intercalado, c y d imágenes de barrido electrónico de microtexturas de reacción en zonas de blackwall. a) Aspecto general de la cloritita con porfiroblastos de anfíbol y concentraciones diferenciales de minerales opacos a modo de motas (mo). b) Motas con porfiroblasto central (mm) totalmente cloritizado, acompañado por ilmenita (ilm) y magnetita (mag) y rodeados de una concentración de minerales opacos a modo de corona. c) Mismo sector que en b. d) Ampliación del rectángulo naranja indicado en c, con prolongaciones microvermiformes de espinelo (spl) alrededor del porfiroblasto cloritizado (chl).

 

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.

BIBLIOGRAFÍA

Bucher, K. y Frey, M. 1994. Petrogenesis of Meta-morphic Rocks. Complete revision of Winkler´s Textbook, Chapter 5. Springer-Ver-lag, Berlin, 147-169.

Cruciani, G., Franceschelli, M., Groppo, C., Brogioni, N. y Vaselli, O. 2008. Formation of clino-pyroxene + spinel and amphibole + spinel symplectites in coronitic gabbros from the Sierra de San Luis (Argentina): a key to post-magmatic evolution. Journal of Metamorphic Geology 26: 759-774.

Gargiulo, M.F. y Bjerg, E.A. 2014. Metasomatismo en metaperidotitas de la faja máfica-ultramá-fica del Río de Las Tunas, Cordillera Frontal de Mendoza y su relación con el ciclo de metamorfismo regional. XIX Congreso Geológico Argentino. Actas S21-18: 1448-1449, Córdoba.

 

COMPOSICIÓN DE LOS FLUIDOS MINERALIZADORES Y MECANISMOS DE PRECIPITACIÓN EN EL YACIMIENTO DE TIPO MVT, PUESTO GREGOR, NEUQUÉN

Garrido, Mirta M.¹; Gómez, Maria C.^†; Cesaretti, Nora N.¹ y Domínguez, Eduardo A.^{1 1} Departamento de Geología, Universidad Nacional del Sur. Bahía Blanca. mirta.garrido@uns.edu.ar

Resumen. Puesto Gregor es una mineraliza-ción alojada en una dolomía de la F. Lajas (Jurásico) en la Meseta de la Barda Negra, Neuquen. Una secuencia clástico-carbonática contiene una capa dolomitizada, próxima a un nivel de peltias. La dolomía está brechada y cementada por dolomita, esfa-lerita, galena, pirita y marcasita. La dolomitización-mineralización fue ocasionada por fluidos con temperaturas entre 130-140ºC y con trazas de fluidos orgánicos. Los isótopos de C indican aporte de materia orgánica. Inclusiones fluidas en esfalerita revelan la presencia de agua y prácticamente ausencia de N₂, CO₂, CH₄ and H₂S. Algunas inclusiones tienen una proporción de agua dominante con trazas de algunas especies de azufre y temperaturas de homogeneización (Th) entre 60-160ºC. La mineralización se produjo por fluidos cuencales; la precipitación de los sulfuros se dio por la mezcla lenta de fluidos portadores de metales y vapores de S generados a partir de la pila sedimentaria.

Palabras clave. Mineralización MVT, composición de fluídos, precipitación.

Abstract. “Hydrothermal fluid composition and precipitation mechanisms in the deposit of MVT, Puesto Gregor, Neuquén”. Puesto Gregor is a min-eralization hosted in a Lajas Fm. (Jurassic) dolos-tone at the Meseta de la Barda Negra, Neuquén. A clastic-carbonatic sequence contains a dolomitized-mineralized layer near shale horizon. Dolostone was brecciated and cemented by dolomite, sphalerite, galena, pyrite and marcasite. The dolom-itization-mineralization was formed by fluids with temperatures between 130/140°C and with traces of organic fluids. C isotopes indicate inputs of or-ganic matter. Sphalerite fluid inclusions reveal the water presence and almost absence of N₂, CO₂, CH₄ and H₂S. Some inclusions have a high propor-tion of water with traces of sulfur species and have Th between 60/160°C. The mineralization was produced by sedimentary brines and the precipita-tion was the consequence of a slow mixture of metal bearing fluids with S vapors from the sedi-mentary pile.

