ARTICULOS

GEOQUÍMICA DE LA FORMACIÓN AUCA PAN EN LOS ALREDEDORES DEL LAGO HUECHULAFQUEN, PROVINCIA DE NEUQUÉN

 

Iannelli, Sofía B.; Fernández Paz, Lucía; Ramos, Miguel; Litvak, Vanesa D.; Folguera, Andrés Laboratorio de Tectónica Andina, IDEAN (Universidad de Buenos Aires-CONICET)

Resumen. La Formación Auca Pan, de edad oligocena superior, está caracterizada por lavas basálticas a andesíticas, autobrechas y rocas piro-clásticas. Los estudios geoquímicos muestran que este volcanismo está vinculado con un ambiente de arco con signatura calco-alcalina, desarrollado en el contexto de una corteza de espesor normal.

Palabras clave. Oligoceno Superior, arco volcánico, calco-alcalino.

Abstract. Oligocene Auca Pan Formation is characterized by basaltic to andesitic lavas, vol-canic breccias and pyroclastic rocks. Geochemical signature shows that this volcanism is related to a calk-alkaline arc setting, developed within the con-text of a crust of normal thickness.

Keywords. Upper Oligocene, volcanic arc, calk-alkaline.

Introducción. El volcanismo oligoceno-mioceno inferior en los Andes Norpatagónicos se encuentra representado por las secuencias incluidas como parte de la faja Andina de la Serie Andesítica (Feruglio 1927) que se extiende entre los 40°-42°LS (Rapela et al. 1988). Este cinturón volcánico comprende flujos lávicos de composición basáltica a andesítica, y rocas piroclásticas subordinadas, formalmente incluidas en la Formación Ventana en cercanías al lago Nahuel Huapi (González Bonorino y González Bonorino 1978, González Díaz 1979).

En los alrededores del lago Huechulafquen, se exponen secuencias de similar composición agrupadas en la Formación Auca Pan, correlacionables con la Formación Ventana (Turner 1973, Dalla Salda et al. 1981, Iannelli et al. 2015). Una reciente datación sobre un nivel basáltico en el margen norte del lago mencionado confirma la asignación de esta secuencia al intervalo Oligoceno-Mioceno inferior (K-Ar de 29,6 ± 1,2 Ma; Ramos et al. 2014).

En este trabajo, se presentan nuevos datos geoquímicos y una caracterización petrológica de las secuencias oligocenas relevadas en los alrededores del lago Heuchulafquen.

Petrografía y geoquímica. Las volcanitas de la Formación Auca Pan relevadas en la región en estudio han sido agrupadas en tres facies litológi-

cas: predominan los flujos lávicos basálticos, con subordinadas intercalaciones de autobrechas volcánicas y tobas vítreas (Iannelli et al. 2015).

Las facies lávicas corresponden a rocas de color negro, de grano fino y homogéneo, que bajo el microscopio poseen textura porfírica (65 %), compuestas por fenocristales de plagioclasa, clino-piroxeno, ortopiroxeno, olivina y minerales opacos; en una pasta intergranular a intersertal. Tanto los fenocristales de plagioclasa, en ocasiones cribada, como los de augita están frescos, mientras que la olivina está moderadamente alterada a iddingsita y bowlingita.

Las facies de brechas corresponden a lavas basálticas que conforman autobrechas de flujo. Estas son monomícticas, con autoclastos mal seleccionados, de textura porfírica con fenocristales de plagioclasa, clinopiroxenos y minerales opacos. Las facies de tobas vítreas comprenden rocas blanquecinas, con escasos cristaloclastos (1-2 mm) de biotita reemplazados por minerales opacos. Los vitroclastos son predominantes y correspondena trizas biaxonas y fragmentos pumíceos con moderado grado de soldadura y textura esferulítica. La matriz (85 %) está formada por ceniza y polvo volcánico, con textura felsítica, parcialmente alterada a arcillas.

Se realizaron análisis químicos de elementos mayoritarios y trazas en muestras de basaltos y tobas vítreas, en ActLabs, según metodologías del laboratorio (análisis Litho Research; www.actlabs. com).

Las volcanitas analizadas de la Formación Auca Pan se clasifican en la serie subalcalina, como basaltos a andesitas, según su contenido de SiO₂ (47 a 60 %), a excepción de la toba vítrea que corresponde a una riolita. Los elementos trazas normalizados muestran anomalías de enriquecimiento relativo de Th y de empobrecimiento relativo en Ta y Nb indicadores de su signatura de arco. En concordancia, las relaciones La/Ta > 25 y los altos valores de Ba/Ta > 538 también indicarían su ambiente de arco. El comportamiento de las relaciones FeO/MgO y álcalis, sumado a las relaciones Ta/Hf < 0,2 y los valores de Th/Hf > 0,37 implicaría una fuente con tendencia calcoalcalina. A su vez, los valores obtenidos para las relaciones La/Yb y Sr/Y describen que este magmatismo se habría desarrollado en el marco de una corteza de espesor normal (Profeta et al. 2015).

Conclusiones. El magmatismo oligoceno relevado en la zona de estudio se caracteriza por una asociación de lavas basálticas a andesíticas, auto-brechas y tobas vítreas. Estas coladas provendrían de fundidos generados en la cuña astenosférica, con influencia de fluidos derivados de la losa, equilibrados con fases residuales indicativas de bajas presiones. Esta secuencia de afinidad calco-alcalina representaría el magmatismo del margen andino de subducción durante el Oligoceno superior, para estas latitudes de los Andes Nordpatagónicos.

BIBLIOGRAFÍA

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PRIMERA MENCIÓN Y CARACTERIZACIÓN DE MICROCLINO NEGRO EN VETAS PEGMATÍTICAS DEL BASAMENTO DE LAS SIERRAS SEPTENTRIONALES DE LA PROVINCIA DE BUENOS AIRES

Lajoinie María F.^1,2; Canafoglia María E.^3,4; Lanfranchini Mabel E.^1,5 y Etcheverry Ricardo O.^{1, 2}

¹   Instituto de Recursos Minerales (INREMI) FCNyM-UNLP-CIC. Calle 64 esq. 120, La Plata (1900), Argentina. Tel/Fax: +54(0221)-422-5648. florencialajo@hotmail.com

²   Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas (CONICET).

³   Centro de Química Inorgánica (CEQUINOR) FCE-UNLP-CONICET.

⁴   Facultad de Ciencias Naturales y Museo. FCNyM UNLP.

⁵   Comisión de Investigaciones Científicas de la provincia de Buenos Aires (CICBA).

Resumen. El Cerro Guacho corresponde a uno de los asomos del basamento ígneo-metamórfi-co de las Sierras Septentrionales de la provincia de Buenos Aires. En este sector afloran rocas graníticas intruidas por vetas pegmatíticas cuya mineralogía está constituida por microclino + plagio-clasa + cuarzo + turmalina (chorlo). Entre estos minerales se destacan los cristales de microclino por su particular coloración gris oscura a negra. Estudios petrográficos realizados en estos últimos permitieron la identificación de pertitas de reemplazo de grano grueso y de numerosas inclusiones sólidas cuyos tamaños son inferiores a los 300 nm. El empleo de microscopía electrónica y la ejecución de estudios semicuantitativos a través de un detector EDAX revelaron que estas inclusiones corresponden a nanocristales de PbS (galena), ZnS (esfalerita), fluorapatita y baritina. Las inclusiones de sulfuros de metales base representan un rasgo particular en el microclino, que le otorgan la coloración oscura. Por otra parte, la presencia de los mencionados sulfuros constituye una nueva evidencia de actividad hidrotermal en este ámbito, que se suma a las reportadas por otros autores. Este proceso estaría evidenciando la circulación de fluidos magmáticos póstumos, asociados a fundidos anatécticos generados tras el intenso metamorfismo al que fueron sometidas estas rocas durante el Ciclo Transamazoniano.

Palabras clave. Sierras Septentrionales de la provincia de Buenos Aires, basamento, Paleoprote-rozoico, microclino negro, procesos hidrotermales.

Abstract. “First mention and characterization of black microcline in pegmatitic veins of the Sierras Septentrionales de la provincia de Buenos Aires basement”. The Guacho Hill constitutes an

outcropping portion of the igneous-metamorphic basement of the Sierras Septentrionales de la provincia de Buenos Aires. It comprises granitic rocks that host pegmatite veins which mineralogical com-position is: microcline + plagioclase + quartz + tour-maline (schorl). Among these minerals, the micro-cline is highlighted due to its dark, almost black color. Petrographic studies allowed recognizing coarse grain pertites of replacement origin and a big amount of very small (<300 nm) solid inclusions distributed in microcline crystals. Electronic micros-copy studies and semiquantitative analysis execut-ed by an EDAX detector revealed that solid inclu-sions correspond to nanocrystal of PbS (galena), ZnS (sphalerite), fluorapatite and barite. The above mentioned sulphide presence represents a particular feature and should give the dark colour to these crystals. On the other hand, it should also point out a hydrothermal fluid circulation, which could be linked to anatectic meltings formed due to intense metamorphism that occurred during Transa-mazonian Cycle.

Keywords. Sierras Septentrionales de la provincia de Buenos Aires, basement, Paleoprotero-zoic, black microcline, hydrothermal processes.

Introducción. Microclino, feldespato alcalino formador de una gran variedad de rocas, presenta una fórmula general: XZ₄O₈, donde X corresponde a Ba, Ca, K, Na, NH4, Sr y Z a Al, B y Si (Fleischer y Mandarino 1995). Típicamente presenta maclado en enrejado, clivaje perfecto según {001} en dos direcciones, muy bueno según {010} en dos direcciones y bueno según {110} en dos direcciones e intercrecimientos de albita exsuelta. Este mineral se presenta en diversas tonalidades claras tales como blanquecinas, amarillentas, rojizas, azuladas y grisáceas, mientras que los colores oscuros son poco frecuentes. En la presente contribución se realiza la primera mención de microclino negro identificado en vetas pegmatíticas del basamento de las Sierras Septentrionales de la provincia de Buenos Aires. Los estudios realizados contribuyen a la caracterización mineraloquímica de este feldespato y sus implicancias genéticas, con énfasis en las causas que originaron su coloración anómala.

Marco geológico. El basamento cristalino de las Sierras Septentrionales de la provincia de Buenos Aires o Sistema de Tandilia (figura 1a), denominado Complejo Buenos Aires (Marchese y Di Paola 1975), corresponde a una típica asociación ígneo-metamórfica compuesta principalmente por gneises granítico-tonalíticos, migmatitas, anfibolitas y pluto-nes graníticos y en menor proporción por mármoles, esquistos y diques de composición ácida y básica.

Su evolución tectonomagmática corresponde al Ciclo orogénico Transamazoniano que tuvo lugar entre los 2200-1800 Ma (Teruggi et al. 1973). Este Ciclo, atribuido a un episodio de colisión continental (Cingolani y Dalla Salda 2000), generó deformación, metamorfismo y anatexis de las rocas corticales provocando el consecuente emplazamiento de cuerpos graníticos. Entre los 1800 y 1600 Ma aconteció un estadio de régimen distensivo post-colisional (Cingolani 2010).

La cobertura sedimentaria (figura 1a) está compuesta por dos sucesiones: una calcárea y silico-clástica contemporánea con el Ciclo Brasiliano que comprende el Grupo Sierras Bayas (Dalla Salda e Iñiguez 1979 y Poiré 1987) y la Formación Cerro Negro (Iñiguez et al. 1989), y otra de composición silicoclástica que corresponde a la Formación Bal-carce (Dalla Salda e Iñiguez 1979) depositada durante el Paleozoico inferior (Ciclo Famatiniano).

Figura 1. a) Mapa geológico de las Sierras Septentrionales de la provincia de Buenos Aires (simplificado de Dalla Salda et al. 2005), donde se destaca la ubicación del área de estudio. b) Detalle de la geología del área y ubicación del Cerro Guacho, modificado de Lajoinie et al. (2013). c) Veta pegmatítica. d) Detalle de la mineralogía de las vetas. Abreviaturas minerales según Siivola y Schmid (2007).

 

El área de estudio se ubica en el Cerro Guacho, emplazado entre las localidades de Barker y Azucena (figura 1b). En este sector el microclino negro integra vetas pegmatíticas de origen ígneo (figura 1c), en paragénesis con plagioclasa, cuarzo y turmalina de variedad chorlo (Lajoinie et al. 2013 y Lajoinie 2015), figura 1d.

Metodología de trabajo. Se realizaron estudios petrográficos, análisis por microsonda electrónica y microscopía electrónica de barrido (MEB) con difracción de electrones secundarios (EDS). El microanálisis se realizó en centro, bordes y perfiles de cristales, con dos microsondas electrónicas: una Cameca, modelo Camebax SX 100, en el laboratorio de microanálisis del Servicio de Ciencia y Técnica de la Universidad de Oviedo, España y otra marca JEOL, modelo Superprobe JXA-8230, en el Laboratorio de Análisis de Materiales por Rayos X (LAMARX) de la Universidad Nacional de Córdoba. Se usó aceleración de corriente 20 y 15 kV, respectivamente, intensidad de corriente entre 10 y 20 nA, diámetro de haz de electrones entre 1 y 2 µm y estándares naturales convencionales. La microscopía electrónica de barrido se realizó con un

MEB (FEI Quanta 200) con filamento de tungsteno; se utilizaron electrones retrodispersados para la obtención de las micrografías. Para las determinaciones semi-cuantitativas EDS por microanálisis se utilizó un EDAX Detector Apollo 40 (LIMF-UNLP), a alto vacío.

Resultados. Los cristales de microclino presentan en muestra de mano color gris oscuro a negro y tamaños que oscilan entre 0,5 y 2 cm (figura 1d). Al microscopio, son subhedrales, con bordes irregulares, ocasionalmente reemplazados por plagioclasa y turmalina (figura 2a). Registran numerosas inclusiones sólidas, distribuidas casi uniformemente en todos los cristales (figura 2b). Poseen el típico maclado en enrejado, interrumpido por el desarrollo de pertitas “en llama” y “en bandas” de albita exsuelta (figura 2c). Algunas de estas bandas tienen buen desarrollo por lo que puede identificarse el maclado polisintético de plagioclasa y además la presencia de cristales de cuarzo que genera una textura mirmequítica (figura 2d). Algunos microclinos se encuentran englobando cristales más pequeños de plagioclasa y muscovita (textura poiquilítica).

Figura 2. Microclino: a) Con analizador, textura y mineralogía de la veta. b) Apariencia y distribución de las inclusiones de minerales opacos (sin analizador). c) Pertitas en «banda» y en «llama» (con analizador). d) Exsolución de plagioclasa en cristal de microclino con inclusiones de cuarzo mostrando una textura mirmequítica. Abreviaturas minerales según Siivola y Schmid (2007).

 

Tabla 1. Composición química promedio de los cristales de microclino, obtenida mediante microsonda electrónica. TiO₂, Cr₂O₃, MnO y SrO presentan valor igual a 0.

Óxido	Si02	Al203	FeO	MgO	CaO	K20	Na20	BaO	P2O5
% promedio	65,05	19,09	0,01	0,00	0,02	15,21	0,36	0,14	0,13

Los valores composicionales promedio obtenidos por microsonda electrónica (Tabla 1) permitieron definir la siguiente fórmula química: (Na_0,02Ca_0,01 Ba_0,03K_0,94) Al_0,69Si_3,31O₈. Además, el análisis de los perfiles realizados en los cristales de microclino (no mostrados en el presente trabajo), permitió determinar una fluctuación en los contenidos de óxidos mayoritarios (como Na) y minoritarios y además correlacionar los mayores contenidos de Ca con los de P₂O₅.

Los estudios MEB posibilitaron la identificación de las inclusiones de nanocristales de PbS (galena, figuras 3a y b) y ZnS (esfalerita, figuras 3c y d). Los elementos constituyentes de estos minerales no pudieron ser determinados por microsonda electrónica debido a que el tamaño de los cristales es aproximadamente 2000 veces menor que la apertu-

ra del haz del instrumento. En este sentido, la identificación de microcristales de fluorapatita mediante MEB permitió interpretar los resultados que habían sido previamente establecidos por microsonda electrónica. Otro mineral accesorio identificado fue baritina, cuyos cristales poseen dimensiones mayores, del orden de los 300 nm en promedio.

Discusión. La identificación de pertitas en los cristales de microclino es indicadora de procesos de desmezcla en estado sólido de feldespato potásico y albita, al dejar de ser miscibles por un descenso lento de la temperatura. Sin embargo, las pertitas de grano grueso (como en este caso), se formaron por alteración postmagmática, en la que la albita secundaria debió haber invadido al feldespato potásico por sus bordes en forma de “llamas” o “bandas”. Éstas son las denominadas pertitas de reemplazo o formadas por procesos de albitiza-ción, que pueden generarse sin cambios significativos en el quimismo del cristal en un sistema esencialmente cerrado, o bien por la circulación de fluidos en un sistema abierto (Castro Dorado 2015). De acuerdo al análisis de los datos químicos obtenidos de tres cristales de microclino y a la presencia de nanocristales de sulfuros de metales base puede interpretarse que estos se formaron a partir de la participación de pulsos de fluidos hidrotermales coloidales (de acuerdo al tamaño de los cristales) cuya naturaleza se encuentra aún en estudio. Sin embargo, cabe destacar que otros autores han mencionado evidencias de actividad hidrotermal en el basamento de las Sierras Septentrionales de la provincia de Buenos Aires (Quartino y Villar Fabre 1967, Marchese y Di Paola 1975 y Dristas y Frisi-cale 1984), así como la presencia de manifestaciones metalíferas hidrotermales. Echeveste y Fernández (1994) determinaron una paragénesis integrada por sulfuros de Fe, Ni, Cu, Co asociados a óxidos de Fe-Ti, en diques básicos proterozoicos de la cantera San Luis, mientras que Coriale et al. (2011) identificaron también en el área de Tandil, sulfuros de Cu, Zn, Pb y Fe (calcopirita, esfalerita, galena y pirita) en vetillas de cuarzo y calcita.

