ARTICULOS

GEOQUÍMICA DE LOS FILOSILICATOS EN EL PÓRFIDO DE CU (AU) ALTAR, SAN JUAN: SU APLICACIÓN EN EXPLORACIÓN MINERA, GEOTERMOMETRÍA Y METALURGIA

 

Maydagán Laura^{1, 2}, Franchini Marta^{1, 2,3}, Agnes Impiccini⁴, David Lentz⁵

¹   Centro Patagónico de Estudios Metalogenéticos, CONICET. E-mail: lauramaydagan@yahoo.com.ar

²   INGEOSUR-UNS, Departamento de Geología, UN del Sur, San Juan 670, Bahía Blanca.

³   Instituto de Investigación de Paleobiología y Geología, UN de Río Negro. Av. Julio A. Roca 1242. Roca.

⁴   Departamento de Geología y Petróleo, Facultad de Ingeniería, UN del Comahue. Buenos Aires 1400, Neuquén.

⁵   University of New Brunswick, Fredericton, New Brunswick E3B 5A3, Canada.

Abstract. Phyllosilicates geochemistry in the Altar porphyry Cu-(Au) deposit, San Juan, Argentina: applications in exploration, geothermometry, and geometallurgy. Biotite, chlorite, muscovite, illite, and kaolinite from the Altar porphyry Cu-(Au) de-posit of the Andean Main Cordillera of San Juan Province (Argentina) were constrained using X-ray diffraction, electron microprobe, and infrared spec-troscopy analyses, to map compositional variations. Our study demonstrates that variations in phyllosil-icate composition have the potential to be used as vectors in ore exploration and to differentiate be-tween barren and fertile intrusions. A detailed anal-ysis of type and proportion of phyllosilicates, as well as the presence of ore minerals in fine frac-tions, should be undertaken to optimize metal re-coveries during the upcoming benefaction of these ores.

Keywords. Phyllosilicates, Clays, Altar porphy-ry, Argentina, Mining exploration, Geometallurgy.

Se estudiaron las variaciones composicionales de los filosilicatos presentes en el pórfido Cu-(Au) Altar, Cordillera de los Andes, San Juan. Los filosi-licatos, biotita, clorita, muscovita, illita y caolinita, fueron identificados y caracterizados mediante difracción de rayos X, microsonda electrónica y análisis de espectroscopía infrarroja. Las biotitas mag-máticas de los pórfidos mineralizados tienen mayores contenidos de XMg, K, y F y menores relaciones Fe/(Fe+Mg) en comparación con las biotitas de los pórfidos estériles del distrito (Figura 1). Las biotitas hidrotermales de los niveles más profundos, con alteración potásica y altas leyes de Cu, presentan mayores valores de XMg, Mg y F, y menor contenido de Cl que las muestras con biotitas de los niveles más superficiales (Figura 1). Cristales de clorita asociados a la mineralización de Cu muestran menor contenido de Fe y Mn y mayor Mg que las cloritas de las zonas poco profundas y distales (Figura 1). Las temperaturas obtenidas a partir de la relación de equilibrio XMg-Ti en biotitas (Henry et al. 2005) y del contenido de ^IVAl en clori-tas (Cathelineau 1988) coinciden con las estimaciones de temperaturas previas en base a contenido de titanio en cuarzo e inclusiones fluidas (May-dagán et al. 2015). La similitud de las relaciones de fugacidades log fH₂O/fHF, log fHF/fHCl y log fH₂O/ fHCl entre las biotitas de Altar y las de depósitos de pórfidos de cobre cercanos; como Los Pelambres, sugieren que estos parámetros pueden ser una función de la fuente magmática.