Keywords. MVT mineralization, Fluids compo-sition, Precipitation.

Introducción. Puesto Gregor es una minerali-zación de tipo MVT alojada en la Fm Lajas del Jurásico, localizada en la Meseta de la Barda Negra en Neuquén. El objetivo de este trabajo es brindar información sobre el fluido mineralizador y el mecanismo de precipitación de los sulfuros.

Geología del Depósito. En el yacimiento, la Fm Lajas está formada por una secuencia clástico-carbonática, dispuesta entre pelitas y carbonatos se encuentra una capa dolomitizada y mineralizada. La dolomía se formó por reemplazo de una caliza, presenta texturas típicas de las “dolomitas barrocas” y está brechada y cementada por dolomita, esfalerita, galena, pirita y marcasita.

Metodología. Las inclusiones fluidas en dolomita y esfalerita se estudiaron con platina Linkam, microscopía de epifluorescencia con irradiación UV, microscopía de infrarrojo y microanálisis Raman. En las pelitas se determinaron S y C orgánico e inorgánico e isótopos de d³⁴S.

Resultados. Las inclusiones en la dolomita son bifásicas y algunas con fluorescencia amarillo dorado. Sus Th oscilaron entre 130/140°C y los eu-técticos entre –20 y –55ºC debido a la presencia de Ca²⁺, Mg²⁺ y Na⁺. Las temperaturas de fusión variaron entre –19 º/ –25ºC indicando salinidades entre 21/ 26%. Los valores de d¹³ C _(PDB) entre -2,9/ -9⁰/₀₀, mientras que los de d¹⁸O _(PDB) entre -2,6 /- 4⁰/₀₀. En la esfalerita se halló agua y casi ausencia de N₂, CO₂, SH₂ y CH_4. En muestras existen evidencias de SH^- y una mayor proporción de agua. Otras inclusiones tienen escaso N₂ con ausencia de CO₂, SH₂ y CH₄ y con CH₄ en el vapor. La Th varió entre 60/ 160ºC.

Interpretación y Discusión. La dolomita se generó por disolución de una caliza con participación de C orgánico similar al de las pelitas. La dolomita barroca precipitó entre 130 /140 ºC, a partir de un fluido con presencia de compuestos orgánicos. La dolomita diáfana se generó a partir de un fluido cuya temperatura era similar pero sus salinidades mayores al 20 %, con contenidos de Ca²⁺, Mg²⁺ y Na⁺. La esfalerita precipitó a partir de un fluido acuoso con ausencia de H₂S, CO₂, N₂ y H₄C. Los isótopos de S indican un origen cortical del S. Para explicar el origen de este tipo de depósitos existen tres modelos de transporte y precipitación (Anderson y Mcqueen 1982). En el primero el S reducido y los metales viajan juntos y la precipitación se da por cambios de pH, dilución o enfriamiento; en el segundo el S está presente como sulfato y en el tercero el S no está presente en el fluido. No existen argumentos para sostener la primera hipótesis debido a que no existen cambios de pH dado que la esfalerita tiene contactos netos con la dolomita. Los sulfuros deberían precipitar en rangos de pH muy ácido y los carbonatos no serían estables. No se produjo una dilución porque la salinidad del fluido fue constante y si la precipitación hubiera ocurrido por enfriamiento, la dolomita se habría solubilizado. La segunda hipótesis implica la reducción del sulfato. Las inclusiones no registran la presencia importante de S y no se hallaron ni anhidrita ni baritina comunes con este mecanismo de precipitación. En la tercera hipótesis el fluido transporta metales y precipita en el lugar donde encuentra S. Es normal la presencia de H₂S en rocas generadoras de hidrocarburos y hasta podrían generarse simultáneamente con la llegada de los fluidos. El tamaño de los cristales de esfalerita y la inexistencia de texturas coloformes implican una precipìtación lenta.