Figura 3. Galena: a) micrografía de nanocristales y b) ajuste de la determinación de EDS. Esfalerita: c) micrografía de nanocristales y d) Gráfica de EDS.

 

Las inclusiones sólidas pueden otorgar coloraciones anómalas a los minerales. En este sentido, y dentro de las escasas citas existentes a nivel mundial de feldespatos oscuros, Cucurella et al. (2005) reportan la presencia de albitas negras en rocas volcánicas del distrito minero de Punitaqui (Chile). La coloración de estas plagioclasas es generada por la presencia de cristales micrométricos de magnetita que son atribuidos a la actividad hidrotermal existente en la zona y son considerados como un rasgo mineralógico de valor prospectivo.

Conclusiones. Las inclusiones de nanocrista-les de galena y esfalerita y de finas láminas de mica identificadas representan un rasgo particular en los cristales de microclino, que le otorgan la coloración gris oscura a negra.

La presencia de sulfuros de metales base en microclino es una nueva evidencia de actividad hidrotermal en este ámbito, que se suma a las reportadas por otros autores. Este proceso representaría un episodio póstumo del magmatismo que le sucedió al intenso metamorfismo acontecido en la región durante el Ciclo Transamazoniano. Este aporte contribuye al conocimiento de la evolución del basamento de la provincia de Buenos Aires.

Agradecimientos. La presente investigación fue financiada con subsidios de la Comisión de Investigaciones Científicas de la Provincia de Buenos Aires (CICBA) y por la Universidad Nacional de La Plata (proyectos 11N-617 y 11N-716). Expresamos

nuestro agradecimiento al Dr. Julio Oyarzabal por la revisión del manuscrito.

BIBLIOGRAFÍA

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MINERALOGÍA DE LOS RELLENOS VESICULARES DE LA SECUENCIA BASÁLTICA ENTRE BAJADA DEL DIABLO Y MARRA-CÓ, CHUBUT

Leal Pablo R.^1,2; Remesal Marcela^1,2; Salani Flavia M.^1,2; Cordenons Pablo D.^1,2

¹   Departamento de Ciencias Geológicas, UBA.

²   IGEBA, CONICET-UBA, ciudad de Buenos Aires.

Resumen. En este trabajo se describen las texturas y la mineralogía de la secuencia volcánica de edad eocena que aflora entre Bajada del Diablo y Marra-Có, Chubut. La misma se compone de basaltos alcalinos donde se reconocen tres niveles texturalmente distintos. Los niveles superiores se caracterizan por la presencia de minerales secundarios entre los que destacan amígdalas rellenas de ceolitas con un notorio predominio de agregados aciculares de natrolita. Esta especie representa no solo el último pulso de relleno sino también el más importante. El estado de alteración de los minerales primarios y la paragénesis secundaria que rellena a las cavidades de los basaltos evidencian el desarrollo de un proceso de alteración hidrotermal con temperaturas inferiores a los 100°C y baja actividad de SiO₂.

Palabras Clave. Bajada del Diablo, Marra-Có, Pilquiniyeu, natrolita.

Abstract. In this contribution we describe the textures and the mineralogy of eocene volcanic sequences from Bajada del Diablo and Marra-Có, Chubut province. They are composed of alkali ba-salt with three different sections. The two upper ones are characterized by the occurrence of sec-ondary minerals among which amygdules filled by fibrous aggregates of natrolite are the most com-mon ones. This species not only represents the last mineral precipitation but also the most important one. The alteration assemblages of primary miner-als as well as the secondary assemblages, that fill each basalts’ cavities, suggest a very low-grade hydrothermal alteration with temperatures lower than 100°C and low silica activity.

Keywords. Bajada del Diablo, Marra-Có, Pilqui-niyeu, natrolite.

Introducción. Los flujos lávicos, así como los lagos de lavas y las intrusiones poco profundas, suelen ser vesiculares. Bajo condiciones de baja presión y/o con altos contenidos de volátiles se puede producir una segregación física de la mezcla (fundido+cristales+gas) dando lugar a vesiculación. De acuerdo a la velocidad relativa de nucleación de burbujas y consecuente vesiculación del magma que cristaliza, ocurren distintas situaciones. Si la vesiculación comienza antes que la cristalización forme un entramado rígido, o bien el gas se incrementa rápidamente en relación al volumen de cristales, la fase gaseosa se expande rápidamente. Las cavidades de las vesículas pueden estar rellenas con el residuo magmático de la roca que cristaliza y en particular con la etapa de cristalización de la pasta.

Figura 1. Plateau de Somún Curá, la ubicación del perfil de Marra-Có está señalada con un punto rojo.

 

En este trabajo se estudia una secuencia de basaltos vesiculares y amigdaloides que afloran en el límite sur de la sierra de los Chacays (42°51’50.00"S; 67°26’6.60"O), en el extremo sudoeste del Plateau de Somún Curá (figura 1). Se realiza la descripción morfológica y petrográfica de los flujos, se determinan las características del material de relleno de las vesículas y se proponen las posibles alternativas de formación.

Metodología. Los resultados mineralógicos y petrográficos en los que se basa el trabajo fueron obtenidos mediante técnicas estándares de las cuales sólo dos requieren especificaciones. El análisis por difracción de rayos X de polvo se realizó en dependencias del Instituto de Tecnología Minera (INTE-MIN) utilizando un difractómetro Philips, modelo X’Pert MPD, con radiación de Cu-Ká, a 40Kv/40mA, y colimadores de divergencia de 1º, de recepción de 0,1 mm y monocromador secundario de grafito. El patrón de difracción fue tomado para un rango de 2è entre 4° y 70° en pasos de 0,01º/7s utilizando un porta-muestra circular y giratorio, de fondo cero. El análisis de los datos se llevó a cabo a través del programa High Score Plus de Panalytical con la base de datos PDF del ICDD Año 2001.

Los análisis químicos se obtuvieron en el Centro de Microscopía Avanzada de la Universidad de Buenos Aires. Una vez metalizadas las muestras con oro se utilizó un microscopio Field Emission SEM (FE-SEM) (Zeiss-Supra 40) con un detector de EDS (energy dispersing spectroscopy) marca Oxford Instruments modelo Inca X-Sight. Este equipo es capaz de detectar concentraciones de hasta 0,1% de cada elemento con un volumen de interacción mínimo de 1 µm³. En cuanto a las condiciones analíticas, se utilizó un voltaje de aceleración de 20 kV y un haz de electrones de diámetro cercano a 1 nm.

Antecedentes. Existen pocas referencias geológicas a esta región. Las menciones más destacadas corresponden a las observaciones realizadas por Ardolino y Franchi (1996) en la Hoja Sierra de Apas, donde presentan una descripción general de la estratigrafía en la sierra de La Colonia y alrededores al sur de la sierra de Los Chacays.

Descripción de la secuencia. La secuencia analizada aflora desde Bajada del Diablo, en el entorno de la sierra de la Colonia, hasta el denominado Cañadón Trapaluco en una faja de rumbo SO-NE (figura 2a). Está integrada por flujos lávicos básicos alcalinos, intercalados con depósitos del Grupo Sarmiento, que descansan sobre pelitas verdosas de la Formación La Colonia, del Cretácico superior (Senoniano) y están cubiertos por depósitos pliocenos de la Formación Pampa Sastre.

La secuencia del Grupo Sarmiento en este sector fue detallada por Ardolino y Franchi (1996) en varios perfiles donde reconocieron bancos cho-

níticos, lapillíticos, tobáceos, ignimbríticos, así como niveles pelíticos, psammíticos y psefíticos con participación piroclástica. En el área de estudio, se encuentran tobas vítreas compuestas mayormente por trizas de pared de burbuja y en menor proporción pumíceas, fragmentos de cristales de plagio-clasa y escaso piroxeno. El grado de preservación de los feldespatos y la presencia de piroxeno podría estar indicando la proximidad del centro eruptivo y escaso retrabajo del depósito.

Dichos flujos lávicos básicos alcalinos se correlacionan con las efusiones del Basalto Pilquini-yeu de edad eocena que constituyen efusiones anteriores al emplazamiento del magmatismo que formó el Plateau de Somún Curá (figura 2a).

Basalto Pilquiniyeu. Integra el sector inferior del perfil descripto por Ardolino y Franchi (1996). El primer tramo (nivel M1), en contacto con depósitos del Grupo Sarmiento, es un basalto lajoso, de grano fino a medio. Luego de un tramo cubierto de 3 metros, aparece el segundo nivel M2, de 5 metros de espesor; es masivo con pequeñas amígdalas y grandes cristales de olivina. Dentro de este nivel masivo se pueden reconocer tres horizontes amig-daloides (figuras 2b y c), que en general promedian los 20 cm de espesor; conectados a canales verticales, algunos más delgados se curvan y en ocasiones se ramifican. Luego de un metro cubierto remata la secuencia un nivel superior de 2 metros de espesor (M3), con incipiente disyunción colum-nar y con lajosidad. El mismo se distingue por la presencia de venillas de color marrón.

En el faldeo se reconocen amígdalas y rellenos que aparecen sueltos por acción de la meteorización mecánica de los flujos, destacándose formas esféricas de varios centímetros (figuras 2.d, e y f).

En cuanto a su petrografía dichos niveles se componen de rocas de grano medio con textura porfíricas según olivina. Los cristales de olivina de mayor tamaño tienen evidencias de desequilibrio y son considerados xenocristales. Estos cristales tienen contornos corroídos y engolfados, extinción ondulosa y fracturas. Son ricos en inclusiones tanto fluidas (burbujas) como cristalinas (espinelos de color marrón y opacos, euhedrales). El principal mineral de alteración de la olivina es bowlingita que rellena sus fracturas. La olivina suele tener contornos marcados por crecimiento de clinopiroxeno castaño en continuidad óptica.

La pasta está integrada por plagioclasa de mayor tamaño que los minerales máficos, está macla-da y tiene evidencias texturales de alteración en ceolitas que se infiltran en fracturas. El clinopiroxe-no es castaño hasta rosado, subordinado en tamaño y cantidad a la olivina y minerales opacos. Los minerales opacos tiene formas “robustas” euhe-drales y de crecimiento esquelético. Hay una segunda generación de cristales de minerales opacos que tiene formas alargadas, aciculares que cristalizan a partir de parches vítreos. Intersticial-mente también cristalizan apatita, ceolitas y micas de fuerte coloración anaranjada.

De acuerdo a los datos preliminares estas rocas tienen bajo porcentaje de sílice (45%) y alto álcalis (>4%), clasificando entre basaltos alcalinos y basanitas.

Origen de la vesiculación. El proceso involucrado en el emplazamiento de flujos de lava en

sectores de baja pendiente como el que caracteriza esta secuencia es la inflación. Los flujos inflados o de crecimiento endógeno, responden al continuo suministro de fundido en un flujo cuyo frente desarrolló una corteza que sirve de barrera. La despresurización por la apertura de canales en el frente de los lóbulos lleva a una inflación continua y también permite el desarrollo de los pulsos de vesiculación en la lava. Las primeras burbujas son atrapadas por la corteza en crecimiento para formar vesículas que definen la extensión de la corte-      canzan la base de la corteza superior del flujo. za. Durante la etapa de estancamiento las burbujas      Estas láminas y/o canales constituyen vesículas de remanentes ascienden favorecidas por su menor      segregación. De acuerdo a la estructura interna de densidad formando canales verticales y expandién-      un flujo inflado (Self et al. 1998) M1, 2 y 3 corres-dose como láminas o capas vesiculadas que alponderían a la zona basal, central y superior respectivamente. Mientras la corteza superior tiene amígdalas aisladas, la zona central o núcleo es mayormente densa y presenta las típicas vesículas de segregación.

Figura 2. a) vista de la secuencia de basaltos, en la barda entre Bajada del Diablo y Marra-Có. En la base afloran pelitas de la Formación La Colonia. Intercalados en los depósitos del Grupo Sarmiento, los flujos de lava del Basalto Pilquiniyeu; b,c) fotografías de detalle de niveles con burbujas de segregación que forman las amígdalas; d,e,f) muestras del faldeo donde se concentran los rellenos de amígdalas desagregados por acción de la meteorización mecánica.

 

Figura 3. a,b,c) fotografías bajo lupa de los agregados aciculares de ceolitas; d) fotografía bajo microscopía óptica donde se observa el intercrecimiento de agregados radiales; e) fotografía en la que se evidencia el crecimiento por pulsos; f) imagen de microscopía electrónica del mismo crecimiento por pulsos; g,h) fotografía bajo microscopía óptica donde se observan diminutas láminas entre los intersticios de los prismas aciculares de ceolitas; i) imagen de microscopía electrónica de dichos agregados laminares que se hallan en equilibrio con las ceolitas; j,k,l) imagen de microscopía electrónica que evidencian las formas cristalográficas que presentan los cristales de natrolita.

 

Caracterización de las vesículas y sus rellenos. En la secuencia basáltica estudiada se identificaron cavidades y vesículas de segregación rellenas. No obstante, las formas y los rellenos varían para cada uno de los niveles descriptos.

En la parte basal del flujo (M1) los rellenos aparecen en cavidades irregulares, con tres pulsos: arcilla (celadonita) + mica (pleocroica, láminas) + analcima.

En los niveles de segregación intermedios (M2) hay mayor cantidad de rellenos en: a- cavidades irregulares con analcima y ceolitas aciculares. b-Vesículas esféricas parcialmente rellenas con un primer pulso delgado de arcillas (celadonita?), ceo-litas tabulares, en drusas, algo de carbonato en cristales pequeños o terroso.

Por último, en la zona superior del flujo (M3), las vesículas son más irregulares con pulsos de rellenos carbonáticos en cristales bien desarrolla-

dos y ceolitas aciculares que cierran completamente la cavidad.

Dada la notoria abundancia de dichos agregados de ceolitas aciculares, en los niveles M2 y M3, se realizó un estudio mineralógico orientado a la identificación de la especie para obtener mayores precisiones respecto de las condiciones de formación y determinar su potencial como recurso no renovable. En todos los casos las cavidades mayores se encuentran rellenas por un agregado radial de color blanco formado por cristales incoloros de hábito fibroso (figuras 3a-c). Estos agregados alcanzan diámetros mayores a un centímetro y, en algunos casos, presentan su superficie teñida de tonalidades anaranjadas. Los cristales que componen a los agregados se agrupan en forma de racimos radiales que se superponen unos respecto de otros (figuras 3b, d). Las secciones transversales de estos agregados radiales prueban el crecimiento en pulsos puesto que los prismas alcanzan largos de aproximadamente un milímetro y luego de un hiato son seguidos por una nueva generación de individuos que crecen sobre la superficie que generan los extremos de sus antecesores (figuras 3e, f).

Tabla 1. Análisis de tales analizados.

fluorescencia de rayos X sobre cuatro cris-

Mineral Muestra		Natrolita			Micas + Natrolita
	TH100C	TH100D	RAIC	R5	TH100B
0	55,0	49,8	59,1	62,3	57,7
Si	20,8	25,1 14,8	17,4 11,8	14,8	20,0
A\_______ Fe""	12,5			10,4 nd nd nd	10,8 1,31
	n.d.	n.d.	nd
Mg	n.d.	n.d.	nd		1,51 0,6
Ca	n.d.	n.d.	0,2
Na	11,7	10,3	11,6	12,4	7,9 0,2
K	n.d.	n.d.	nd	nd
Total	100,0	100,0	100,0	100,0	100,0
ÁF"		80 0
	24,4	25,2	23,0	22,2
	15,2	15,5	16,2	16,2
Fe	0,0	0,0 0,0	__0,0 0,0	0,0 0,0 0,0 22,7
Mg______ Ca	0,0
	0,0	0,0	0,2
Na	16,8	12,7	18,7
Si/AI=	1,6	1,6 1,4 1,4
*E%=	-9,5	22,2 -15,2 -28,6
**Ts¡=	0,62	0,62 0,59 0,58

*E%=((AI+Fe)-(Li+Na+K)-2(Mg+Ca+Sr+Ba)) /((Li+Na+K)+2(Mg+Ca+Sr+Ba))x100 según Gottardi y Galli (1985). **Tsi=Si/(Si+AI)

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Muestra analizada			Albertietal.(19	32)
Posición	Espaciado Int	Relat.	Espaciado Int. R	elat.
[°29]	"d" [A]	[%]	"d" [A] [°/	]
13,6517	6,48117	55,59	6,53	74
15,1414	5,84668	89,86	5,88	36
19,1602	4,62848	27,40	4,66	35
19,4607	4,55767	20,37	4,59 4,39	30 58
20,3954	4,35087	82,24	4,35	70
21,5183	4,12629	35,33	4,15	42
21,7257	4,08736	25,01	4,11	37
24,5805	3,61873	1,78	3.622	2
27,4026	3,25212	4,93	3.261	12
28,0348	3,18021	46,75	3.192	42
28,3476	3,14583	50,60	3.151	52
28,8421	3,09300	36,70	3.098	29
30,4624	2,93208	46,89	2.939	36
30,9017	2,89138	6,36	2.897	9
31,3349	2,85239	100,00	2.863	80
31,5300	2,83519	B1.51	2.844	74
34,9149	2,56768	20,77	2.582 2.570 2.552	43 71 16
36,8529	2,43699	18,05	2.448	88
37,3381	2,40642	15,75	2.410 2.331	86 15
38,8706	2,31500	11,27	2.318	37
39,3872	2,28582	3,28	2.288	18
39,5162	2,27866	3,73	2.260	36
39,9726	2,25368	7,01	2.239	7
40,3190	2,23512	3,87	2.222	7
41,2174	2,18845	14,15	2.194	58
41,5292	2,17274	18,04	2.177	100
43,6874	2,07027	0,86	2.076	11
44,1050	2,05163	5,58	2.053	27
44,2287	2,04618	4,56
44,5967	2,03015	0,38
44,7023	2,02560	0,44
44,9513	2,01496	0,73
46,3478	1,95744	4,73
47,0056	1,93157	0,91	1.933	23
48,0014	1,89380	0,27	1.883	21
48,5303	1,87439	8,80
49,2855	1,84742	1,20
50,0735	1,82018	5,82
50,6242	1,80166	15,86
50,9224	1,79181	11,75
52,1729	1,75177	4,89
52,6090	1,73827	4,16
53,1776	1,72101	8,90
53,8160	1,70210	5,98
54,6174	1,67900	3,39
55,8298	1,64538	5,67
56,3972	1,63016	6,49
56,8151	1,61916	7,05
57,3330	1,60576	5,84
57,6710	1,59715	4,87
58,6670	1,57238	3,45
60,4994	1,52907	6,04
60,5561	1,52777	5,99
61,3232	1,51049	1,09
61,8757	1,49832	0,72
62,4208	1,48654	0,82
63,2875	1,46825	2,82
63,6511	1,46074	10,09
64,2473	1,44862	1,89
64,9832	1,43398	1,58
65,9360	1,41555	3,39
67,5314	1,38593	5,52
67,7704	1,38163	5,45
68.5016	1.36865	1.10

Tabla 2 (izq.). Patrón de difracción de rayos X obtenido sobre un concentrado de ceolitas. Las columnas de la derecha muestran el patrón de natrolita.