Los filosilicatos más abundantes en el depósito Altar pertenecen a la serie dioctaédrica de tipo potásico, están presentes en las zonas de alteración fílica y clorítica y se superponen a la alteración potásica. Los filosilicatos dioctaédricos potásicos presentes en las zonas con alta proporción de Cu (> 0.8% Cu) tienen entre 2.4 y 2.8 de Al total (apfu) con composiciones intermedias entre la muscovita e illita, mientras que los que presentan contenidos muy altos y muy bajos respectivamente de Al total provienen de zonas con menores valores de Cu (Fig. 1). La presencia de caolinita en halos

Figura 1. Resumen gráfico del trabajo que muestra las diferencias composicionales reconocidas en los filosilicatos del pórfido Altar, y su vinculación con la mineralización de cobre.

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

213

de venas tardías sugiere una disminución de la temperatura (<200° C, Reyes 1990) de los fluidos hidrotermales finales. Nuestros estudios demuestran que las variaciones en la composición de los filosilicatos tienen el potencial para ser utilizadas en actividades de exploración minera y diferenciar entre intrusiones estériles y fértiles. Un análisis detallado del tipo y proporción de filosilicatos, así como de la presencia de minerales de alteración en las fracciones más finas se podría utilizar para optimizar la recuperación de los metales durante los procesos de explotación próximos a realizarse.

BIBLIOGRAFÍA

Cathelineau, M., 1988. Cation site occupancy in chlorites and illites as a function of tempera-ture. Clay Minerals 23: 471-485.

Henry, D.J., Guidotti, C.V. y Thomson, J.A., 2005. The Ti-saturation surface for low-to medium pressure metapelitic biotites: implications for geothermometry and Ti substitution mechanis-ms. American Mineralogist 90: 316-328.

Maydagán, L., Franchini, M., Rusk, B., Lentz, D., McFarlane, C., Impiccini, A., Ríos, F.J. y Rey, R., 2015. Porphyry to epithermal transition in the Altar Cu-(Au-Mo) Deposit, Argentina, stu-died by cathodoluminescence, LA-ICP-MS, and fluid inclusion analysis. Economic Geology 110: 889-923.

Reyes, A.G. 1990. Petrology of Philippines geother-mal systems and the application of alteration mineralogy to their assessment. Journal of Volcanology and Geothermal Research 43: 279-309.

214

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA DE LA VETA LA RICA, CAÑADA HONDA, SAN LUIS, ARGENTINA

Melnyk-Bustamante Natalia¹; Gallard-Esquivel María C.²; Roquet María B.¹; Urbina Nilda E.¹ y Crespo

Esteban³

¹   Universidad Nacional de San Luis, Departamento de Geología, Ejército de los Andes 950 bloque II planta baja (5700), San Luis, Argentina. belenroquet@gmail.com

²   UNSL-CONICET, Departamento de Geología, Ejército de los Andes 950 bloque II planta baja (5700), San Luis, Argentina. cecilia.gallard@gmail.com

³   UNSL-LABMEN CCT San Luis, Ejército de los Andes 950, bloque I planta baja (5700), San Luis, Argentina.

Resumen. El área de estudio se halla en el distrito de Cañada Honda, cuya localidad homónima se encuentra a 90 km al NNE de la ciudad de San Luis a aproximadamente 1720 msnm, en el departamento Coronel Pringles, entre los 32° 49' 0.81" S, 66° 1' 58.82" O y 32° 49' 13.08" S, 66° 1' 37.40" O. Las vetas de cuarzo se encuentran hospedadas en rocas metamórficas de alto grado pertenecientes al Complejo San José de edad precámbrica-pa-leozoica. La pertenencia minera comprende cuatro vetas de orientación E-O y una de rumbo NE-SO. La mineralogía de mena de las vetas está representada por abundante pirita, galena, esfalerita, acompañada en menor proporción por pirrotita, calcopirita, electrum, melnikovita y como minerales su-pergénicos anglesita, cerusita y goethita. En base a las características morfológicas, mineralógicas y texturales el depósito La Rica se clasifica como epitermal de baja sulfuración, asociado al volcanismo terciario de Cañada Honda, específicamente, al evento volcánico del Cerro del Valle.