Conclusión. La mineralización fue generada por fluidos cuencales a temperaturas entre 60 y 160°C, con evidencias de la participación de componentes orgánicos y azufre. Los isótopos de C muestran un origen de C orgánico que no corresponde a las calizas. La precipitación de los sulfu-ros se produjo por una mezcla lenta de fluidos portadores de metal con vapores de S generados a partir del calentamiento de materia orgánica durante el soterramiento de la pila sedimentaria.

BIBLIOGRAFÍA

Anderson, G.M. y Macqueen, R.W. 1982. Ore depo-sit models-6. Mississippi Valley-type lead-zinc deposits: Geoscience Canada, v. 9, p. 107-117.

 

ESTUDIO DE LAS INCLUSIONES SILICATADAS DEL METEORITO “HUCHU PAYANA”

Gerarduzzi María F. ; Varela María E. ICATE-CONICET, Av. España 1512 Sur, San Juan J5402DSP, Argentina.

Resumen. El meteorito de hierro “Huchu Payana”, con una masa total de 6,8 kg, fue recolectado en el año 1997 en la Provincia de Santiago del Estero, Argentina (Latitud 27°472 043 S – Longitud 64°162 013 O). A fin de estudiar sus inclusiones silicatadas, se elaboraron 2 secciones pulidas, denominadas “Muestra Rectangular” (MR) y “Muestra Triangular” (MT), a partir de una pieza donada al “Instituto de Ciencias Astronómicas de la Tierra y del Espacio” (ICATE). Las muestras se componen de metal, en el que se incluyen masas silicatadas de diversos tamaños. El estudio petrográfico de los minerales mayoritarios (ej. olivinos, piroxenos, pla-gioclasas) en cada una de estas inclusiones mostró que se caracterizan por tener una distribución heterogénea de estos minerales. Asimismo, la composición química de los minerales ferro-magnesia-nos permite establecer una clara relación de estas inclusiones con los acondritos primitivos: las wino-naitas y lodranitas. Además, el bajo contenido de FeO que caracteriza a los olivinos y piroxenos de las inclusiones “Huchu Payana” es intermedio al que muestran estos minerales en las condritas de enstatita (E3) y las condritas ordinarias de tipo H.

Palabras clave. “Huchu Payana”, meteorito de hierro tipo IAB, inclusiones silicatadas, acondrita primitiva, condritas ordinarias.

Abstract. The “Huchu Payana” iron meteorite with a mass of 6,8 kg, was collected in 1997 in the province of Santiago del Estero, Argentina (Latitude 27°472 043 S, Length 64°162 01 W). In order to study its silicate inclusions, 2 polished sections, from here on named “Muestra Triangular” (MT) and “Muestra Rectangular” (MR), were made from a donated sample granted to the “Instituto de Ciencias Astronómicas de la Tierra y del Espacio” (ICATE). The samples are composed of metal, in which silicate inclusions of variable sizes are in-cluded. The petrographic study of the major miner-als (eg. olivines, pyroxenes, plagioclases) in each of these inclusions has shown that they are char-acterized by a heterogeneous distribution of these minerals. Additionally, the chemical composition of the ferromagnesian minerals allows to establish a clear relationship of these inclusions with the prim-itive achondrites: winonaites and lodranites. The low FeO content which characterizes olivine and pyroxene of the “Huchu Payana” inclusions is inter-mediate to that shown in these minerals in E3 chon-drites and H-type ordinary chondrites.

Key words. “Huchu Payana”, IAB iron meteori-tes, silicate inclusions, primitive achondrite, ordinary chondrites.