Las observaciones ópticas a distintas escalas dan prueba suficiente de que los cristales de natrolita solo se hallan en equilibrio con agregados microscópicos de minerales laminares que destacan por su birre-fringencia de segundo orden. Los mismos se hospedan entre los intersticios de los cristales prismáticos y no superan los 60 mm razón por la cual solo se observan mediante el uso de microscopía óptica (figura 3g, h) o microscopía electrónica de barrido (figura 3i). Su hábito laminar y las propiedades ópticas sugieren que se componen de paquetes de micas que solo representan una fase minoritaria y de cristalización esporádica respecto del período de formación de la ceolita.

Los cristales de ceolitas poseen formas prismáticas pseudotetragonales cuyos extremos se cierran mediante bipirámides (figura 3j). Esta morfología corresponde a las combinación de las formas {110} y {111} respectivamente que resultan las más frecuentes en los cristales de natrolita (Gottardi y Galli 1985) (figura 3k, l). En ninguno de los ejemplares observados se encontraron los pina-coides {100} y {010} u otras de las formas menos comunes. En cuanto a sus propiedades ópticas los agregados observados evidencian birrefringencia gris de primer orden, extinciones rectas, relieve bajo y elongación positiva; características todas que se condicen con las propiedades de la mencionada ceolita.

Para determinar la composición química de los cristales de ceolitas se realizaron análisis mediante fluorescencia de rayos X. Los resultados evidencian que las mismas corresponden al grupo de las ceolitas sódicas cuya fórmula unidad contiene 80 átomos de oxígenos (Tabla 1). El balance de masas que resulta sobre la base de dicha cantidad de oxígenos por fórmula unidad coincide con la composición de la natrolita, la tetranatrolita o la paranatrolita que pertenecen al grupo de las ceolitas fibrosas de la clasificación de Gottardi y Galli (1985). El elevado error (E%) propuesto por Gottardi y Galli (1985) para estimar la exactitud del análisis (Tabla 1) se adjudica a la baja precisión en la determinación de elementos livianos como el Na del instrumental empleado. No obstante, la presencia de dicho catión como único elemento estructural sustenta la composición determinada.

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Cabe destacar que los análisis debieron realizarse en áreas muy pequeñas para evitar la fluorescencia de pequeños cristales de hábito laminar que ocupan los intersticios de los cristales (figura 3.i). El análisis TH100B (Tabla 1) fue realizado ex profeso sobre la cara de un cristal de ceolita con varios agregados laminares sobre la misma (figura 3.i). El espectro obtenido evidencia la presencia de K, Mg, Fe, Cl y C, además de los cationes propios de las ceolitas, lo cual se condice con las pequeñas láminas de micas observadas mediante microscopía óptica.

Para descartar cualquier duda, se realizó también un concentrado bajo lupa binocular de agregados tan puros como la escala de observación lo permitió para obtener el patrón de difracción de sus cristales. La tabla 2 detalla las intensidades (I) que corresponden a cada espaciado cristalino (d) en comparación con el patrón obtenido por Alberti et al. (1982). El espectro de difracción permite confirmar la presencia de natrolita como especie predominante. Las sutiles diferencias entre el patrón obtenido y los antecedentes de la misma especie pueden ser consecuencia de variaciones en el contenido de agua y/o de la temperatura de formación (Wang y Bish 2008).

Discusiones y Conclusiones. La secuencia basáltica del sector de Marra-Có es interpretada como flujos basálticos inflados en los cuales se destaca la abundancia de vesículas de segregación, que se distribuyen principalmente como horizontes o canales con importante continuidad lateral y ramificaciones. Estos horizontes, de 15 a 20cm de espesor, constituyeron las vías principales de circulación de soluciones hidrotermales que precipitaron allí silicatos y carbonatos. Entre los primeros destacan las ceolitas aciculares que se encuentran en equilibrio con celadonita en la parte más interna de las vesículas, analcima y a veces micas. Estos agregados radiales de ceolitas fibrosas se componen exclusivamente de natrolita que representa a la especie de mayor abundancia en las cavidades. La natrolita pertenece al grupo de las ceolitas fibrosas que se caracterizan por su estructura en cadena y por la baja relación Si/Al (Gottardi y Galli, 1985). Este grupo de ceolitas es característico del relleno de cavidades de basaltos que han experimentado procesos de alteración (Gottardi y Galli, 1985; Alt 1999; Chipera y Apps

2001; Deer et al. 2004). El proceso que intervino en el área de estudio debió ser recurrente dada la presencia de varios pulsos de crecimiento en los agregados. La paragénesis encontrada sugiere un metamorfismo hidrotermal de muy bajo grado con temperaturas inferiores a los 100°C (Alt 1999; Chi-pera y Apps 2001). Esta paragénesis evidencia fluidos con baja actividad de sílice, lo cual también se condice con la ausencia de polimorfos del grupo de la sílice (Chipera y Apps 2001).

Agradecimientos. Esta contribución se realizó en el marco de los proyectos UBACyT 2002 0130 1006 50BA y 2002 0120 2000 89. Se agradece al Sr. Eduardo Llambias por la confección de los cortes petrográficos y al Lic. Guillermo Cozzi por la realización e interpretación de los estudios de DRX.

BIBLIOGRAFÍA

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Ardolino, A.A. y Franchi , M. 1996. Hoja Geológica 4366-1. Telsen. Boletín 215. Dirección Nacional del Servicio Geológico, Subsecretaría de Minería de la Nación 110 p., Buenos Aires.

Chipera, S.J. y Apps, J.A. 2001. Geochemical Stabi-lity of Natural Zeolites. In Natural Zeolites. Re-views in Mineralogy and Geochemistry V45. Edts Bish D.L. y Ming D.W. 117-161.

Deer, W., Howie, R., Zussman, J., y Wise, W. 2004. Rock Forming Minerals. Vol. 4B. Framework Silicates. The Geological Society. 2º Edición. Londres. Gran Bretaña. 982p.

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Gottardi, G. y Galli, E. 1985. Natural zeolites. Sprin-ger Verlag. Berlín. 409p.

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

Self, S., Keszthelyi , L. y Thordarson, Th. 1998. The importance of pãhoehoe. Annu. Rev. Ear-th Planet. Sciences 26:81-110.

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ACTINOLITA DE MORFOLOGÍA ASBESTIFORME EN CARBONATOS DE LA QUEBRADA DEL GATO, PROVINCIA DE SAN JUAN

Lescano L.^1.2, Locati F.³, Sfragulla J.⁴, Marfil

S.^1,2, Bonalumi A.⁴, Maiza P.¹

¹ Dpto. de Geología, UNS. San Juan 670. Bahía

Blanca. ² CIC de la Prov. de Bs. As. ³ CICTERRA (CONICET – UNC). Av. Vélez Sarsfield

1611, Córdoba. ⁴ Sec. de Minería, Prov. de Córdoba – FCEFyN

(UNC). Av. Vélez Sarsfield 1611, Córdoba.

Abstract. “Asbestiform actinolite in carbonates in Quebrada del Gato, province of San Juan”. This work report the presence of fibrous amphiboles as impurities in carbonates in Quebrada del Gato, Sierra de Pie de Palo province of San Juan. The fibres were analysed by optical microscopy, SEM-EDS, XRD and electronic microprobe identifying sbesti-form actinolite.

Keywords. Asbestos, carbonatic rocks, acti-nolite, Sierra de Pie de Palo.

El Complejo Pie de Palo (Proterozoico medio) abarca la mayor parte del basamento cristalino de las Sierras de Pie de Palo, los cerros Barboza y Valdivia (San Juan). En su litología participan gnei-ses y esquistos que incluyen fajas de rocas máfi-cas y ultramáficas metamorfizadas en facies de esquistos verdes a anfibolita, dando lugar a ser-pentinitas, metagabros, metadioritas, anfibolitas y variedades de esquistos máficos, siendo los más comunes los anfibólicos, talco-cloríticos y cloríticos (Ramos et al. 2000).

El área de estudio se localiza ~45 kilómetros al noreste de la ciudad de San Juan en el margen occidental de la Sierra de Pie de Palo, específicamente en la Quebrada del Gato (Figura 1a) en cercanías a la mina de talco Don León, donde se reconocen halos de alteración con sectores ricos en talco, clorita y carbonatos (Figura 1b), producto de la actividad hidrotermal que afectó las rocas del sector (Castro de Machuca 1981).

Butchkowskyj et al. (1963), caracterizan un asbesto de la Quebrada del Gato, calificándolo como actinolita, sin embargo su asociación mineral no es establecida al tratarse de una muestra de museo ni tampoco se dan precisiones sobre su morfología y relaciones genéticas. En el presente resumen se informa sobre la presencia de anfíboles de morfología asbestiforme presentes como inclusiones en carbonatos asociados a una mena de talco en la Quebrada del Gato, Sierra de Pie de Palo, provincia de San Juan.

El término asbesto incluye a un grupo de silicatos de magnesio hidratados, fibrosos y con propiedades tales como resistencia química, eléctrica y térmica. En general, se consideran nocivos cuando su longitud es >5 ìm, su diámetro <3 ìm y la relación largo/diámetro (l/d) >3 (OSHA 1992). Su peligrosidad ha sido motivo de la prohibición a nivel nacional (Rodriguez 2004), en consonancia con otros países del mundo.

Las muestras se estudiaron por microscopía óptica (Olympus trinocular B2-UMA), difractometría de rayos X (DRX, Rigaku D-Max III – C, rad. Cu Ká, 35 Kv y 15 mA) y microanálisis por sonda de electrones (EPMA, JEOL JXA 8230, 15 kV y 10 nA).

A nivel microscópico se observan zonas ricas en talco de grano muy fino (<30 µm), intercrecido con láminas de clorita (30-150 µm), asociadas a minerales opacos y carbonatos (Figura 1c). Dentro de estos últimos, se reconocieron cristales aciculares y fibrosos de anfíboles, con una relación l/d superior a 100 (Figura 1d) y cristales laminares de talco. Por DRX (Figura 1e) se identificó dolomita, clorita y talco, mientras que el anfíbol no fue detectado por su baja concentración.

A partir de la química mineral se determinó que el carbonato corresponde a una dolomita con 1,8% de FeO_t y 0,5% de MnO. El talco posee 2,15-2,9% de FeO_t y 0,1-0,2% de NiO. La clorita se determinó como un clinocloro (Zane and Weiss 1998) con 8,1-8,7% de FeO_t, 0,4-1,7% de Cr₂O₃ y 0,2% de NiO. Bordeando los cristales de talco incluidos en la dolomita y en las venillas de este mineral (Figura 1f), la dolomita es más rica en FeO_t (3%) y MnO (0,6-0,8%). Las fibras de anfíboles incluidos en la dolomita se clasifican, según Locock (2014), como actinolita [(K0,015 Na0,006) (Ca1,868 Fe²⁺0,077 Na0,055) (Mg4,366 Fe²⁺0,528 Al^VI0,05 Ti0,027 Fe³⁺0,019 Zn0,01) (Si7,911

Al^IV_0,089) O₂₂ (OH)₂]. Mediante imágenes de electrones retrodispersados se determinaron diámetros d” 1-3µm y largos que pueden llegar a 200 µm. Como minerales accesorios se reconoció cromita, ilmenita y sulfuros (Fe y Fe+Ni).

Estos halos de alteración se habrían producido por soluciones hidrotermales las que al interactuar con la caja serpentinizada, formarían actinolita y luego talco, clorita y dolomita (Castro de Machuca 1981). Los contenidos de Cr y Ni detectados son consistentes con la alteración de rocas ultramáfi-cas (El-Sharkawy 2000).

El reconocimiento de actinolita asbestiforme incluida en dolomita y asociada a menas de talco, representa un dato de importancia para futuras explotaciones, ya que la manipulación de estos minerales se encuentra prohibida debido a su alta peligrosidad.

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Figura 1. a) Área de estudio. b) Zona de alteración. c) Fotomicrografìa de la zona de alteración. d) Fotomicrografía del carbonato con inclusiones de fibras de anfíbol. e) Difractograma de los minerales principales de la zona de alteración. f) Imagen de electrones retrodispersados de las inclusiones dentro de la dolomita. Cb: carbonato, Amp: anfíbol, Chl: clorita, Tlc: talco, Act: actinolita, Dol: dolomita, Fe-Dol: Fe-dolomita.

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RECONSTRUCCIÓN DE LA GEOLOGÍA DEL SECTOR DUMBO, MINA GUANACO (CHILE) MEDIANTE MODELADO TRIDIMENSIONAL CON LEAPFROG GEO 3D

López Luciano; Galina Matías; Páez Gerardo N.;

Jovic Sebastián; Permuy Vidal Conrado; Guido Diego

M.

INREMI, CONICET, FCNyM-UNLP, Calle 64 Nro 3, La

Plata (1900), Argentina.

Resumen. El yacimiento de oro de la mina Guanaco ubicado en la Segunda Región de Chile es un depósito epitermal de alta sulfuración, caracterizado por la presencia de un sistema de “led-ges” sub-paralelos que se disponen en trenes estructurales ENE-OSO. La mineralización está contenida en rocas volcánicas y volcaniclásticas de edad Paleocena. El objetivo del trabajo consistió en generar una reconstrucción de la litología y de las mineralizaciones en un modelo tridimensional del sector Dumbo, donde se incluye la geología previa a la explotación del yacimiento mediante un open-pit de aproximadamente 500 m de diámetro. El modelado se construyó sobre la base de la información contenida en los logueos de la empresa y se controló con revisión de los testigos de las perforaciones a partir de secciones transversales a las estructuras separadas 50 m. El modelado geológico permitió obtener sólidos de cada una de las litolo-gías, las alteraciones y las estructuras mineralizadas presentes en el sector Dumbo. Asimismo se elaboraron superficies de isoconcentraciones de oro del momento previo a la explotación. El modelado tridimensional puede constituirse como una poderosa herramienta para evaluar la geología y mi-neralizaciones no solo en proyectos de exploración avanzados sino en minas que están productivas o que ya han dejado de serlo.

Palabras clave. Epitermal, alta sulfuración, Modelado 3D.

Abstract. “Reconstructing the geology of Dumbo Sector, Guanaco Mine, (Chile) with a geo-logical model in Leapfrog Geo 3D”. The Guanaco mine is a gold ore located in the Chilenian second region. Guanaco is a high sulfidation epithermal deposit, with sub-parallel ledges arranged in an ENE-OSO structural trend. The mineralization is hosted in volcanic and volcaniclastic Paleocene rocks. The aim of this contribution was to recon-struct the Dumbo sector lithology and mineralization with a three dimensional model. This model includes the geology of the deposit, previous to the mining operations. The Dumbo sector was mined by a 500 m diameter open-pit. The model was constructed using the log records provided by the actual owner company, and it was controlled by re-logging of

cutting in transversal cross-sections to the mineral-ized structures with 50 m spacing. Geological mod-eling allowed obtaining solids for each lithology, al-teration and ledges in the Dumbo sector. Additional-ly, iso-surfaces of gold were interpolated, recon-structing the Au concentrations before mining oper-ations took place. Geological modelling proves to be a very powerful tool to evaluate the geology and mineralization of an ore deposit, not only in advanced exploration projects but also in produc-tive or in inactive mines.

Keywords. Epithermal, high sulfidation, 3D mo-delling.