Palabras clave. Geología, mineralogía, veta La Rica, epitermal, San Luis.

Abtract. “Geology and mineralogy of La Rica vein, Cañada Honda, San Luis, Argentina”. The studied area is located in the Cañada Honda dis-trict, which homonymous town is situated at ap-proximately 90 km to the NNE of San Luis city, ap-proximately 1720 msnm, in the Coronel Pringles de-partment, between 32 ° 49 ‘0.81 “S, 66 ° 1' 58.82” W and 32 ° 49 ’13.08 “S, 66 ° 1' 37.40” W. The quartz veins are hosted in high-grade metamorphic rocks belonging to the San Jose Complex of pre-cambrian-paleozoic age. The mining property in-cludes four veins with E-W orientation and one with NE-SW direction. The ore mineralogy of the veins is represented by abundant pyrite, galene, sphalerite, accompanied in a lower proportion by pyrrhotite, chalcopyrite, electrum, melnikovite and

anglesite, cerusite and goethite as supergene min-erals. Based on morphological, mineralogical and textural characteristics of the deposit La Rica is classified as a low sulphidation epithermal deposit associated to the Cañada Honda terciary volcanism, specifically to the Cerro del Valle volcanic event.

Keywords. Geology, mineralogy, La Rica vein, epithermal, San Luis.

Introducción. La veta La Rica se encuentra ubicada en el distrito Cañada Honda que dista 90 km al NNE de la ciudad de San Luis, a aproximadamente 1720 msnm, limitada por las coordenadas 32° 49' 0.81" S, 66° 1' 58.82" O y 32° 49' 13.08" S, 66° 1' 37.40" O. Se accede al área de estudio desde la ciudad de San Luis, transitando la ruta provincial N° 9 hasta la localidad La Carolina, desde allí se toma el camino que lleva a la gruta de Inti-huasi y luego de recorrer 4 km se gira hacia el Sur, siguiendo el camino que conduce a la escuela del paraje Cañada Honda (figura 1).

El distrito Cañada Honda comprende depósitos tipo porfírico de Cu-Au (Diente Verde y Mario) y epitermales vetiformes con mineralización de sulfu-ros de metales base (Zn,Pb, Cu) y Au-Ag (La Carpa, La Reynela, La Rubia-Los Quirquinchos y La Rica) (Sruoga et al., 2013).

El presente trabajo detalla las características geológicas del sector que hospeda a las vetas y define la mineralogía presente.

Geología Local. Las rocas aflorantes corresponden al basamento metamórfico de la Sierra de San Luis (figura 1), pertenecientes al Complejo Metamórfico Pringles (Sims et al., 1997; Sato et al., 2003) o Complejo Gnéisico San José (Ortiz Suárez 1999; Costa et al., 1999).

Los gneises que forman la roca de caja exhiben una marcada foliación de rumbo general

NNE, con fuerte buzamiento al Oeste (39°/ 80°O). Están compuestos principalmente por cuarzo, presentando además feldespatos, granate, moscovita, grafito y escasa biotita observable en muestra de mano, con pátinas de hematita y goethita.

Metodología. El estudio de los minerales metálicos del depósito La Rica se efectuó a través de la observación de veinte cortes calcográficos, cuyas muestras provienen de las escombreras. Las probetas calcográficas se estudiaron mediante microscopía de reflexión utilizando un microscopio trinocular Leica DMRXP y microscopía electrónica de barrido (MEB), empleando el equipo LEO 1450 VP que cuenta con un espectrómetro dispersivo de energía (EDS) Génesis 2000 y uno dispersivo en longitudes de onda (WDS) INCA wave 700, perteneciente al laboratorio de microscopía electrónica y microanálisis (LABMEN) de la Universidad Nacional

SAN LUIS,

O            40 Km

i ¡Zona de Tesis %" *< Escombrera                I I Viviendas                           -----Arroyo

LÜJAIteración          (^jEscombrera Cubierta         Basamento Metamórfico -----Camino Cariada Honda

Cuaternario ■Labor                             / Foliación                            — -Trinchera

Figura 1. Mapa de ubicación de la zona de estudio que muestra el detalle de ubicación en el cerro Federico de las vetas que forman el depósito La Rica y su orientación.