1. Introducción. El meteorito “Huchu Payana”, con una masa total de 6,8 kg, correspondería a la gran masa principal de Campo de Cielo, y por lo tanto, forma parte de los meteoritos de hierro tipo IAB. En particular, los meteoritos de hierro tipo IAB son escasos y representan el 5,7% del total de caídas. Están compuestos mayoritariamente por metal (Fe-Ni) con amplios rangos en el contenido de níquel (5,5 a 60,8 % en peso) así como en las concentraciones de oligoelementos siderófilos (ej. Ga, Ge, Ir) (Choi et al., 1995; Wasson y Kallemeyn, 2002). Este tipo de meteoritos se caracterizan por tener inclusiones silicatadas. Estas últimas poseen características petrológicas y composición química global e isotópica (ej. isótopos de oxígeno) semejantes a los meteoritos condríticos (Bunch et al., 1970; Wasson, 1972; Benedix et al., 2000). Si bien su composición química es condrítica (y por lo tanto primitiva), las inclusiones silicatadas carecen de cóndrulas. Esto permite suponer que los silicatos pudieron haber sido expuestos a un proceso de fusión parcial, o haber experimentado una amplia recristalización (Benedix et al., 2000). El estudio de estas inclusiones silicatadas así como el metal que las contiene es de suma importancia dado que una asociación semejante, esto es, por un lado material primitivo (las inclusiones silicatadas) y por el otro material diferenciado (el metal), desafía la comprensión de los procesos evolutivos tempranos que dieron lugar a la formación de los planetesima-les y asteroides.

Figura 1. Mosaico fotográfico realizado con microscopio óptico del meteorito «Huchu Payana», en el que se muestran las áreas de estudio correspondientes a cada muestra: (A) Muestra Rectangular (MR) y (B) Muestra Triangular (MT).

 

Si bien todos los meteoritos revisten gran importancia, Campo de Cielo es muy particular para Argentina. La gran masa Campo de Cielo fue descubierta en el año 1576 por el Capitán Don Hernán Mexial, en la ciudad de Santiago del Estero. De las distintas masas que componen esta gran caída, el más renombrado es “El Chaco” (hallado en 1969 y extraído en 1980). Sus 37,4 toneladas lo convierten en el meteorito más grande caído en Argentina y el segundo más voluminoso del mundo después del meteorito “Hoba West” (Namibia), de 60 toneladas.

Figura 2. Distribución de fases minerales mayo-ritarias de las 4 inclusiones silicatadas analizadas correspondientes a la MT (1a, 1b, 4a y 4b). Nota: no se registraron análisis de clinopiroxenos en 1b ni 4a. No se registraron análisis de plagio-clasas en 4a.

 

2.   Metodología y técnicas analíticas. El análisis del presente meteorito requirió la elaboración de 2 secciones delgadas pulidas a las cuales nos referiremos de ahora en más como: Muestra Rectangular (MR) y Muestra Triangular (MT) (figura 1). Ambas fueron analizadas mediante microscopía óptica (microscopio óptico Olympus BX51) y análisis cuantitativos por microsonda electrónica (ARL-SEMQ equipada con cinco espectrómetros: 1 TAP, 2 LIF, 2 PET y configurada con estándares internacionales de silicatos y metales para el estudio de meteoritos). Ambos instrumentos pertenecientes a ICATE-San Juan. Las texturas de sulfuros fueron estudiadas mediante microscopía electrónica de barrido (SEM: ZEISS FE-SEM Óigma) en el laboratorio LAMARX (Universidad Nacional de Córdoba).

3.  Resultados. 3.1 Estudio Petrográfico. El análisis al microscopio óptico de las muestras (MT y MR) revela que ambas se encuentran constituidas por más del 50% de metal (Fe-Ni), el cual incluye cristales de cliftonita (grafito hexagonal) y presenta fracturas de espesores variables rellenas por óxidos, grafito y schreibersita ((Fe,Ni,Cr)₃P).