Introducción. Para el estudio de la distribución espacial de los depósitos minerales, tradicional-mente se contaba con mapas (vista en planta) y una serie de secciones transversales (perfiles) para visualizar e interpretar el comportamiento de parámetros relevantes en profundidad (morfología y extensión de la mineralización, litología, alteración, anomalías geoquímicas, anomalías geofísicas, etc.). Sin embargo, en los últimos años, el advenimiento de programas (“software”) específicos para la vi-sualización y edición en tres dimensiones ha modificado sustancialmente la comprensión de los procesos y productos geológicos permitiendo la generación de modelos más complejos, dando lugar a un acercamiento más realista del comportamiento geológico de los depósitos minerales.

La empresa Austral Gold adquirió la propiedad de la mina Guanaco en el año 2007. Por entonces, el rajo Dumbo, el sector con mayores concentraciones de oro de la mina, ya había sido explotado mediante un “open-pit” de 500 m de diámetro. En el presente trabajo se aborda la metodología que permitió reconstruir tridimensionalmente la geología y mineralización del rajo Dumbo.

El yacimiento Guanaco es un depósito epitermal de alta sulfuración (Puig et al. 1988; Guido et al., 2014) que se ubica en la Segunda Región de Chile, entre los 25º- 25º19’ S y 69º23’- 69º42’O, a unos 2.700 m de altura (figura 1). El depósito fue descubierto en 1878 y ha tenido una producción total mínima documentada de 1,26 millones de onzas de oro hasta la fecha, pero se estima que en el depósito han sido extraídas aproximadamente un total de 2,59 millones de onzas de oro (Galina et al. 2014). La geología del distrito puede resumirse en tres importantes ciclos volcánicos separados por discordancias de carácter regional (figura 1): 1) la Formación Augusta Victoria (Cretácico Superior; García, 1967), 2) la Formación Chile-Alemania (Paleoceno Inferior - Eoceno Inferior; Chong, 1973), y 3) los Basaltos de Catalina (Eoceno Superior; Espi-noza et al., 2011). Los principales cuerpos mineralizados de la mina Guanaco se encuentran alojados en las unidades correspondientes a la Formación Chile-Alemania, constituida por productos volcáni-

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cos representados por campos de lavas, sucesiones de rocas piroclásticas y complejos de domos y coladas dómicas, originados a partir de diversos aparatos volcánicos, y superpuestos en el tiempo y espacio (Permuy Vidal et al., 2015; Páez et al., 2015).

Actualmente Guanaco representa un depósito de 5 g/t Au de ley promedio, cuya metalurgia se ve favorecida por la oxidación de la mena. La minera-lización está caracterizada por la presencia de un sistema de ledges sub-paralelos, formados por vu-ggy silica y en menor medida vetas de cuarzo y enargita, ubicados en trenes estructurales con orientación general ENE-OSO (Jovic et al., 2015).

Metodología. El distrito minero Guanaco cuenta con un total de 1966 perforaciones, de las cuales 320 corresponden al rajo Dumbo. La gran mayoría de las perforaciones fueron realizadas con aire re-

verso (RC) y el resto con diamantina. La información de estas perforaciones se encontraba originalmente almacenada en formato papel. Por lo tanto, la primera tarea fue el escaneo de la totalidad de los logueos de los pozos del distrito a fin de contar con un respaldo digital de la información.

En una segunda etapa se digitalizó el registro de las planillas de logueo, volcándolo en una base de datos digital. Sin embargo, estas descripciones fueron realizadas por diferentes geólogos, en diferentes fases y campañas de perforación realizadas por diferentes empresas y/o con distintos criterios, lo cual dificultó la homogeneización de la información. Al concluir esta etapa se comprobó que resultaba imposible unificar las litologías de las distintas fases de logueo, ya que se habían utilizado diferentes criterios para la clasificación de las unidades principales, o incluso algunas unidades no fueron identificadas en los logueos originales.

Fig. 1. Mapa de ubicación de la mina Guanaco y muy Vidal et al., 2015).

mapa geológico del distrito minero. (Modificado de Per-

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Fig. 2. A. Litología simplificada en las perforaciones correspondientes al Rajo Dumbo generadas a partir de la nueva descripción de los testigos de perforación. B. Modelado geológico de las principales litolo-gías del rajo Dumbo.

Para subsanar este problema, se seleccionaron 13 perfiles espaciados cada 50 m, y con una orientación perpendicular a las estructuras mineralizadas, y se describieron nuevamente las litologías y mineralizaciones en cada uno de los pozos a partir de los recortes de perforación (“cutting”) almacenados como testigos de las perforaciones. En sucesivas campañas se logró describir aproximadamente un 50% de los pozos del sector Dumbo. Estas secciones fueron interpretadas en el campo y posteriormente se georreferenciaron utilizando el software Leapfrog 3D.

Por medio del software se generó el modelado tridimensional de la litología y mineralizaciones. Para obtener la litología se digitalizaron los contactos en cada una de las secciones interpretadas, es decir que se dibujaron las líneas limitantes de cada litolo-gía. Estas líneas fueron integradas en 3D para generar las superficies que marcan los límites litológi-

cos de cada unidad. Finalmente, teniendo en cuenta la cronología de las unidades, se generaron los sólidos correspondientes a cada una de las litolo-gías presentes en el distrito. La cronología es importante ya el mismo espacio no puede estar ocupado por dos litologías diferentes, por lo tanto es relevante identificar con claridad las relaciones temporales entre las distintas unidades, fundamentalmente cuando se modelan cuerpos intrusivos.

El modelo está contenido en una caja prismática, y se generaron dos sub-modelos, con dos límites superiores distintos, uno con la topografía actual del rajo y otro con la topografía original del yacimiento, previo a la apertura del open-pit y la explotación de la mineralización. La primera fue brindada por la empresa y es un modelo de elevación digital (DEM) del estado actual del relieve. La topografía original se desconoce ya que no hay registros de DEM previos a la explotación. Sin em-

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bargo esta superficie fue reconstruida a partir de la interpolación de las cotas de las perforaciones realizadas previamente a la explotación del yacimiento. La gran cantidad de pozos localizados dentro de la zona a modelar, permitió estimar con un cierto grado de confianza la paleosuperficie del depósito.

Además de la información litológica, se pudo contar con los resultados de los análisis geoquímicos ICP (Au, Ag y Cu) de todas las perforaciones utilizadas en el modelo. En la mayoría de los casos las muestras fueron tomadas a lo largo de toda la longitud de las perforaciones, con longitudes de 1,5 o 2 m, dependiendo de la fase de perforación. Las muestras fueron analizadas por el laboratorio de la planta de la mina Guanaco. Estos datos fueron representados en tres dimensiones utilizando el mismo software, y superpuesto al modelo geológico.

Resultados. A partir la base de datos generada del análisis de los registros de los logueos y de las nuevas descripciones realizadas se generó un modelo litológico del depósito. Las litologías identificadas fueron agrupadas en siete unidades para su modelado (figura 2). La unidad basal son ignimbri-tas de la Formación Augusta Victoria, sobre ellas se depositaron lavas dacíticas Campamento, sobre-yace la secuencia hidromagmática Dumbo, caracterizada por ignimbritas y surges (Ignimbritas). En esta unidad es intruida por un conjunto de filones capa de composición máfica (Lavas Dumbo), coronando esta secuencia se depositaron facies de ig-nimbrita pumíceas (Ignimbrita Pumícea). Intruye a la secuencia un pórfido andesítico (Pórfido Perseverancia). Finalmente, durante el Terciario y el Cuaternario, se depositaron depósitos aluviales (depósitos modernos). A fin de completar el modelado geológico se incluyó una unidad producto de alte-

ración hidrotermal, que corresponde a un nivel concordante dentro de la secuencia piroclástica, y está conformado por una ignimbrita con argilización avanzada con abundante presencia de alunita (Ig-nimbrita Rosa).

El modelado geológico permitió obtener sólidos de cada una de las litologías y alteraciones registradas, que pueden ser analizados independientemente, obtener sus espesores, volúmenes, distribución espacial, y además ser utilizados en su conjunto para evaluar relaciones entre las litologías, o bien establecer potenciales controles litológicos sobre la distribución de la mineralización, y de esta forma establecer modelos predictivos que ayuden a entender la génesis del depósito epitermal.

Asimismo para el sector estudiado, a partir de la geoquímica de todas las perforaciones se ha podido generar superficies de isotenores de oro asignando a la interpolación la tendencia estructural de los ledges y asumiendo que las estructuras son verticales. Los rangos utilizados fueron valores menores a 0,5, entre 0,5-1, entre 1-2, entre 2-5 y mayores a 5 g/t de Au (figura 3).

En los últimos años surgió la modelización dinámica donde las superficies y volúmenes no son explícitamente definidas sino definidas matemáticamente como isovalores en un campo escalar determinado como funciones de interpolación global (Cal-cagno et al., 2008; Jessell et al., 2014). El modela-miento implícito puede utilizarse para interpolar valores numéricos (ej. análisis químicos) e información no-numérica (litologías, estructuras). La vinculación directa entre los datos y la interpretación tridimensional es una de las mayores ventajas del modelamiento implícito, asimismo es un modelado dinámico donde nueva información es fácil y rápidamente anexada al modelo para lograr su actualización (Mortimer, 2010). Además permite el modela-

Fig. 3. Isosuperficies correspondientes a los valores de Au del rajo Dumbo previos a la explotación de la mina.

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do con múltiples hipótesis de trabajo modificando algunos parámetros como el peso de las tendencias estructurales, o interpolaciones isótropas o anisótropas (Vollger, 2015). Otra ventaja de los modelados implícitos es su reproducibilidad, requerida para la cuantificación de la imprecisión de los modelados 3D.

Con el fin de establecer un modelo geológico del depósito mineral estudiado se elaboró un modelo geológico 3D combinando modelamiento explicito e implícito. Para la litología se usó modelamiento explícito, mientras que para los análisis químicos se utilizó modelamiento implícito. Esta decisión fue tomada debido a que las litologías fueron logueadas a partir de cutting, donde las rocas se encontraban con un variable grado de alteración hidrotermal que cuando era intenso impedía la identificación de la roca original. Es por ello que la interpretación de las litologías fue realizada directamente en secciones al momento del logueo, lo que permitió establecer relaciones laterales. Para los análisis geoquímicos se utilizó modelamiento implícito lo que permitió evaluar el comportamiento de las interpolaciones con un comportamiento isótropo y contrastarlo con interpolaciones que son afectadas por las direcciones de los trenes estructurales y las orientaciones de los “ledges”.

Conclusiones. La herramienta de modelado tridimensional permitió reconstruir la información geológica de un sector donde hoy tanto las rocas como la mineralización han sido removidas. Esta herramienta puede constituirse como una fuente de información muy valiosa para minas que están productivas o que ya han dejado de serlo. Esta información, reestablecida a partir de la información de los logueos y de la reinterpretación de los testigos puede ser utilizada para mejorar los esfuerzos de exploración, identificar los patrones que caracterizaron las zonas de las mejores leyes del depósito para lograr un entendimiento de los controles que determinaron la concentración mineral.

Agradecimientos. Este trabajo se ha realizado en el marco del trabajo de Tesis Doctoral que el Lic. Matías Galina está realizando en La Universidad Nacional de La Plata con apoyo de CONICET y la Empresa Austral Gold. Se quiere dejar expreso agradecimiento a la empresa Austral Gold por permitir el acceso a los datos utilizados en la presente contribución. Además se agradece profundamente a Aranz Geo por brindar una licencia académica para la utilización del software Leapfrog GEO 3D.

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ROCAS FOSFÓRICAS DE RÍO CAPILLAS, PROVINCIA DE JUJUY. ALTERNATIVAS PARA SU APLICACIÓN DIRECTA

López de Azarevich, V.¹, Schalamuk S.², Azarevich, M.¹, Otero, J.I.³ y Landoni, P.^3,4

¹   CEGA-INSUGEO, CONICET, UNSa. Av. Bolivia 5150, 4400 Salta, Argentina. vlllopez@yahoo.com.ar; miguel_azarevich@yahoo.com.ar

²   CEQUINOR-CONICET-UNLP. 120 nº1465,1900 La Plata. Argentina. sschala@yahoo.com.ar

³   INREMI (CIC-UNLP)- Calle 64 e/119 y 120. 1900 La Plata. Argentina. jiotero@live.com

⁴   CONICET. patricialandoni@yahoo.com.ar

Resumen. Las rocas fosfóricas del río Capillas afloran en 4 niveles de 10-20 cm de espesor. Los minerales carbonatofluorapatita y carbonato-hidroxilapatita y se encuentran en conchillas, peloi-des y matriz. La génesis se produjo por nucleación intracelular de polifosfatos en invertebrados, los cuales fueron acumulados en depósitos por tormenta, y afectados por disolución/reprecipitación de minerales de P y Ca durante la diagénesis. El P es un nutriente esencial para las plantas, y el beneficio en rocas de baja ley puede mejorarse con tecnologías de acidificación parcial, o con microorganismos.

Palabras clave. Rocas fosfóricas, baja ley, aprovechamiento, noroeste argentino, microorganismos.

Abstract. The phosphoric rocks from río Capillas outcrop in 4 levels of 10-20 cm-thick. Carbona-tefluorapatite and carbonatehidroxilapatite, in shells, peloids and matrix. Genesis was due to intracelular nucleation of polyphosphates in invertebrates, whi-ch were accumulated in storm deposits, and affec-ted by dissolution/reprecipitation of P and Ca mine-rals during diagenesis. P is an essential nutrient for plants, and its benefit from low-grade rocks can be improved by technologies of partial acidification, or with microorganisms.

Keywords. Phosphoric rocks, low grade, be-nefit, northwestern Argentina, microorganisms.

Introducción. Las rocas fosfóricas de acumulación biogénica se encuentran en el noroeste argentino (NOA) en una faja submeridiana de ~200 km de longitud que cubre unos 3.000 km², formando parte de la cuenca marina del Paleozoico inferior. Estas rocas contienen caparazones y cemento fosfático en diversos niveles, con espesores variables de hasta 2,5 m y concentraciones de P₂O₅ entre 3 y 17% (Schalamuk et al., 1983; Fernández, 1987).

Estas rocas fueron estudiadas en la década del ’70, desde el punto de vista de su aprovechamiento económico, a través del Plan Fosforita, dirigido por el Servicio Minero Nacional, con resultados poco favorables para la época. Son 6 las zonas de mayor interés prospectivo (Figura 1): las de los ríos Capillas, Ocloyas, Margaritas y Negro en la provincia de Jujuy, y las de los ríos Santa Rosa y Porongal en la provincia de Salta (Schalamuk et al., 1983). Existen recursos estimados en la zona de río Capillas-Yacimiento Lajas Moradas: en el sector oriental (Chauque) se calcularon 315.000 tn de mineral (Lizarraga y Ramallo, 1977), y/o 630.000 tn al 4,5% P₂O₅ (Mastandrea y Leanza, 1975).

El fósforo (P) es uno de los nutrientes esenciales para el crecimiento y desarrollo de las plantas, siendo el segundo en importancia luego del nitrógeno. El consumo de fertilizantes fosfatados en Argentina se ha incrementado notablemente en los últimos años. A pesar del marcado incremento en el consumo de P, la relación aplicación/remoción muestra un balance negativo en los principales cultivos extensivos (soja, maíz, trigo y girasol). Así, la fertilización con P es necesaria no solo para incrementar los rendimientos, sino también para mantener la productividad de los suelos y evitar su deterioro. Actualmente la totalidad de los fertilizantes fosfatados son importados o elaborados en Argentina utilizando como materia prima rocas fosfóricas de alta ley también importadas.

Al presente existen nuevas alternativas para la aplicación directa de rocas fosfóricas de baja ley, por lo que materiales anteriormente considerados sub-económicos podrían emplearse y comercializarse. La aplicación directa de estas rocas presentó respuestas positivas en algunos suelos o cultivos, y su efectividad puede incrementarse con tecnologías biológicas (utilización de microorganismos solubiliza-dores y/o movilizadores de fósforo, fosfocomposta-ción) o químicas (acidulación parcial).

La presente contribución tiene el propósito de exhibir los análisis químicos en roca total y en conchillas de 4 niveles de rocas fosfóricas aflorantes en el río Capillas (Jujuy), para efectuar una caracterización geoquímica de estas rocas que sirva como base de estudio para su aplicación directa como fuente de P en cultivos.

Marco geológico regional. La cuenca ordo-vícica del NOA comprende el Grupo Santa Victoria y equivalentes (Turner, 1960), se desarrolla sobre las pelitas y grauvacas de la Formación Puncovis-cana (Neoproterozoico-Cámbrico inferior) y los conglomerados y areniscas cuarcíticas del Grupo Mesón (Cámbrico medio-superior), y son cubiertas por las areniscas ferruginosas silúricas de la Formación Zapla. Predominan las areniscas y grauvacas, con espesores de hasta 5.500 m.

En el río Capillas (Figura 1B-C), provincia de Jujuy, la secuencia ordovícica marina aflora en una

A. UBICACON REGIONAL

61 km

LA QUIACA

B. MANIFESTACIONES

FOSFÁTICAS PROVINCIA DE JUJUY

Ordovícico Manifestación ______________fosfática

65^s06' C. MAPA GEOLÓGICO

LAJA MORADAS         CARGADERO

CHAUQUE

f\ ZONA DE MUESTREO

■^

REFERENCIAS

Fm. Centinela Fm. Capillas Fm. Lagunillas Fm. Laja Morada Fm. Zanjón

Dep. fosforitas

Eje de pliegue Rumbo y buzamineto

24=02'

Figura 1. A. Ubicación regional. B. Faja de rocas fosfóricas ordovícicas. C. Geología del río Capillas. Modificado de Chiliguay (2008).