216

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

Tabla 1. Análisis WDS de galena, esfalerita y electrum.

wt%	Galena 71,6	8 0,43	Esfalerita	6	Electrum	6
PbMp
BiMa	0,499	0,02
ZnKa			41,41	0,20
Fe Ka			14,41	0,09
MnKa			6,68	0,04
CdLa			0,22	0,01
SKa	24,47	0,08	39,57	0,13
AuLa					46,18	0,35
AgLa	0,48	0,02			49,31	0,02
Total	97,05		102,28		95,49
5. Error experimental de cada dato.

de San Luis-CONICET. Las abreviaturas minerales utilizadas son las de Whitney y Evans (2010).

Para el análisis microscópico del basamento se observaron tres cortes petrográficos, determinándose la presencia de textura granoblástica a grano-lepidoblástica, con porfiroblastos de granate y acompañado por: cuarzo, feldespato, granate, mos-covita/sericita, con minerales opacos, zircón y rutilo como accesorios.

Mineralogía y yacencia. La mina La Rica consta de una pertenencia minera en las que se observaron cinco galerías, cuatro paralelas entre sí y una pequeña subtransversal a las primeras. Las galerías marcan la corrida de las vetas que, en el caso de las cuatro primeras, tienen un rumbo aproximado E-O y en la última, un rumbo NE-SO; todas presentan buzamiento subvertical de 80ºS y las labores se encuentran inaccesibles por inunda-

Figura 2. A. Microfotografía de electrones retrodifundidos, conteniendo Gn-Sp-Ele. 1. EDS galena. 2. EDS esfalerita y 3. EDS electrum.

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

217

ción. Los gneises se ven afectados por alteración sericítica y hematitización, muy marcada en las cercanías de las labores y más difusa a mayor distancia. Localmente aparecen leucosomas de color blanco a rosado claro, ricos en cuarzo y feldespatos, siguiendo la foliación.

La mineralogía de las vetas está representada por abundante cuarzo y pirita, galena, esfalerita, acompañada en menor proporción por pirrotita, calcopirita, electrum, melnikovita y como minerales supergénicos anglesita, cerusita y goethita.

Las texturas presentes más abundantes son las de relleno de espacios abiertos. En el campo los contactos entre veta y caja son netos y, bajo microscopio, se pudo determinar que los cristales de cuarzo desarrollan textura en diente de perro y la pirita forma agregados policristalinos, indicando que su crecimiento fue en espacios abiertos.

Las texturas de reemplazo se encuentran subordinadas a las de relleno y se deben a la sucesiva precipitación de minerales.

Cuarzo (Qz). Único mineral de ganga. Se encuentra en venillas (espesor variable 2,4-5 mm) que cortan la roca de caja, asociado a la pirita de la segunda generación. Desarrolla textura en diente de perro dejando espacios abiertos en la parte axial de las venillas, los que son sellados por pirita. En algunas ocasiones genera brechamiento, en otras se encuentra subordinado a pirita como granos subhedrales a euhedrales en las salbandas, generando ramificaciones de venillas monominera-les de cuarzo. Las últimas son cortadas por otras venillas de cuarzo estéril, de menor espesor que las anteriores (20–40 µm), irregulares y anastomo-sadas o con desarrollo de textura en diente de perro con espacios abiertos en la parte central (4 –80 µm), que indican la existencia de al menos dos pulsos hidrotermales de cuarzo.