Las masas silicatadas están caracterizadas por una textura granoblástica gruesa, poseen tamaños variables, formas irregulares y bordes curvilíneos. En ellas se observan inclusiones de schreibersita, sulfuros, metal, grafito y óxidos primarios y secundarios. La morfología de los silicatos es variable a lo largo de las inclusiones: algunas de ellas presentan silicatos anhedrales de gran tamaño en el centro, mientras que en los bordes se desarrollan cristales euhedrales. En otros casos, están constituidas sólo por cristales euhedrales y subhedrales. El grafito se presenta con un espesor variable y es el que abarca la mayor superficie de delineado de las inclusiones, bordeando a algunas casi en su totalidad. Es usual que cuando se encuentra en contacto con el metal presente una textura que denominamos “espina de pez”, es decir, cristales orientados formando laminillas que confluyen en una línea guía que contornea el borde de la inclusión silicatada, mientras que en el interior de la inclusión conserva su hábito irregular. Por su parte, los sulfuros presentes en los bordes de las inclusiones, de color pardo claro, textura sacaroidea y de naturaleza monocristalina, presentan contactos convexos al metal, mostrando indicios de reacción con el mismo. El fosfuro (schrei-bersita) presenta fracturas triangulares características de este mineral y se dispone en los bordes de las inclusiones de forma irregular y discontinua, con contornos curvilíneos.

Tabla 1. Análisis representativos del rango composicional de los minerales mayoritarios de las inclusiones silicatadas estudiadas en el meteorito «Huchu Payana» (óxidos en % en peso).

	divinos		ortopiroxenos			clinopiroxenos			plagioclasas
	Inclusión AII MR	Inclusión 4a MT	Inclusión AII MR	Inclusión Ib MT		Inclusión B MR	Inclusión AII MR	Inclusión C MR		Inclusión 4b MT
Si02	41,40	41,75	52,98		55,71	55,71	54,12	64,21			63,73
A1203	0,00	0,00	0,21		0,16	0,94	0,80	23,51			23,30
Cr203	0,10	0,00	0,24		0,31	1,51	1,42	0,05			0,05
Ti02	0,02	0,00	0,20		0,25	0,64	0,70	0,09			0,06
FeO	5,59	4,51	12,90		4,40	2,19	1,77	0,36			1,34
MgO	51,30	52,37	31,98		36,17	17,17	17,92	0,00			0,11
MnO	0,45	0,36	0,54		0,56	0,35	0,25	0,00			0,25
CaO	0,02	0,02	0,84		0,59	21,95	20,67	3,16			2,08
Na20	0,00	0,00	0,05		0,09	0,75	0,78	6,44			11,08
K20	0,01	0,00	0,00		0,00	0,00	0,03	0,69			0,63
Total	98,89	99,01	99,94		98,24	101,21	98,46	98,51			102,63
Fo	94,24	95,39
Fa	5,76	4,61
En			80,31		92,59	50,24	53,06
Fs			18,17		6,32	3,60	2,94
Wo			1,52		1,09	46,17	44,00
Ab								78,66			90,60
An								21,34			9,40
Or								5,26			3,28

 

Figura 3. Composición de olivinos y piroxenos en las inclusiones silicatadas del meteorito «Huchu Payana» en comparación con los minerales en: (A) las condritas y (B) las acondritas primitivas. Fuente de datos para acondritas primitivas: McCoy et al. (1996), Mc Coy et al. (1997), Mittlefehldt et al. (1996), Benedix et al. (2000), Bunch et al. (1970), Ruzicka A.. Hutson M. (2009), y Benedix et al. (1998). Fuente de datos para condritas E3: Weisberg et al. (2011).