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estructura anticlinal en cuyo núcleo se encuentra la Formación Zanjón (Arenigiano), con 580 m de espesor de areniscas grises y escasas calizas lenticulares, portadora de 2 niveles de lingúlidos de 4-15 cm de espesor y leyes de P₂O₅ de 5-12%. Sobre ella se deposita la Formación Labrado (Are-nigiano medio-superior) con 2 facies: i) Miembro Laja Morada, con 150 m de areniscas micáceas finas fangolíticas moradas y escasos lentes de calizas negras, con abundantes skolithos, con 9 bancos de lingúlidos de hasta 2,16 m de espesor y ley media 6,8%; ii) Miembro Lagunillas, 110 m de areniscas y cuarcitas amarillas con skolithos y escasas língulas (Chiliguay, 2008).

Esta unidad es cubierta por la Formación Capillas (Llanvirniano superior-Caradociano inferior), compuesta por 150 m de areniscas micáceas finas y fangolitas color gris oscuro a verdoso, escasas

Pe Af Am

Pe: Pelitas; Af: Arena Fina; Am: Arena media Figura 2. Perfil sedimentológico del río Capillas,

areniscas calcáreas y calizas grises, con abundante fauna de braquiópodos articulados y briozo-os, que contiene 4 niveles de lingúlidos de 10-20 cm de espesor. La secuencia finaliza con 250 m de cuarcitas y areniscas amarillas de la Formación Centinela (Caradociano superior), con abundantes skolithos y 3 niveles de <5cm de espesor con lin-gúlidos, los cuales contienen entre 5-11% de P₂O₅.

Marco geológico local. El perfil relevado se encuentra sobre el flanco occidental del anticlinal del río Capillas, donde los estratos se orientan N10°/43°NO, la base presenta coordenadas Gauss Kruger 3589577E/7341724N y se halla cubierta por sedimentos recientes y el techo se pierde en el lecho del río Capillas (Figura 2). En la secuencia se reconocen: facies de areniscas grises (FA), facies de coquinas (FC), y de pelitas verdosas bioturba-

indicando los niveles muestreados.

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Figura 3. A: Cristales de cuarzo con contactos saturados, e interpenetración y cemento carbonático. B. Conchillas fosfáticas con fracturas rellenas con cemento carbonático; C. Valvas longitudinales, peloide y cuarzo, inmersos en una matriz de composición fosfórica, determinada por EDS (P1 y P2, Tabla 3). A y B, nicoles cruzados y C, sin nicoles cruzados.

das (FPV) pertenecientes a la Formación Capillas, y facies de pelitas rojo-amarillentas (FPR) de la Formación Centinela. Estas facies se suceden en el perfil evidenciando una plataforma marina somera que registra episodios de tormenta con acumulación de restos de conchillas fosfáticas, intercalados con otros de buen tiempo dominados por peli-tas y bioturbación. Diversos laboreos exploratorios se reconocen en los niveles fosfóricos del río Capillas.

La sucesión inicia con 4,60 m de FA con escasas intercalaciones de areniscas finas en la parte inferior, con niveles de ondulitas y estratificación entrecruzada plana y en artesa, algunos niveles con bioturbación en la base y cuerpos canalizados. Intercalan 2 niveles de 20 y 15 cm de FC con restos de língula y otras especies (muestras Capillas 01 y 02), acompañadas por FA, con estructura entrecruzada plana y en artesa por migración de óndulas durante episodios de tormenta.

Sobre contacto erosivo se depositan 90 cm de FA, luego en contacto neto se depositan 2,70 m de FPV finamente laminadas, 0,70 m de FA que culminan con 21 cm de facies FC. Ésta última conforma 3 niveles de color gris-azulado, con lentes cuarcí-ticos de hasta 5 cm (muestra Capillas 03). Intercalan, mediando contacto neto, 2,75 m de FPV, 0,50 m de FA de aspecto masivo, 0,85 m de FPV, 4 niveles de 10-15 cm en facies FA con estratificación

entrecruzada tabular que incluyen escasos restos de conchillas fosfáticas, y 2 m de facies FPV. La secuencia continúa con 0,70 m de facies FA que terminan con un nivel de 10 cm con facies FC que presenta superficie de óndula (muestra Capillas 04). El perfil finaliza con 6,60 m de facies FPV y hacia arriba pasan transicionalmente a 50 m de una intercalación de FPR – PFV.

Materiales y métodos. Las rocas fosfóricas (RF) del río Capillas (Capillas 01 a 04) fueron muestreadas en fragmentos de ~0,5-1 kg, embolsadas y preparadas para su estudio petrográfico y químico (Tablas 1 a 3). Si bien se localizaron cuatro niveles de RF (Figura 2), se estudiaron en mayor detalle los niveles 1 y 3, debido a que son los que presentan mayor contenido de P₂O₅.

La composición petrográfica y mineralógica fue examinada en el Instituto de Recursos Minerales (INREMI-UNLP-CICBA) mediante microscopía de luz transmitida y difracción de rayos X (Goniómetro Philips 3020 y controlador PW 3710, con radiación Cu-Ká y filtro de Ni).

En la Facultad de Ingeniería de la Universidad Nacional de La Plata se realizaron análisis de microscopía electrónica de barrido (MEB) con un equipo FEI ESEM Quanta 200 y análisis por espectrometría de dispersión RX (EDS) mediante un equipo EDAX SDD Apollo 40.

Tabla 1. Análisis ICP-AES de las RF de río Capillas-Jujuy, y río Chico-Chubut, en % de óxidos y valores de BPL (Bone Phosphate of Lime). 1 y 2: niveles fosfáticos 1 y 3 de la Fm. Capillas. 3 y 4: Schala-muk et al. (2014). 5: Hugo et al. (1981).

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Se efectuaron análisis químicos cuantitativos mediante ICP-AES en ALS Chemex Lab-Canadá, determinándose elementos mayoritarios expresados en óxidos, sobre dos muestras pertenecientes a los niveles 1 y 3. Se calcularon los valores de Bone Phosphate of Lime (BPL).

Se determinó la solubilidad de las RF, previo tamizado, para obtener una granulometría <100 mallas. Se usaron las siguientes soluciones extractantes: ácido cítrico al 2%, citrato de amonio, ácido acético y ácido fórmico al 2%, según la metodología de Chien y Hammond (1978).

Resultados. La muestras estudiadas, portadoras de língulas con altos contenidos en P de los niveles 1 y 3 presentan cristales de cuarzo mono-cristalinos y algunos policristalinos, de tamaño arena muy fina a arena mediana, con extinción ondulante y otros en menor medida con extinción uniforme. En su mayoría se observan contactos suturados entre los granos, de tipo cóncavo-convexo e interpenetraciones cristalinas, lo cual evidenciaría procesos de compactación y disolución selectiva (Figura 3A). También se puede observar cementación carbonática por zonas. Se reconocen bioclas-tos, pertenecientes a conchillas fosfáticas, rotas y fracturadas, de espesor variable 150-200? y largo entre 0,5-3 mm, en las que se observan fracturas cementadas por calcita (Figura 3B). Además se identificaron peloides redondeados a subredondea-dos, de forma elíptica o esférica, de tamaño de 0,5 a 2 mm (Figura 3C) que presentan una matriz de composición fosfática. Las determinaciones por EDS de las conchillas y la matriz de los peloides (Tabla 3, Figura 4) muestran valores de P similares. También se registra glauconita, en mayor cantidad en la muestra 3, este mineral es diagnóstico

paleoambiental, ya que se forma especialmente en medios sedimentarios marinos y habitualmente en aguas poco profundas. Ocasionalmente se reconocieron individuos de plagioclasas con maclas polisintéticas. Mediante DRX se identificaron esencialmente reflexiones de cuarzo, carbonatofluorapatita, carbonatohidroxilapatita, glauconita y calcita.

Discusión. Desde el punto de vista genético, las RF del NOA se formaron por acumulación de conchillas fosfáticas durante episodios de alta energía relacionados con tormentas. Estos eventos fueron reiterados dentro de la plataforma, con niveles que se suceden desde el Arenigiano al Carado-ciano superior. El aporte de P derivado de la meteo-rización continental es transportado por el sistema fluvial en forma de partículas sólidas contenidas en oxihidróxidos de Fe coloidales o en pátinas alrededor de partículas de arcilla suspendidas (Froelich, 1988; Föllmi, 1996). El P es asimilado en el ambiente marino por los organismos en sus caparazones, o precipita en concreciones como alguna de las variedades de carbonato-hidroxilapatita, como fase autigénica. Omelon et al. (2013) indican que, si bien la proporción de P y Ca en el ambiente marino son bajas y no generan precipitación espontánea de fosfatos, el control biológico es fundamental en la nucleación de apatito como mineral (inorgánico). El proceso bioquímico se traduce en la precipitación de apatito biológico (orgánico) y fosforita (mineral con >6% P) en base seca dentro de un ambiente acuoso con pH neutro a básico (van Cappellen y Berner, 1988). Las bacterias e invertebrados marinos son capaces de acumular y concentrar el fosfato inorgánico como gránulos amorfos de poli-fosfatos, existiendo un control intracelular con minerales precursores para la nucleación y un conti-

Figura 4. Imágenes MEB. A. Valvas en corte longitudinal y un Peloide; y B. Valva en disposición horizontal. Análisis areales (Tabla 3), C1-C5: valvas, P1-P2: matriz de peloide.

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Tabla 2. Reactividad de RF de río Capillas-Jujuy, y río Chico-Chubut, mediante distintos extractantes, según Chien y Hammond (1978). 1 y 2: nivel RF3 y RF1 respectivamente de río Capillas, 3 y 4: Río Chico (Schalamuk et al., 2014) y 5: Río Chico (Castro et al., 1998).

Muestra	P205 Total (%)	Citrato de Amonio Neutro	Acido Cítrico 2%	Acido Fórmico 2%
1	18,45	3,8	5,3	4,5
2	12,85	2,9	4,2	3,8
3	19,25	2,6	5,6	4,7
4	16,40	2,25	5,4	4,6
5	18,1	2,4	5,8	4,5

nuo control biológico extracelular en procesos de nucleación en la matriz (Omelon et al., 2013). Los procesos diagenéticos que afectaron la secuencia ordovícica produjeron sustitución aniónica y/o catió-nica, de acuerdo con los iones reemplazantes que circularon a través de los poros del sedimento. Estas reacciones se consideran isovolumétricas, debido a la lixiviación permanente por parte de la circulación subsuperficial (Lucas et al., 1980), y continuarán mientras el mineral autigénico siga en contacto con aguas porales. La variación composi-cional en los peloides evidencia reacciones de de-carbonatación del carbonatofluorapatito (análisis P1-P2). El cuarzo con contactos saturados indica procesos de disolución del cuarzo detrítico y reprecipitación parcial como cemento, mientras que el cemento carbonático implica una disolución selectiva de carbonatos y apatito. La secuencia de disolución/precipitación puede comprenderse como: i) Disolución de los carbonatos, ii) Acidificación del fluido, iii) Disolución del apatito con remoción del Ca, iv) Precipitación de Ca como cemento carboná-tico (Lucas et al., 1980).

Desde el punto de vista económico, su aplicación como fertilizantes en Argentina, en áreas agrícolas con suelos genéticamente deficientes en P, podría contribuir a incrementar el rendimiento de los cultivos. Las deficiencias de los suelos se han ido intensificando y extendiendo a otras regiones en los últimos años, por la continua remoción que realizan los cultivos (García, 2001).

Debido a su baja ley en fósforo, las RF del río Capillas no son aptas como materia prima para la elaboración de fertilizantes fosfatados solubles.

Los productores de ácido fosfórico y de fertilizantes fosfatados exigen normalmente un contenido mínimo de 28% de P₂O₅ y la mayoría de las rocas fosfóricas comercializadas poseen más del 30% (65% BPL). Para reunir estos requerimientos, la mayoría de los minerales fosfatados deben seguir procesos de beneficio o enriquecimiento mediante lavado y tamizado, eliminación de carbonatos, separación magnética y flotación (Hammond y Day, 1992). Sin embargo, la aplicación directa de RF de baja ley, tales como las del presente estudio, pueden presentar respuestas positivas en el rendimiento de diversos cultivos en algunos suelos, especialmente en los suelos ácidos. Tecnologías tales como la acidulación parcial de RF de baja ley o la aplicación conjunta de éstas con microorganismos solubilizadores y/o movilizadores constituyen alternativas que amplían las posibilidades de uso de las mismas. La acidulación parcial consiste en tratar la RF molida con una porción del ácido requerido para convertir totalmente el fosfato tricálcico insoluble en fosfato monocálcico, soluble en agua (Hammond et al., 1986). Varios ácidos pueden ser usados en este proceso (sulfúrico, fosfórico, nítrico, clorhídrico o combinación de ellos), aunque por razones económicas el ácido sulfúrico sería el de mayor conveniencia. Este proceso ha representado una alternativa tecnológica para mejorar el valor agronómico de la RF a un costo más bajo que el requerido para la fabricación de fertilizantes solubles convencionales. Otra alternativa novedosa, económica y ecológicamente viable es la aplicación conjunta de rocas fosfóricas con microorganismos capaces de solubilizar el P mediante la producción

Tabla 3. Análisis areales de conchillas de EDS, en % de óxidos, del C1 al C5, y de la matriz de peloides que corresponde a las mediciones P1 y P2.

Muestra	P205	A1205	Si02	Fe203	CaO	MgO	Na20	F	C02	S03
Cl	30,5		2,8		37,56		1,75	2,77	22,5	2,12
C2	34,78		0,93	-----	46,06		1,45	3,14	12,03	1,61
C3	31,14		11,12	2,08	40,72	0,22	0,41	2,98	10,97	0,36
C4	32,16	0,67	3,37		44,56	1,05	1,07	3,3	12,89	0,93
C5	33,72	0,28	6,08		43,82	0,29	0,53	2,68	11,72	0,88
Pl	33,51	1,32	3,47	1,92	45,73		1,65	4,34	7,20
P2	30,58	2,46	5,8	1,69	45,68		1,45	3,82	4,48

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de ácidos orgánicos o movilizar los fosfatos hacia las raíces, tales como las micorrizas arbusculares (Gyaneshwar et al., 2002). Esta aplicación conjunta permite la solubilización o movilización in situ del P de la roca, haciéndolo disponible para las plantas. Nuestro grupo de trabajo ha realizado y continúa efectuando estudios orientados a la solubilización y al incremento en la captación de P por plantas, a través de la inoculación del suelo o sustrato con microorganismos y ha utilizado RF provenientes del Grupo Río Chico, Chubut (Cabello et al., 2005; Ve-lazquez et al., 2016). Los estudios biológicos realizados demuestran que cepas nativas del hongo Penicillium thomii, así como Aspergillus niger, so-lubilizan a las rocas fosfóricas mencionadas, lo que ha sido corroborado tanto en estudios in vitro en medios de cultivo como en sustratos para crecimiento vegetal. Por otra parte, los ensayos mostraron que la aplicación de dichas RF, junto con los microorganismos solubilizadores de fosfato mencionados y hongos formadores de micorrizas, generó respuestas positivas en el crecimiento de especies hortícolas. Es dable señalar que, tal como se observa en las Tablas 1 y 2, los contenidos de P, la reactividad con distintos extractantes y la composición mineralógica de los nódulos fosfáticos de Río Chico-Chubut son, en líneas generales similares a los de las muestras estudiadas de Río Capillas (Schalamuk et al., 2014). En ese sentido, los resultados obtenidos alientan a la realización de ensayos a los efectos de posibilitar la aplicación directa de las rocas portadoras de fosfatos, estudiadas a través de distintos métodos químicos o biológicos en diferentes suelos y cultivos.

Conclusiones. Las rocas fosfóricas del río Capillas son rocas con baja ley de P, que contienen carbonato-fluorapatita y carbonato-hidroxilapatita en conchillas, peloides y matriz. La génesis se produjo por nucleación intracelular de polifosfatos en invertebrados, los cuales fueron acumulados en depósitos por tormenta, y afectados por disolución/reprecipitación de minerales de P y Ca durante la diagé-nesis. El beneficio de estas rocas puede mejorarse con tecnologías de acidificación parcial, o con microorganismos, convirtiéndolas en rocas industriales de interés económico.

Agradecimientos. Se agradece al CONICET, y al PDTS N° IP 373 (Res. CE Nº 1055/15).

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MINERALOGÍA Y TEXTURAS DE LAS VETAS ARGENTÍFERAS JULIA NORTE Y MAGI, PROYECTO VIRGINIA, MACIZO DEL DESEADO, SANTA CRUZ, ARGENTINA

Luna, Geraldine L.¹; Maydagán, Laura.^1-2; de Azevedo, Natalia V.¹

¹   Universidad Nacional del Sur, Departamento de Geología, Bahía Blanca, Buenos Aires, Argentina. SEG Student Chapter UNS.

²   CONICET – Centro Patagónico de Estudios Metalo-genéticos – INGEOSUR-UNS.

Resumen. El proyecto de Ag Virginia (47°28’ 43,81”S; 69°57’19,57”O) se localiza en el sector occidental del Macizo del Deseado, 184 km al sudoeste de la localidad Las Heras, provincia de Santa Cruz, Argentina. El yacimiento está formado por un sistema de vetas epitermales con minerali-zación de Ag de rumbos NO, NNO y NNE que cortan rocas volcánicas félsicas del Jurásico Medio. Fue descubierto en el año 2009 por geólogos de la compañía minera Mirasol Resources Ltd. y los trabajos de exploración en el área permitieron definir la presencia de 7 depósitos: Julia Norte, Julia Central, Julia Sur, Naty, Ely Norte, Ely Sur y Martina. A diferencia de otros depósitos epitermales del Macizo del Deseado, las vetas de Virginia contienen abundante especularita y baja proporción de sulfu-ros de hierro. Estudios previos realizados por la empresa minera indican que el relleno de las vetas contiene acantita como principal mineral de Ag. En esta contribución se presentan los resultados preliminares del estudio de la mineralogía y texturas de dos vetas del proyecto Virginia: Julia Norte y Magi con el objetivo de identificar los diferentes pulsos de cuarzo, de brechamiento y de mineralización de Ag.