Pirita (Py). Es el mineral de mena más abundante. Se pudieron diferenciar dos generaciones. La más antigua comprende finas venillas (4–50 µm de espesor) de trazo irregular, las que siguen parcialmente la foliación del basamento, textura mimé-tica, textura cataclastizada, el desarrollo de textura en atolón es frecuente y los granos presentan aspecto corroído. Pirita reemplaza a minerales prismáticos de la roca de caja y a granates centrípetamente. Se observaron agregados anhedrales rellenando venillas según “parting” del granate, sellando espacios intergranulares y rodeando fragmentos de la roca de caja generados por microbrecha-miento. Aparece en granos subhedrales a euhedra-les (2–40 µm) diseminados en el basamento.

La generación más joven se presenta sellando la parte axial de las venillas de cuarzo con textura en diente de perro, con un espesor máximo de 5 mm y forma finas (40µm): venillas de pirita ± cuarzo. Desarrolla mosaicos constituidos por cristales anhedrales a subhedrales (0,8–2,12 mm) que con-

tienen agregados minerales esfalerita, galena, pi-rrotita, calcopirita y electrum (figura 2).

Galena (Gn). Se presenta como masas irregulares (4-26 µm) que reemplazan a la pirita de la segunda generación con contactos inversos de carie, siguiendo límites de grano o según “parting”.

Esfalerita (Sp). Se observan individuos anhe-drales (1-20 µm), reemplazando a pirita mediante contactos inversos de carie y en ocasiones centrípetamente a esfalerita con la cual se encuentra asociada. Es habitual la presencia de calcopirita exsuelta.

Pirrotita (Po). Se presenta como inclusiones redondeadas “blebs” dentro de pirita de la segunda generación, a veces fusiformes (2 – 4 µm) asociadas a calcopirita.

Calcopirita (Ccp). Se encuentra reemplazando a pirrotita en forma de halo y a pirita mediante contactos inversos de caries. Se observa como fase exsuelta dentro de esfalerita con textura de emulsión o moteada constituida por pequeñas masas de forma esférica (<2 –4 µm) distribuidas irregularmente en el hospedante.

Electrum (Ele). Se asocia a pirita de la segunda generación. Está dispuesto en granos anhe-drales (4 – 35 µm) de color amarillo con alta re-flectividad, que con analizador exhibe color verde y desarrollo de “scratchs”. En ocasiones se observó junto a galena y esfalerita (“figura 2”).

Melnikovita (Mk). Se presenta en las venillas de pirita ± cuarzo correspondientes a la segunda generación.

Anglesita (Ang)/Cerusita (Cer). Precipitan como producto de alteración supergénica de galena. La reemplazan en forma masiva y centrípeta a partir de los bordes y según las direcciones de los planos de clivaje.

Goethita (Gth). Se encuentra en su variedad criptocristalina y a modo de pátina, rellena fracturas, estructuras de la roca de caja, “parting” del granate y tapiza espacios abiertos. Se observan reemplazos psuedomórficos según pirita.

Los datos obtenidos a partir de los análisis EDS y WDS permitieron corroborar la composición química de galena, esfalerita y electrum. En esfale-rita se identificó la presencia de cantidades minoritarias de Mn y Cd (“figura 2” y “tabla 1”).

Consideraciones Finales. El presente trabajo constituye una contribución mineralógica y textural que aporta al entendimiento de los depósitos epiter-males vetiformes del distrito Cañada Honda ya estudiados.

La mineralogía de las vetas está representada por abundante cuarzo y pirita, seguida por cantidades menores de galena y esfalerita, y proporciones subordinadas de pirrotita, calcopirita, electrum, melnikovita y como minerales supergénicos anglesi-ta, cerusita y goethita.

218

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

Los análisis MEB (EDS y WDS) efectuados sobre esfalerita, galena y electrum arrojaron resultados congruentes con especies minerales similares, corroborando su composición química.