 

3.2. Análisis Químicos. Un total de 108 análisis distribuidos en forma representativa fueron realizados en el meteorito “Huchu Payana”; 67 de ellos correspondientes a la MR (compuesta por 5 inclusiones silicatadas principales), y 41 a la MT (compuesta por 4 inclusiones silicatadas principales).

Los análisis químicos de las inclusiones silicatadas destacan la presencia de 4 minerales mayo-ritarios en ambas muestras: olivinos ricos en magnesio (Fo_94.24 Fa_5.76 - Fo_95.39 Fa_4.61), piroxenos ricos en calcio (En50.24 Fs3.60 Wo46.17 - En53.06 Fs2.94 Wo44), bajos en calcio (En_80.31 Fs_18.17 Wo_1.52 - En_92.59 Fs_6.32 Wo_1.09) y plagioclasas ricas en sodio (Ab_78.66 -Ab_90.60), cuyos rangos composicionales se presentan en la Tabla 1.

3.3. Análisis de Heterogeneidad. Muestra Triangular (MT). Como puede observarse en la figura 2, en las 4 inclusiones analizadas la fase dominante es el ortopiroxeno (en proporciones mayores al 46%), y en menor medida las plagioclasas, las cuales se distribuyen en 3 de las 4 inclusiones. El mineral más escaso es el clinopiroxeno, el cual fue detectado sólo en 2 de las inclusiones y representa tan sólo un 11% de las fases mayoritarias. Los olivi-nos se presentan en las 4 inclusiones, en proporciones menores al 20% en todos los casos.

Muestra Rectangular (MR). En las 5 inclusiones silicatadas se observó la presencia de orto-piroxenos, siendo una fase dominante en 2 de ellas. Las plagioclasas constituyen el segundo mineral en orden de abundancia en 4 de las 5 inclusiones. El clinopiroxeno es el mineral más escaso en la totalidad de las inclusiones, hallándose sólo en 2 de ellas. Las 5 inclusiones presentan olivino en proporciones muy variables.

4. Discusión. Tal como se mencionó en la introducción, debido a su lugar de hallazgo, así como a las fases minerales que lo componen (ej. metal con inclusiones silicatadas), el meteorito “Hu-chu Payana” pertenece al grupo de meteoritos de hierro tipo IAB, y se considera correspondiente a la masa principal de Campo de Cielo. Sin embargo, para obtener una clasificación definitiva será necesaria la determinación del contenido en el metal de elementos siderófilos tales como Ga, Ge e Ir.

Las inclusiones silicatadas del meteorito “Hu-chu Payana” están caracterizadas por proporciones variables de las fases minerales (ej. porcentajes variables de ortopiroxenos, olivinos, plagiocla-sas y clinopiroxenos que componen las dos muestras MT y MR analizadas). Esta heterogeneidad caracteriza a las inclusiones silicatadas de los meteoritos de hierro de tipo IAB (Bunch et al., 1970).

Desde el punto de vista químico, los estudios realizados indican composiciones químicas consistentes con el grupo de meteoritos de hierro tipo IAB. Como puede observarse en la figura 3 A, los valores obtenidos de ferrosilita (Fs) y fayalita (Fa) para “Hu-chu Payana” se encuentran entre las composiciones típicas para las acapulcoitas - lodranitas y winonai-tas (clan de meteoritos pertenecientes al grupo de las acondritas primitivas). Por otra parte, si la comparación es efectuada con las composiciones que caracterizan a los olivinos y piroxenos de las con-dritas, “Huchu Payana” presenta relaciones Fs – Fa intermedias entre las condritas del tipo E3 (condritas de enstatita, Weisberg et al., 2011) y las condritas ordinarias (H) (figura 3 B). El hecho de que los minerales ferro-magnesianos se encuentren más próximos a las condritas de tipo E3 (figura 3 B) demuestra su mayor afinidad con los materiales primitivos formados en condiciones reductoras.