Palabras clave. Epitermal, Ag, Macizo del Deseado, Santa Cruz, texturas de cuarzo.

Abstract. “Mineralogy and textures of the Virginia silver veins, Julia North and Magi, Deseado Massif, Santa Cruz, Argentina”. The Virginia silver project (47 ° 28’43,81 ‘’S; 69 ° 57’19,57'’W) is locat-ed in the western sector of the Deseado Massif, 184 km southwest of the Las Heras town, Santa Cruz province, Argentina. The deposit consists of an epithermal vein system with Ag mineralization, with strikes NW, NNW and NNE hosted in Jurassic volcanic rocks. It was discovered in 2009 by geol-ogists from the Mirsol Resources Ltd. The explora-tion in the area allowed to define 7 deposits: Julia North, Julia Central, Julia South, Naty, Ely North, Ely South and Martina. Unlike other epithermal deposits in the Deseado Massif, Virginia veins contain abuntant specular hematite and low proportion of iron sulphides. Previous studies by the mining com-

pany indicate that the filling of the veins contains acanthite as the main silver mineral. In this contri-bution we present the preliminary results of the study of mineralogy and textures of two Virginia’s veins:Julia North and Magi, with the aim of identify-ing different quartz pulse, brecciation and silver mineralization.

Keywords. Epithermal, silver, Deseado massif, Santa Cruz, quartz textures.

Introducción. El proyecto Virginia (47°28’ 43,81’’S; 69°57’19,57’’O) se localiza en el centro-norte de la provincia de Santa Cruz, Argentina, en el Macizo del Deseado (Figura 1). El sistema incluye 16 vetas con mineralización de Ag que cortan rocas volcánicas del Jurásico medio (Grupo Bahía Laura; Guido et al., 2006, Figura 2). El ancho de las vetas oscila entre uno a cinco metros. La mayor parte de las venas presentan un rumbo aproximado N20ÚO (Lhotka, 2014).

Los estudios de exploración minera realizados hasta la fecha por la empresa Mirasol Resources Ltd indican que las vetas se formaron en un ambiente epitermal y que la mineralización de Ag estaría vinculada a pulsos de cuarzo calcedónico a sacaroidal (Lhotka, 2014). Las vetas presentan texturas típicas de depósitos epitermales con múltiples episodios de relleno. A diferencia de otros depósitos epitermales del Macizo del Deseado, las vetas de Virginia contienen abundante hematita especular con cuarzo y baja proporción de sulfu-ros de hierro y sulfuros subordinados (galena). La hematita especular es interpretada como un mineral hipogénico y se encuentra desde la superficie hasta profundidades de 150m. Estudios realizados por la empresa minera indican que el relleno de las vetas contiene acantita como principal mineral de Ag (Lhotka, 2014). Las vetas están afectadas por alteración supergénica representada por abundantes óxidos de hierro (hematita) y manganeso (pirolusi-ta) y caolinita. El objetivo de la presente contribución es presentar nuevos datos sobre la mineralogía y texturas de dos vetas del proyecto Virginia: Julia Norte y Magi para identificar diferentes pulsos de cuarzo, de brechamiento y analizar su vinculación a la mineralización de Ag.

Metodología. Se realizó un viaje a el proyecto Virginia (Santa Cruz) donde se estudiaron los testigos de 6 perforaciones de la veta Julia Norte (017, 017A, 028A, 076, 143 y 143), y 2 perforaciones de la veta Magi (090 y 091), y se seleccionaron 29 muestras representativas. En el laboratorio de pe-trotomía de la Universidad Nacional del Sur se confeccionaron 8 cortes delgados petro-calcográficos. Las muestras de testigos y cortes se analizaron en el laboratorio de Microscopía Dr. Kitaro Hayase de la Universidad Nacional del Sur. Se describieron los pulsos y texturas de cuarzo de acuerdo a

Océano Atlántico

100km

Leyenda Geológica

^TTnTTTT^

Cinturón metalogénico §             post rift jurásico

Terciario

Plataforma marina terciaria

Plataforma sedimentaria cretácica

Volcánicas jurásicas

f L Proyecto Virginia

w Vetas argentíferas de Virginia W Mineras Au/Ag

Figura 1. Localización del Proyecto Virginia y geología del Macizo del deseado.

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(Dong et al. 1995). Se clasificó al cuarzo según su tamaño y grado de cristalinidad en cuarzo cristalino (>0,5mm), microcristalino (0,5-0,01mm), criptocrista-lino (<0,01mm) y sílice amorfa (ópalo). Dentro de los cuarzos microcristalinos se distiguió: cuarzo sacaroide y calcedonia.

Resultados. La veta Julia Norte aflora en el sector NO del Proyecto Virginia a lo largo de 590m, presenta un rumbo N-S y fue interceptada por 46 perforaciones. Las rocas de caja son rioli-tas, tobas e ignimbritas afectadas por alteración argílica y cortadas por venillas de hematita tardías. El relleno de la veta Julia Norte consiste en un ban-deamiento coloforme de cuarzo calcedónico-saca-roide asociado a hematita especular ± sulfosales de Ag, y hematita rojiza. (Figura 3a). Se reconocen múltiples pulsos de brechamiento. Las brechas están constituidas por clastos angulosos de veta (cuarzo cristalino) cementadas por calcedonia (Figura 3b). Un pulso tardío de cuarzo cristalino (amatista) corta los pulsos previos y no se vincula a mineralización (Figura 3c).

Al microscopio el cuarzo sacaroide presenta texturas de recristalización de cuarzo como texturas en mosaico, plumosa y flamboyant. Los mine-

rales opacos asociados al cuarzo sacaroide y cal-cedónico son: cristales de galena afectados por alteración supergénica (~2%, Figura 3d); hematita especular en cristales prismáticos, granos anhe-drales y formando parte de las bandas coloformes (es el mineral opaco más abundante en las muestras analizadas, ~10%, Figura 3e); en menor proporción se reconocen sulfosales de Ag (serie proustita-pirargirita o pearceíta-polibasita, Figura 3f), y trazas de un mineral altamente reflectivo incluido en cuarzo, que por su pequeño tamaño no puede determinarse por vía óptica (lente 50x~2µm).

La veta Magi está expuesta en superficie en las trincheras en la zona E del proyecto Virginia. Fue interceptada por 2 perforaciones que cortan la veta, brechas matriz sostén (de origen hidrotermal) y rocas de caja volcánicas afectadas por alteración ar-gílica. Las brechas matriz sostén están compuestas por fragmentos de rocas volcánicas previas en una matriz de grano fino silicificada (Figura 4a).

El relleno de la veta consiste en calcedonia de varias tonalidades (rojiza > grisácea > verdosa) con bandeado coloforme asociada a hematita especular, y cortada por pulsos tardíos de cuarzo cristalino y ópalo (Figura 4b).

Figura 2. Mapa geológico del Proyecto Virginia y ubicación de las 16 vetas del Proyecto Virginia con mineralización de Ag y orientaciones NO, NNO y NNE que cortan rocas volcánicas del Jurásico Medio.

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Figura 3. (a) Veta bandeada coloforme de cuarzo calcedónico-sacaroide asociado a hematita especular y sulfosales de Ag y hematita rojiza. (b) Múltiples eventos de brechamiento, clastos angulosos de la veta cementados por calcedonia. (c) Pulso de cuarzo cristalino (amatista) que no se vincula con la mi-neralización, corta pulsos previos. (d) Luz reflejada. Cristales de galena afectados por alteración super-génica. (e) Luz reflejada. Cristales de hematita especular, en soles. (f) Luz reflejada. Sulfosales de Ag? (Serie proustita-pirargirita ó pearceita-polibasita). Referencias: Ccd: calcedonia; Cz: cuarzo; Gn: galena; Hm: hematita.

Microscópicamente, se distinguieron en la veta Magi 4 pulsos o generaciones de cuarzo: Calcedonia (Calcedonia 1) reemplaza estructuras triangulares de carbonato previo y presenta una textura típica de reemplazo por sílice tipo “calcita espática” (“Platy Calcita”) Se encuentra parcialmente recrista-lizada a un mosaico de cuarzo sacaroide y en ocasiones muestra extinción tipo flamboyant (Figura 4c). El cuarzo cristalino, de mayor tamaño (600 ìm), rellena espacios y/o huecos de la muestra. Un segundo pulso de calcedonia (Calcedonia 2) con

arreglo radial o en soles se sobreimpone al cuarzo cristalino. La roca y previas generaciones de cuarzo son afectadas por un evento de brechamiento, y los fragmentos son cementados por un pulso de ópalo (Figura 4d). Calcedonia 3 corta a los pulsos previos en forma de finas venillas (Figura 4e). Los minerales opacos asociados al primer pulso de calcedonia son: hematita (10%) y trazas de un mineral opaco de alta reflectancia que por su pequeño tamaño no puede determinarse via óptica (lente 50x~2µm).

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Discusión y consideraciones finales. La mineralogía y texturas de cuarzo de las vetas Julia Norte y Magi indican que las muestras analizadas se corresponden con el intervalo de metales preciosos del diagrama idealizado de veta epitermal de Buchanan (1981).

Las leyes de plata no se extienden muy profundamente en las venas del sistema de Virginia, alcanzando sólo a los ~100m de profundidad. Debido a esta brusca disminución en el contenido de

plata de las venas y la aparición de galena, la mi-neralización de plata en Virginia representaría las raíces del sistema epitermal. La mayoría de los autores han clasificado estos sistemas de metales preciosos como el tipo de “baja sulfuración”, pero también se ha sugerido que podrían considerarse de “intermedia sulfuración” (Lhotka, 2014). La presencia de hematita hipogénica en relleno de las vetas sugiere que el sistema se habría formado a partir de fluidos hidrotermales con fO₂ más eleva-

Figura 4. (a) Brecha matriz sostén con fragmentos de rocas volcánicas previas en una matriz de grano fino silicificada. (b) Veta bandeada constituida por calcedonia de varias tonalidades, hematita, ópalo y cuarzo cristalino. La calcedonia muestra una textura de calcita espática. (c) Luz transmitida. Calcedonia reemplazando a carbonato o sulfato previo, parcialmente recristalizada a cuarzo sacaroide, cuarzo cristalino (Qz) rellena oquedades. (d) Luz transmitida. Ópalo cementando fragmentos causados por evento de brechamiento. (e) Luz transmitida. Venillas de calcedonia (último evento) cortan pulsos anteriores. Referencias: Ccd: calcedonia; Cz: cuarzo; Hm: hematita; Opl: opalo.

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das que las presentes en un típico depósito epiter-mal de baja sulfuración, y que se corresponden con el campo de sulfuracion intermedia en el diagrama logfS₂ versus temperatura de Barton y Skinner (1979). La presencia de textura en enrejado (tipo calcita espática) observada en muestras de la veta Magi es indicador de la zona de ebullición del sistema epitermal (Dong et al. 1995). Las texturas reconocidas en Magi y Julia Norte indican condiciones de precipitación rápida (Corbett y Lea-ch, 1998).

El rango de temperatura para la precipitación de calcedonia presente en el relleno de las vetas es~100°-200°C (Corbett y Leach, 1998). Las sulfo-sales de Ag (platas rojas) también indican bajas temperaturas de cristalización (Hall, 1967). Acantita, considerado el principal mineral de plata, es estable hasta una temperatura de 177°C, y por encima de esa temperatura el polimorfo estable es la argentita (Frueh, 1957). El ópalo presente en pulsos tardíos precipita a partir de fluidos con temperaturas menores a 100°C, aunque puede tambien precipitar por el enfriamiento rápido de un fluido a 200°C (Seward y Barnes, 1967).

Para precisar el rango de temperaturas de los fluidos en las vetas se planea realizar microtermo-metría de inclusiones fluidas. Se tendrá en cuenta que la calcedonia (cuarzo microcristalino) vinculada a los minerales de mena puede presentar dificultades para su estudio por este método debido a su pequeño tamaño de grado y escaso desarrollo cristalino. El cuarzo sacaroide representa un cuarzo recristalizado (a partir de la calcedonia) por lo que las temperaturas obtenidas en dicho cuarzo van a corresponder a temperaturas de recristalización, no de precipitación original.

Agradecimientos. Los autores desean expresar su agradecimiento a MIRASOL RESOURCES LTD., en especial a Timothy W. Heenan, por el fi-nanciamiento de parte de las tareas de campaña y de gabinete. También quisiéramos agradecer al personal de la empresa que brindó una colaboración fundamental en los días de campaña: Darío Rivera y Javier Mastrantonio.

Agradecemos al SEG Student Chapter UNS y al Departamento de Geología UNS por el apoyo brindado y un especial agradecimiento al Dr. Lhotka Paul por su ayuda para llevar a cabo este estudio, y a las sugerencias aportadas por la Dra. Angeletti Melisa y Lic. Bouhier Verónica.

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CARACTERIZACIÓN DE SAPONITAS Y MONTMORILLONITAS-BEIDELLITAS ASOCIADAS A AMÍGDALAS DE BASALTOS DE LA CANTERA YOFRE, PROVINCIA DE CORRIENTES

Madsen Lenís^1,2; Locati Francisco³; Collo Gilda³;

Marfil Silvina^1,2; Maiza Pedro¹

¹ Departamento de Geología - UNS. San Juan 670.

Bahía Blanca. ² CIC de la Prov. de Bs. As. ³ CICTERRA (CONICET - UNC). Av. Vélez Sarsfield

1611, Córdoba.

La cantera Yofre (4 km al suroeste de la localidad de Felipe Yofre, provincia de Corrientes) explota parte de las coladas de basalto del Miembro Serra Geral de la Formación Solari del Cretácico Inferior (Turner et al. 1994). La roca en general es masiva, compacta y homogénea. En el piso de la cantera se observa un nivel vesicular expuesto, con abundantes cavidades rellenas de minerales de alteración. En el presente resumen se da a conocer una primera caracterización de los minerales presentes en esas cavidades.

El material fue analizado mediante microscopía óptica de polarización; microscopía electrónica de barrido (Carl Zeiss FE-SEM-EDS Óigma; 8 y 15kV); difracción de rayos-X (DRX; Rigaku D-Max III-C; 35 kV y 15 mA y radiación de Cu Ká_1,2, ë = 1.541840 Å filtrada con monocromador de grafito en el haz difractado), con un barrido entre 3° y 40° 2è, paso de 0,02° 2è y 8 s de conteo por paso, sobre un preparado orientado de la fracción <2 ?m del material separado de las cavidades (secado al aire, tratado con etilenglicol y calcinado a 500°C); y mi-croanálisis con sonda de electrones (JEOL JXA 8230 con tres espectrómetros WDS y uno EDS ; 15 kV, 10 nA, 10 s pico+fondo).

El nivel vesicular es de color pardo rojizo y presenta un avanzado grado de alteración. Posee textura intersertal, con tablillas desorientadas de plagioclasa (~100 µm) muy argilizadas, contenidas en una mesostasis de minerales arcillosos, óxidos/ hidróxidos de hierro (± titanio), vidrio volcánico re-líctico y cristales aciculares de apatito. Además, se reconocen clinopiroxenos fracturados y alterados a óxidos de hierro (± titanio).

Las amígdalas (50 % del total de la roca) pueden estar parcial o totalmente rellenas con, por lo menos, dos tipos de materiales de grano fino, uno verdoso que suele localizarse en las zonas de borde, y otro blanquecino localizado en el interior de las mismas. Además, se reconocen calcita, venillas de sílice y óxidos de hierro (± titanio).

Mediante DRX se identifican esmectita como fase dominante con su típica reflexión a ~15,2 Å que expande a ~17 Å durante el glicolado y colap-sa a ~10 Å luego del calcinado, y calcita como

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fase secundaria (3,02 Å) (figura 1a). Además, se reconoce una reflexión a ~7.20 Å (* en figura 1 a.3) que no se modifica durante el glicolado o el calcinado que podría corresponder a una clorita, aunque su presencia no fue confirmada ni por análisis químicos ni por DRX de polvo sobre el material separado de la cavidad.

A nivel microscópico la esmectita verdosa presenta hábito laminar a fibroso de grano fino (d”20 µm) formando abanicos (figura 1b). La esmectita blanquecina tiene textura en “honey comb”, con pequeñas láminas (~500 nm) agrupadas formando paquetes plegados (figura 1c). Químicamente la esmectita verdosa presenta mayores contenidos de Mg y Fe, y menores de Al y Si, respecto de la blanquecina. Estas diferencias son más marcadas en el Mg y el Al (figuras 1d a 1f).

A partir de los análisis de química mineral, se proyectaron las proporciones elementales de los sitios octaédricos en un diagrama ternario Al-Mg-Fe (figura 1g). La esmectita verdosa se asocia al campo de la saponita (trioctaédrica), mientras que la blanquecina lo hace al de la serie beidellita-mont-morillonita (dioctaédricas). Se consideró todo el hierro como Fe³⁺ para la serie beidellita-montmorillo-nita y una relación de Fe³⁺/Fe total: 0,4 para las saponitas (Velde 1992). El Mg se asumió como ocupando el sitio octaédrico.

Las esmectitas blanquecinas se ubicarían en un campo intermedio entre la beidellita y la montmo-rillonita, con mayor tendencia hacia la beidellita (Me-unier 2003, figura 1h). Aunque es necesario profundizar los estudios, la asociación beidellita-sapo-nita podría asociarse con ambientes hidrotermales naturales (Beaufort et al. 1995), y la transición montmorillonita-beidellita a mezcla de fluidos geoter-males y aguas meteóricas (Guisseau et al. 2007).

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Figura 1. a) DRX del agregado orientado secado al aire (a.1), con etilenglicol (a.2) y calcinado a 500° (a.3). b-c) Imágenes de electrones secundarios (SEM) de la variedad fibrosa (a) y la variedad en escamas nanométricas (b). d-f) Imagen de electrones retrodispersados (d) y mapas composicionales de Mg (e) y Al (f) del mismo sector (SEM). g) Diagrama ternario Mg-Al-Fe (octaédrico) según Iacoviello et al. (2012). h) Diagrama número de cationes de Fe³⁺ vs. núm. de cationes de Si⁴⁺/4 (Meunier 2003).

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PROSPECCIÓN DE CEOLITAS SEDIMENTARIAS EN ARGENTINA: APLICACIÓN DE DATOS ASTER, ESPECTROMETRÍA DE REFLECTANCIA SWIR Y RAYOS X. FORMACIÓN BAJO BARREAL, CHUBUT

Marquetti, Cintia ¹; Dal Molin, Carlos ⁾; Donnari, Eva ¹; Cozzi, Guillermo ³

¹   Dirección de Recursos Geológicos Mineros. Instituto de Geología y Recursos Minerales (SEGE-MAR).

²   Dirección de Geología Regional. Instituto de Geología y Recursos Minerales (SEGEMAR).

³   Centro de investigación de geología aplicada. Instituto Nacional de Tecnología Minera (SEGEMAR).

Resumen. Este trabajo tiene por objeto contribuir a la prospección regional de ceolitas en un sector de la provincia de Chubut. Se aplicaron las técnicas de teledetección, espectrometría de reflec-tancia SWIR (Short Wave Infra Red) y difracción de rayos X (DRX), con el objetivo de identificar ceolitas sedimentarias en la Formación Bajo Barreal del Grupo Chubut. Las imágenes ASTER (Advan-ced Spaceborne Thermal Emission and Reflec-tion Radiometer) han aportado la base para reconocer estas unidades y su continuidad a escala regional y han sido una herramienta eficaz en la identificación de nuevos targets prospectivos. A su vez, las muestras recolectadas en las zonas de Establecimiento La Península y Sierra de Silva, se han analizado con la técnica de espectrometría de reflectancia SWIR y luego, con DRX, se ha confirmado la presencia de minerales del grupo de las zeolitas como heulandita y clinoptilolita.

Palabras clave. Ceolitas, Formación Bajo Barreal, ASTER, reflectance spectroscopy, rayos X.

Figura 1. Ubicación del área de estudio.

Abstract. “Prospection of sedimentary zeolites in Argentina: ASTER data application, SWIR reflect-ance spectroscopy and X-ray. Bajo Barreal Forma-tion, Chubut”. This work is to contribute to the regional survey of zeolites in a sector of the province of Chubut. Remote sensing techniques, reflectance spectrometry SWIR (Short Wave Infra Red) and X-ray diffraction (XRD) were applied, with the objec-tive of identifying sedimentary zeolites in the Bajo Barreal Formation of Chubut Group.The images ASTER (Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection Radiometer) have provided the basis for recognizing these units and continuity at a regional scale and have been an effective tool in identifying new prospective targets. At the same time the samples collected as areas Establecimiento La Peninsula and Sierra de Silva, have been an-alyzed using the technique of reflectance spec-trometry SWIR and then DRX has confirmed the presence of minerals from the group of zeolites as heulandita and clinoptilolite.

Keywords. Zeolite, Bajo Barreal Formation, ASTER, reflectance spectroscopy, X-ray.

Introducción. Las primeras referencias de ceolitas en la región patagónica se encuentran en las descripciones petrográficas de Casanova (1931). Posteriormente, Mason y Sand (1960) citan la presencia de clinoptilolita en tufitas de la Formación Sarmiento, en las márgenes del Río Chubut. Luego Teruggi (1962; 1964) identificó anal-cima en las rocas del Grupo Chubut, tanto para la región del Codo del Río Senguer como en testigos de perforación en áreas de la cuenca del Golfo San Jorge. Más tarde Andreis e Iñiguez (1968) publicaron sobre la presencia de clinoptilolita en rocas de la Formación La Matilde en la provincia de Santa Cruz. Posteriores trabajos sobre ceolitas en el Grupo Chubut tendieron a una mejor caracteriza-

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0.0-

HS2 P47b Sector A.dsp H5C5C0.mix

1400

1600

1800

—I—

2000

2200

2400

Wavelength (nm)

Figura 2. Firma espectral de una muestra de Estancia La Península, en color negro, comparada con la firma espectral de una mezcla de ceolitas (50% de heulandita y 50% de clinoptilolita) en color rojo.

ción mineral y sus implicancias económicas (Iñiguez et al., 1987; Iñiguez y Zalba, 1991). En el levantamiento geológico llevado a cabo por la Dirección Nacional de Geología y Minería se describe la nacencia de rocas ceolitizadas del Grupo Chubut en la ex mina Beatriz Sava Solari Yrigoyen I, al Este de Telsen (Page, 1987; Ardolino y Franchi, 1996). En Iñiguez Rodríguez (1994) se sintetiza sobre los depósitos ceolíticos de las provincias de La Rioja, San Juan y Chubut.

Recientemente, y con la participación de varios especialistas, SEGEMAR ha iniciado el programa “Prospección de ceolitas sedimentarias en la República Argentina”, que propone el estudio geológico y la caracterización de rocas sedimentarias portadoras de ceolitas en el país.

En el marco de este programa, el presente trabajo tiene como objeto contribuir a la prospección de ceolitas en un sector de la provincia de Chubut, mediante la utilización de la teledetección con imá-

Figura 3. Firma espectral de una muestra de Sierra de Silva, en color negro, comparada con la firma espectral de una mezcla de ceolitas (60% de heulandita y 40% de clinoptilolita) en color rojo.

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Tabla 1. Resultados del análisis por DRX.

Sitio M uestreo	Muestra	Composición Mineralógica por DRX
Toba Estab. La península (nivel superior)	Sector A HS2-P47A	Cuarzo+FK+Clinoptilolita+Plag+Esmectita
Toba Estab. La peninsula (nivel inferior)	Sector A HS2-P47B	Cuarzo+Clinoptilolita/Heulandita+Plag+FK+ Filoslllcatos
Toba Sierra de Silva	Sector B HS-BB1	Cuarzo+Clinoptllolita/Heulandita+Plag
Toba Sierra de Silva	Sector B HS2-BB41A	Cuarzo+Plag+Clinoptilolita/Heulandita+FK

genes ASTER y el análisis de las muestras colectadas en terreno mediante las técnicas de espectrometría de reflectancia SWIR y DRX.

Existen más de 60 especies de minerales de ceolitas naturales, cada una con su propia estructura y características físico químicas (Morante, et al, 2013).

Los minerales del grupo de las ceolitas son aluminosilicatos hidratados de elementos alcalinos y alcalinotérreos. Su composición y estructura molecular le confieren una gran capacidad de intercambio iónico y absorción molecular. Debido a su condición de “tamices moleculares” como a sus propiedades físico-químicas, se pueden obtener de ellas innumerables beneficios y materiales muy versátiles en la industria, agricultura, control ambiental, etc. (SEGEMAR-UNSAM, 2006).

Las ceolitas se manifiestan principalmente en rocas sedimentarias, como por ejemplo, a partir de material piroclástico fino depositado en cuencas que luego sufre procesos de hidrólisis y alteración. Si bien el mayor número de manifestaciones de ceolitas se encuentra en rocas sedimentarias, no deben descartarse los orígenes ígneo y metamórfi-co (Agosto, F., et al, 2005).

Ubicación y Geología del área de estudio.

El área de estudio se localiza en el centro sur de la provincia del Chubut, en las zonas aledañas al lago Musters, entre las coordenadas 45° 1’16.88"S / 69°38’14.83"O y 45°46’33.12"S / 68°25’28.90"O (figura 1).

Las zonas de muestreo son: 1.Establecimiento La Península y 2. Sierra de Silva, ambas con acceso por la Ruta Provincial 24 desde la localidad de Sarmiento.

Las muestras fueron extraídas de las rocas de la Formación Bajo Barreal aflorantes en el sector noroccidental de la Cuenca del Golfo San Jorge donde la Faja Plegada de San Bernardo expone las rocas cretácicas que han sido muestreadas. Esta formación constituye parte de la sedimentación continental en la cuenca cretácica que dio origen al Grupo Chubut (Lesta, 1968). Esta sedimentación estaría controlada por la subsidencia termal tardía posterior al rift neocomiano (Uliana et. al, 1989). El Grupo Chubut se apoya en discordancia sobre el Grupo Las Heras, que constituye el relleno del rift neocomiano (Lesta et al., 1980) y es cubierto en forma discordante por unidades terciarias originadas en una amplia plataforma de escasa pendiente

Figura 4. Imagen ASTER clasificada con la firma espectral de heulandita y clinoptilolita. A la derecha puede observarse un detalle de la clasificación de los sectores de donde se tomaron las muestras estudiadas como así también de otros de interés prospectivo.

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en un contexto dominantemente extensional (Lega-rreta et al, 1990).

La litología de la Formación Bajo Barreal fue originada por depósitos de corrientes efímeras, llanuras de inundación y ríos entrelazados proximales asociados a procesos volcaniclásticos, mientras que el miembro superior estaría constituido por depósitos de corrientes efímeras y llanuras de inundación (Hechem et al., 1989). Esta conformada fundamentalmente por tobas líticas y areniscas tufíti-cas bien estratificadas y muestran una marcada alternancia de niveles de bancos friables y duros que le dan un característico aspecto a sus afloramientos (Dal Molin, C., et al, en preparación).

Metodología. Se tomaron dos áreas piloto, Estancia La Península y Sierra de Silva, en las cuales se realizó un muestreo en afloramientos de la Formación Bajo Barreal, del Grupo Chubut.

Se procesaron datos ASTER nivel 3A de dos escenas completas, ortorrectificadas. Se ha confeccionado el mosaico del área de estudio, con una resolución espacial de 15 metros y espectral de 9 bandas provenientes del subsistema VNIR (Visible Near Infra Red) y SWIR. Luego se convirtió la imagen de números digitales a reflectancia relativa en dichas bandas, paso indispensable para poder comparar la respuesta espectral de los píxeles con las signaturas espectrales de las muestras. Se realizaron distintas combinaciones y cocientes de bandas, destacándose la combinación de bandas RGB 831, para la discriminación de unidades litoló-gicas aflorantes.

Finalmente se hicieron clasificaciones con el método “Spectral Angle Mapper” (SAM) a fin de obtener una imagen clasificada con la distribución de ceolitas, utilizando los patrones espectrales del USGS (U.S. Geological Survey), de heulandita y cli-noptilolita, disponibles en las bases de datos del programa de procesamiento ENVI. Luego se reajustaron las clasificaciones con los datos obtenidos a partir de la medición de las muestras con el espectrómetro PIMA (Portable Infrared Mineral Analyzer). El mismo se utilizó para identificar minerales del grupo de las ceolitas a partir de su firma espectral. Las ceolitas, de acuerdo a su patrón espectral, muestran solamente rasgos de absorción que corresponden a la presencia de agua, con valores alrededor de 1400 nm y 1900 nm. Estos mismos rasgos se observan en el ópalo y las esmectitas, sin embargo hay pequeñas diferencias en estos valores para las ceolitas, donde el rasgo de 1400 nm aparece desplazado levemente hacia longitudes de onda mayores, entre 1450 y 1470 nm (Hauff P, 1994).

Una vez obtenida dicha signatura espectral, la información obtenida fue analizada con el programa SpecWin Revision 1.6 y se compararon los resultados de la muestra con espectros patrones de minerales del grupo de las ceolitas, a fin de obtener

correspondencia. Para este caso se realizaron mezclas de heulandita y clinoptilolita con el programa a fin de encontrar la signatura que más se asemeje a la de las muestras (Figuras 2 y 3).

Posteriormente se contrastaron estos resultados con análisis de DRX. Esta técnica, generalmente utilizada para la identificación de ceolitas, permite además estimar, semi cuantitativamente, la abundancia de ceolitas y minerales asociados.

De acuerdo al análisis DRX, se confirma la presencia de heulandita y clinoptilolita. En la tabla 1 se detalla la composición mineralógica detectada.

Resultados. Como resultado de este trabajo se obtuvo una imagen clasificada de distribución de ceolitas (figura 4). Los pixeles clasificados corresponden a las tobas ceolitizadas presentes en las zonas piloto de Estancia La Península y Sierra de Silva. Además se han identificado nuevas zonas prospectivas a partir de esta clasificación y las características geológicas y geomorfológicas de la Formación Bajo Barreal, donde esta unidad constituye una planicie estructural de arrasamiento por la alternancia de capas duras y blandas. La disposición de las ceolitas coincide con las capas más duras en los niveles menos friables.

Discusión y Conclusiones. Las esmectitas poseen una respuesta espectral similar a la de las ceolitas en las bandas SWIR de ASTER, siendo esto una limitante para el método, razón por la cual no puede omitirse el estudio geológico del área, a fin de no realizar falsas interpretaciones. Con respecto a la técnica de espectrometría de reflectancia SWIR, las ceolitas no tienen rasgos determinantes para afirmar su presencia sin descartar otros minerales, como por ejemplo, ópalo y esmectitas (Castro Godoy et. al, 2015), los cuales comparten rasgos en el espectro. Sin embargo, ha sido de utilidad para el estudio de muestras y una vez corroborada la presencia de ceolitas con DRX, se ha confeccionado una librería espectral.

La técnica de espectrometría de reflectancia SWIR no solo aporta el dato de la probable presencia de ceolitas en las muestras, sino que además otorga un patrón espectral que permite realizar clasificaciones supervisadas en las imágenes, ajus-tando las interpretaciones previas, en una segunda instancia.

Es indispensable complementar la teledetección y la espectroscopía de reflectancia SWIR fundamentalmente con trabajos de campo y con otras técnicas como la DRX, petrografía y demás estudios de caracterización de ceolitas.

Agradecimientos. Agradecemos al Servicio Geológico Minero Argentino por permitir la publicación de este trabajo.

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INCLUSIONES FLUIDAS EN EL CUARZO AURÍFERO DE LAS VETAS LA ROSARIO Y LA ALUMBRERA EN EL DISTRITO AURÍFERO CULAMPAJÁ, CATAMARCA, ARGENTINA

Martínez, F.^1,2; Fogliata A. S.^1,2 y Mas, G.³

¹   Fundación Miguel Lillo.

²   Facultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo.

³   Universidad Nacional del Sur.

Resumen. El distrito aurífero Culampajá se encuentra ubicado en la Sierra de Altohuasi-Culam-pajá en provincia geológica Sierras Pampeanas Occidentales, provincia de Catamarca. La minerali-zación consiste en vetas de cuarzo con mineraliza-ción de oro, y están emplazadas en un granitoide deformado denominado Formación Chango Real. El objetivo de este estudio es determinar las características de fluidos hidrotermales mediante el estudio microtermométrico de inclusiones fluidas presentes en las vetas de cuarzo de las zonas mineralizadas de La Rosario y La Alumbrera.

Palabras clave. Inclusiones fluidas, cuarzo aurífero, Culampajá.

Abstract. The Culampajá gold district is located in the Sierra de Altohuasi-Culampajá of Sierras Pampeanas Occidentales geological province, Cat-amarca province. Mineralization consists of quartz veins with gold mineralization and are emplaced in a deformed granite called Chango Real Formation. The aim of this study is to determine the hydrother-mal fluids characteristics by microthermometric study of fluid inclusions present in the quartz veins mineralized in La Rosario and La Alumbrera areas.

Keywords. Fluid inclusions, quartz gold, Cu-lampajá.

Introducción. El distrito aurífero Culampajá está ubicado en la sierra de Altohuasi–Culampajá en la provincia geológica de Sierras Pampeanas Occidentales en la provincia de Catamarca. La zona de estudio se encuentra limitada por las quebradas de Lampacito al Norte y de La Alumbrera al Sur, entre las latitudes S 27°02’ y 26°56’ y las longitudes O 67°01’30" y 66°58’30". Las manifestaciones corresponden a vetas de cuarzo portadoras de oro emplazadas en un granitoide deformado denominado Formación Chango Real (Turner, 1962). El objetivo de este trabajo es caracterizar los fluidos hidrotermales responsables de la mineraliza-ción mediante el estudio de las inclusiones fluidas presentes en las vetas de dos sectores mineralizados: La Rosario y La Alumbrera (figura 1).

Geología regional. Las rocas más antiguas pertenecen a la Formación Loma Corral (Turner, 1962) de posible edad Precámbrico – Cámbrico Inferior (Aceñolaza y Toselli, 1981). Son metamorfitas de bajo grado de la facies esquistos verdes, esquistos, cuarcitas, filitas y pizarras. Las rocas graníticas más abundantes corresponden a la Formación Chango Real (Turner, 1962), un e intruyen a las metamorfitas. Lazarte (1992) redefine a esta Formación como un ortogneis granítico pretectónico de posible edad cambro-ordovícico. En algunas áreas, la deformación es más intensa, con características de gneis milonítico.