5 Conclusión. El análisis de las inclusiones silicatadas contenidas en los meteoritos de hierro tipo IAB es un vehículo fundamental para llegar a comprender los procesos formacionales que estuvieron involucrados en este tipo de meteoritos. Los silicatos presentes en las inclusiones de “Huchu Payana” evidencian que, cualquiera haya sido la naturaleza del proceso genético, éste no ocasionó alteraciones en su química primitiva (hecho que queda demostrado por su relación cercana tanto con los materiales condríticos como con aquellos

de tipo acondritos primitivos), y que las condiciones del ambiente formacional fueron reductoras.

Agradecimientos. Agradecemos al Sr. Eduardo Jawerbaum por la donación de la muestra de “Huchu Payana” y al Ing. Jorge Godoy por su asistencia con la microsonda electrónica. El soporte financiero fue recibido de la Agencia (PICT Nº 0142) y CONICET (PIP 063).

BIBLIOGRAFÍA

Benedix, G. K., McCoy, T. J., Keil, K., Bogard, D. D., Garrison, D. H. 1998. A petrologic and isoto-pic study of Winonaites: Evidence for early partial melting, brecciation, and metamor-phism. Geochimica et Cosmochimica. Acta 62, 2535-2553.

Benedix, G.K, McCoy, T.J., Keil, K., Love, S.G. 2000. A petrologic study of the IAB iron me-teorites: Constraints on the formation of the IAB-Winonaite parent body. Meteoritics and Planetary Science. 35, 1127-1141.

Bunch, T. E., Keil, K., Olsen, E. 1970. Mineralogy and petrology of silicate inclusions in iron me-teorites. Contribution to Mineralogy and Petro-logy. 25, 297-340.

Choi, B. G., Ouyang, X., Wasson, J. T. 1995. Clas-sification and origin of IAB and IIICD iron me-teorites. Geochimica et Cosmochimica. Acta 59, 593-612.

McCoy, T. J., Keil, K., Clayton, R. N., Mayeda, T. K., Bogard, D. D., Garrison, D. H., Huss, G.R., Hu-tcheon, I.D., Wieler, R. 1996. A petrologic, che-mical and isotopic study of Monument Draw and comparison with other acapulcoites: Evi-dence for formation by incipient partial mel-ting. Geochimica et Cosmochimica. Acta 60, 2681-2708.

McCoy, T. J., Keil, K., Clayton, R. N., Mayeda, T. K., Bogard, D. D., Garrison, D. H., Wieler, R. 1997. A petrologic and isotopic study of lodranites: Evidence for early formation as partial melt residues from heterogeneous precursors. Geochimica et Cosmochimica. Acta 61, 623-638.

Mittlefehldt, D.W., Lindstrom, M.M., Bogard, D.D., Garrison, D.H., Field, S.W. 1996. Acapulco-and Lodran-like achondrites: Petrology, geochemistry, chronology and origin. Geochi-mica et Cosmochimica. Acta 60, 867-882.

Ruzicka, A., Hutson, M. 2009. Comparative petrolo-gy of silicates in the Udei Station (IAB) and Miles (IIE) iron meteorites: Implications for the origin of silicate-bearing irons. Geochimica et Cosmochimica. Acta 74, 394-433.

Wasson, J. T. 1972. Parent-body models for the formation of iron meteorites. Proceeding of In-ternational Geological Congress. 24, 161-168.

Wasson, J. T., Kallemeyn, G. W. 2002. The IAB iron meteorite complex: A—group, five subgroups, numerous group lets, closely related, mainly formed by crystal segregation in rapidly cooling melts. Geochimica et Cosmochimica. Acta 66, 2445-2473.

Weisberg, M. K., Ebel, D. S., Connolly, H. C., Kita, N. T., Ushikubo, T. 2011. Petrology and oxy-gen isotope compositions of chondrules in E3 chondrites. Geochimica et Cosmochim. Acta 75, 6556-6569.