En la sierra de Culampajá también aflora el granito Papachacra (García et al. 1981) que intruye a las rocas de la Formación Loma Corral y Chango Real, y se divide en dos subunidades: El stock Alto-huasi y El Portezuelo. El granito Papachacra es de composición sieno a monzogranitica, postectónico, leucocrático y no presenta deformación. Geoquímicamente es de tipo calcoalcalino, peraluminoso, muy evolucionado y con tendencia peralcalina. Según Lazarte (1994) sería de edad devónico-carbonífero. En discordancia, aflora la Formación El Cajón (Turner, 1962) constituida por areniscas y tobas de edad miocena superior-pliocena (Parra y Morales, 2003). El cuaternario está representado por depósitos conglomerádicos aluvionales y sedimentos arenosos eólicos.

La estructura regional presenta un fallamiento inverso lístrico característico de Sierras Pampeanas con fallas de rumbo NNE-SSO, que ponen en contacto rocas terciarias con el basamento cristalino, levantando la sierra de Culampajá. También existen megafracturas de rumbo ENE-OSO en la zona de La Alumbrera y fracturas de orientación NNO-SSE a submeridianas, que coinciden con el rumbo del lineamiento Corral Quemado.

Las estructuras más sobresalientes del área de estudio lo constituyen lineamientos de rumbo aproximado N-S y particularmente, una zona de cizalla de orientación general NO-SE que generó la deformación del granito Chango Real.

Geología local. La mineralización ocurre en el faldeo oriental de la sierra de Culampajá. La roca de caja es el granito Chango Real, de composición monzogranítica a granodiorítica. Está formado por plagioclasa (labradorita), cuarzo, ortosa, microclino, biotita, apatito, circón, ilmenita, titanita y rutilo. Presenta una foliación milonítica muy marcada en algunos sectores, principalmente en los afloramientos afectados por el lineamiento Corral Quemado.

Las vetas de cuarzo, se emplazan por medio de fracturas tensionales (Ávila y Velazco Robles, 1983) de rumbo predominantemente E-O con inclinaciones subverticales. Además se observaron dos sistemas de vetillas de cuarzo de diferente rumbo en la zona de Tajo Largo N55°E con inclinaciones de 85° NE, y N40°O con inclinaciones sub-

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verticales en la zona de La Rosario. Las vetas tienen poca potencia, 0,1 m a 1 m y color blanquecino con impregnaciones de óxidos de hierro. Los minerales opacos (sulfuros y óxidos) aparecen en pequeños “bolsones” distribuidos irregularmente en las vetas. La textura es maciza, sin ramificaciones, aunque en algunas zonas hay venilleo tipo “stoc-kwork”. Están formadas por cuarzo como principal mineral de ganga, pirita y calcopirita. Se observa covelina reemplazando a calcopirita y goethita, he-matita, azurita y malaquita como productos de oxidación de pirita y calcopirita. El oro no se pudo determinar microscópicamente en este trabajo, solo a través de los análisis químicos en las vetas y las salvandas de las mismas. Sin embargo, existen antecedentes que mencionan oro nativo en chispas en las vetas (Ávila y Lazarte, 2011).

Textura del cuarzo. El cuarzo en las vetas es masivo de grano fino, vítreo, de color blanquecino a ahumado translucido con tonos grisáceos y recubiertos por pátinas de óxidos de hierro. Se observan abundantes microfracturas, llegando hasta

Figura 1. Mapa geológico del área de estudio.

el brechamiento. Se observó pequeños espacios abiertos irregulares y equidimencionales microscópicos del orden de 0,1 mm.

Microscópicamente se reconocieron texturas de crecimiento primarias generadas durante la formación de los cristales de cuarzo y texturas secundarias superpuestas que afectan a las primarias y corresponden a eventos posteriores.

Los granos de cuarzo son anhedrales a subhe-drales con extinción fragmentosa a ondulosa y tamaños que varían entre 0,5 a 2 mm. Los contactos entre los mismos son difusos y con límites suturados y evidencias de disolución. La principal textura primaria es maciza (textura buck, Dowling y Morri-son, 1989) con agregados no orientados de cristales anhedrales. La principal textura secundaria corresponde a bandas de subgranos con espesores de 175ìm y el desarrollo de subgranos aislados o en grupos, generados por la recristalización dinámica en los bordes del cuarzo. Estas bandas presentan un diseño rectilíneo con orientaciones diferentes, lo que genera que se crucen según ángulos oblicuos.

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Figura 2. Detalle de las inclusiones fluidas Rosario.

Petrografía y termometría de las inclusiones fluidas. La petrografía se realizó con un microscopio Olimpus BX51. Se realizó un “mapeo” petrográfico para determinar las inclusiones fluidas más adecuadas para realizar el estudio microtermo-métrico posterior.

El estudio microtermométrico se realizó con una platina de calentamiento/enfriamiento LinKam MDS 600, instalada en un microscopio petrográfico Olim-pus BX50. La platina fue calibrada con sustancias estándares para el rango 0° a +400°C, el punto triple del CO2 (-56,6°C) se calibro mediante inclusiones naturales de CO₂ puro (localidad Calanda, Suiza; Tourey, 1968). Se confeccionó una curva de calibración para el equipo que muestra una exactitud de 1°C con precisión de ± 0,5°C en el rango comprendido entre -60°C y +120°C.

Se reconocieron inclusiones fluidas de tipos primarias, pseudosecundarias y secundarias. Se estudiaron solo las inclusiones primarias, ya que reflejan el fluido presente durante el crecimiento del cristal. Se presentan distribuidas al azar con tamaños entre 10 y 40ìm llegando hasta 100ìm. Tienen formas subredondeadas a elongadas, y también de cristal negativo. En menor cantidad se observaron inclusiones de forma irregular que evidencian procesos de estrangulamiento parciales (“necking

estudiadas, a y c corresponden a La Alumbrera; b y d a La

down”).Se identificaron dos tipos principales de inclusiones fluidas primarias a temperatura ambiente; bifásicas acuosas líquido dominante (tipo 1) y trifásicas acuosas con CO₂ (tipo 2):

Tipo 1: Son inclusiones bifásicas acuosas líquido dominante (figura 2): son las más abundantes y diáfanas, presentan formas regulares subredon-deadas o de cristal negativo (rómbicas con caras piramidales), el porcentaje que ocupa la fase de vapor es de 20 a 40%, llegando hasta 50%. Se encuentran de forma aislada en espacios intracris-talinos o formando “clusters” junto con inclusiones monofásicas. Es posible dividir a estas inclusiones en función de la forma, tamaño y temperaturas a las que homogeneízan: 1a) son medianas a grandes. Poseen formas regulares redondeadas a elípticas y de cristal negativo, aunque en ocasiones son irregulares con tamaños que oscilan entre 20 y 80mì. Las temperaturas de homogeneización (Th) oscilan entre 205 y 435°C; 1b) Son de tamaño moderado (35mì), formas irregulares y con estrangula-mientos. Las Th son de 330 a 435°C; 1c) Pequeñas a medianas con forma de cristal negativo, y tamaños desde 15 a 30mì. Las Th registradas rondan en los 450°C.

Tipo 2: Son inclusiones trifásicas líquidas con CO₂ (figura 2a): contienen dos fases líquidas in-

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Tabla 1. Resumen de los datos obtenidos en el estudio microtermométrico de las inclusiones fluidas.

Tm

temperatura de fusión final de la hidrohalita o del hielo; Tm_c

temperatura de fusión final del

clatrato; Th_CO2: final.

temperatura de homogeneización de la fase CO₂; Th temperatura de homogeneización

Área	Tipo de inclusión	n	Tmte(*C)	Tflc/otrati>rO	ThcaCC)	Th fC)	Salinidad (eq, wt%	Densidad media
	la	11	-3 a -12,5			232 a 400	5 a 16,4	0,77
La Rosario	Ib	1	-10,5			332	14,5	0,82
	le	3	-4,6 a -8,6			324 a 437	7,3 a 12,4	0,71
	2b	2	-3,8	6,5	27,6 a 28,1	246 a 305	6 a 6,2	0,75
	la	8	-4,2 a -10,2			204 a 413	6,7 a 14,1	0,85
	Ib	4	-3.5 a-11			329 a 435	5,7 a 15	0,65
La Alumbrera	le	2	-7,4 a -9,2			385 a 425	11 a 13,1	0,67
	2a	2	-2,3 a -5,5		26 a 28,2	374 a 435	3,9 a 8,5	0,66
	2b	3	-6,8 a -7,2	5,7	25,7 a 27	356 a 425	8 a 10,7	0,73

miscibles, una solución acuosa y CO₂ líquido con una burbuja pequeña de CO₂ gaseoso. Su tamaño oscila entre 20 y 40ìm, son menos frecuentes que las tipo 1 y presentan forma irregular-alargada a subcircular o de cristal negativo. Se presentan formando trenes cortos de (3 o 4) en el interior de los granos de cuarzo. Se dividieron estas inclusiones en función del porcentaje que ocupa la fase CO₂ en la inclusión: 2a) La fase de CO₂ ocupa más de un 50% del volumen total de la inclusión; 2b) La fase de CO₂ ocupa menos de un 50% del volumen total de la inclusión.

Inclusiones bifásicas acuosas líquido dominante (Tipo 1). Estas inclusiones pertenecen al sistema H₂O-NaCl y constituyen el 80% aproximadamente de las inclusiones observadas. Las Th a fase líquida de estas inclusiones se encuentran entre 260°C y 450°C con un promedio de 341°C. Se observaron algunas inclusiones de tipo 1a y 1b donde la fase de vapor ocupa de un 40 a un 50% y las mismas homogeneizaron a fase gaseosa a una temperatura promedio de 426°C.

La determinación de la temperatura de comienzo de fusión de la hidrohalita o punto eutéctico del sistema H₂O-NaCl (Te) es importante para determinar la composición del fluido. En algunas inclusiones (en las de mayor tamaño y más diáfanas) el Te pudo determinarse, mientras que en otras solo se determinó la temperatura de fusión final del hielo (Tm). Las temperaturas del Te varían entre -22 y -33, correspondiendo a un sistema H₂O-NaCl que posee una Te teórica de –20,8°C (Shepherd et al., 1985). Estos valores por debajo del punto eutéctico teórico indicarían que además de NaCl, hay otras sales presentes por lo que se debe y considerar la participación de otras sales tales como CaCl₂ y MgCl₂ y KCl en el sistema acuoso (Bodnar, 2003).

Para calcular la salinidad se utilizó la Tm y se tuvo en cuenta la tabla de salinidades de Goldstein y Reynolds (1994) que relaciona la salinidad con Tm (Bodnar 1992a, b). Los resultados obtenidos muestran que las salinidades varían entre 5,7 y

16,4% NaCl eq. con un promedio de 11,2% NaCl eq. Ahmads y Rose (1980), construyeron un diagrama que permite calcular densidad aproximada de la solución más el vapor que se encuentran en las inclusiones. Este cálculo se efectúa a partir de los valores obtenidos de Th y de Tm. Los valores de densidad para las inclusiones tipo 1 se encuentran entre 0,58 a 0,89 g/cm³ con una media de 0,77 g/cm³.

Inclusiones trifásicas líquidas con CO₂ (Tipo 2). Pertenecen al sistema H₂O-NaCl-CO₂. La fase de CO₂, se encuentra separada en dos fases a temperatura ambiente. La fase gaseosa corresponde a una pequeña burbuja que homogeniza rápidamente a fase líquida con el CO₂ líquido al iniciar el calentamiento entre 24° y 27°C por lo que la densidad sería mayor a la crítica (que se produce a 31°C y corresponde a una densidad de 0,47 g/ cm³). Los cálculos efectuados para esta fase indican una densidad de la fase CO₂ de 0,73 g/cm³. Las Th total del sistema, que se alcanzan en el punto de mutua solubilidad H₂O-CO₂ oscilan desde los 246°C a los 435°C con una media de 358,7°C.

Durante el enfriamiento, el punto de fusión o eutéctico del CO₂ se produjo entre los -56,2 y -58,5°C. La ligera desviación registrada respecto del valor -56,6°C (temperatura del punto triple del CO₂ puro) indica la existencia de otros gases en la mezcla como CH₄ o N₂ (Mangas y Sierra, 1991).

La Te se produjo a temperaturas que varían entre -21 y -25, de nuevo inferiores al eutéctico del sistema H₂O-NaCl, lo que sugiere la presencia de otra sal en la fase acuosa.

La formación de clatrato se observó solo en dos inclusiones y la fusión del mismo se produjo a 8,5°C, esta temperatura inferor a 10°C indica presencia de CO₂ como fase dominante en la mezcla gaseosa (Shepherd et al., 1985). Donde se observó la formación de clatratos la salinidad se calculó con la temperatura de fusión del último cristal de clatrato, la cual es función de la salinidad de la fase acuosa coexistente. Donde no se observó la

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formación de clatratos la salinidad puede calcularse a partir de las temperaturas de fusión final de la hidrohalita de la fase acuosa, que varía de 3,9 a 10,2% NaCl eq. con un valor promedio de 7,6%.

Para calcular de densidad en este tipo de inclusiones se tuvo en cuenta la densidad de la fase acuosa y de la fase de CO₂ estimándose los volúmenes de cada una de las fases. Las densidades oscilan entre 0,64 y 0,80 g/cm³ con una media de 0,71 g/cm³.

Sectores mineralizados. El estudio de inclusiones fluidas se realizó en 2 sectores mineralizados, La Rosario y La Alumbrera. Los resultados se observan en la tabla 1. Se realizaron histogramas de frecuencia de los datos de Th y salinidades y se discriminaron las inclusiones de acuerdo a cri-

Figura 3. histogramas de frecuencias A: La Alumbrera; B: La Rosario y C: diagrama binario Th vs. Salinidad para las dos zonas analizadas.

terios petrográficos con el fin de expresar los rangos y variaciones de los mismos. Además se realizó un diagrama binario de Th vs. Salinidad para visualizar diferencias entre ambas zonas. La Alumbrera: en este sector se hallan todos los tipos de inclusiones descriptas. La moda de Th está entre 400 y 425°C con presencia de todos los tipos de inclusiones excepto las 2a y la de salinidades entre un 10 a 12% NaCl eq. (figura 3 A).

La Rosario: las inclusiones presentes son de tipo 1a, 1b, 1c, y 2b y están ausentes las de tipo 2a. La moda de Th se sitúa en el intervalo de 375 a 400°C y en la misma se encuentran inclusiones de tipo 1a y 1c y la moda de salinidades se encuentra entre 12 y 14% NaCl eq (figura 3 B).

En el diagrama binario de la figura 3 C, se representaron los datos de Th vs. salinidad para las

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dos zonas estudiadas. Puede observarse que no existe una población que establezca una separación entre las dos zonas ya que la nube de puntos formada es uniforme.

Conclusiones. Las propiedades de presión, temperatura, salinidad y densidad de las inclusiones en la zona de La Alumbrera y La Rosario permiten realizar las siguientes conjeturas:

Las inclusiones tipo 1 constituyen un 80% de las inclusiones estudiadas.

Las Th de las inclusiones tipo 1 y 2 son homogéneas y varían desde los 200 a 435°C por lo que se considera la mineralización se encuentra dentro del rango establecido para los depósitos mesoter-males. Las salinidades varían entre 3,9 y 16,4 %NaCl eq., siendo en términos generales las inclusiones de tipo 1 más salinas que las tipo 2.

La coexistencia de inclusiones tipo 1 y 2 sugiere el entrampamiento de un fluido de alta temperatura, de composición heterogénea acuoso-carbóni-co, con pequeñas cantidades de otros gases (CH₄ o N₂) y una salinidad moderada que promedia 10,5 %NaCl eq. Sin embargo las inclusiones que contienen CO₂ solo constituyen un 20% de las analizadas y se hallan en ambas manifestaciones minerales. Por lo que podríamos considerar que el fluido mineralizante es dominantemente acuoso con menores cantidades de CO₂.

Las Th representadas en los histogramas para las dos zonas analizadas muestran dos modas diferentes, una de 375 a 400°C para La Rosario y otra de 400 a 425°C para La Alumbrera. Estas temperaturas son próximas y las variaciones no son demasiado grandes. En cuanto a las salinidades en La Rosario la moda se ubica entre un 12 y un 14 %NaCl eq., mientras que en La Alumbrera se ubica entre un 10 y un 12 %NaCl eq.

Las dos zonas mineralizadas presentan una marcada homogeneidad en cuanto a los datos obtenidos. El fluido hidrotermal responsable de la mi-neralización en la Rosario sería más salino y de menor temperatura respecto a La Alumbrera. No obstante tanto el rango temperaturas como el de salinidades entre las dos zonas son muy próximos. Esto sumado a la falta de diferenciación de las dos zonas mineralizadas en un diagrama binario de Th vs salinidad (figura 3C), hace pensar que se trata de un fluido uniforme y de origen común para ambas manifestaciones minerales.

Es destacable en la zona de La Alumbrera una importante población de inclusiones fluidas tipo 1a que se ubican entre los 200 a 325°C con salinidades en el rango de 10 hasta 16 %NaCl eq. (figura 3A). Este grupo de inclusiones podría corresponder a un evento tardío de menor temperatura y salinidad moderada a alta.

La coexistencia de inclusiones fluidas que ho-mogeneízan a fase gaseosa y de salinidad relativamente más baja, con inclusiones acuosas ricas en

líquido que homogeneízan a líquido a temperaturas análogas a las anteriormente mencionas, podría considerarse una evidencia de ebullición si bien las inclusiones que homogeneízan a fase vapor son escasas. Por lo tanto, el fluido responsable de la mineralización podría haber experimentado episodios de ebullición que originó la desmezcla en una fase de vapor poco densa, y una fase acuosa de mayor densidad.

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