En base a las características morfológicas, mineralógicas y texturales se clasifica al depósito vetiforme La Rica de tipo epitermal de baja sulfuración (Hedenquist et al., 2000, Sillitoe y Hedenquist 2003 y Einaudi et al., 2003 entre otros). Se encuentra asociado al volcanismo terciario de la zona, en particular y dada su ubicación, al evento Cerro del Valle. Por esta razón su edad puede estimarse similar a la de otros depósitos vinculados a este evento como La Reynela y La Rubia-Los Quirquinchos, entre 8 y 7 Ma.

Agradecimientos. Los autores agradecen al proyecto P-3-2-0414 de CyT de la UNSL

BIBLIOGRAFÍA

Costa, C., Gardini, C., Ortiz Suárez, A., Chiesa, J., Ojeda, G., Rivarola, D., Strasser, E., Morla, P., Ulacco, J., Tognelli, G., Carugno Durán, A., Vinciguerra, H. y Sales, D., 1999. Hoja Geológica 3366-II, San Francisco del Monte de Oro. Provincias de San Luis, Mendoza y San Juan. Convenio UNSL-SEGEMAR. SEGEMAR, Boletín 293.

Einaudi, M.T., Hedenquist, J.W. e Inan, E.E. 2003. Sulfidation state of fluids in active and

extinct hydrothermal systems: transitions from por-phyry to epithermal environments: Society of Economic Geologists, Special Publication, 10: 285-313.

Hedenquist, J.W., Arribas, A.Jr. y Urien-Gonzalez, E. 2000. Exploration for epithermal gold deposits: Reviews in Economic Geology, 13: 245-277.

Ortiz Suárez, A. 1999. Geología y petrología del área San Francisco del Monte de Oro, San Luis. Argentina. Tesis doctoral, Universidad Nacional de San Luis. (inédito 259) 259 p. San Luis.

Sato, M., González, P. D. y Lambías E. J. 2003. Evolución del orógeno Famatiniano en las sierras de San Luis: magmatismo de arco, deformación y metamorfismo de bajo a alto grado. Revista de la Asociación Geológica Argentina 58 (4): 487-504.

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

Geology, Special Publication Series, 10: 314-343.

Sims, J., Stuart-Smith, P., Lyons, P. y Skirrow, R. 1997. Informe geológico y metalogenético de las sierras de San Luis y Comechingones. Provincias de San Luis y Córdoba. Anales del Instituto de Geología y Recursos Minerales del SEGEMAR, 28, 148, Buenos Aires.

Sruoga, P., Urbina, N. y Japas, S. 2013. Volcanismo mioceno y mineralización asociada en Cañada Honda, ambiente de flat-slab, San Luis. 2º Simposio sobre Petrología Ígnea y Metalogéne-sis Asociada. Actas: 90, San Luis.

Whitney D.L. and Evans B.W. 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95: 185–187.

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

219

INCLUSIONES FLUIDAS Y DE FUNDIDOS EN XENOLITOS ULTRAMÁFICOS DEL NORTE DE LA PATAGONIA EXTRAANDINA

Montenegro, Teresita F.^*, Salani Flavia M. y Remesal, Marcela B.

Departamento de Geología, FCEN, Universidad de Buenos Aires, Int. Güiraldes 2160 (C1428EGA), Pabellón II, Ciudad Universitaria, Bs. As., Argentina. IGEBA-CONICET-FCEN, Int. Güiraldes 2160 (C1428EGA), Pabellón II, Ciudad Universitaria, Buenos Aires, Argentina.

*Autor para correspondencia. Departamento de Geología, FCEN, Universidad de Buenos Aires, Intendente Güiraldes 2160 (C1428EGA), Pabellón II, Ciudad Universitaria, Buenos Aires, Argentina. E-mails: * mon@gl.fcen.uba.ar, (T.F. Montenegro), remesal@gl.fcen.uba.ar (M. B. Remesal), flaviamsalani@gmail.com (F. M. Salani)

Resumen. El análisis de xenolitos ultramáficos, en particular de las relaciones texturales y mineralógicas y el estudio de inclusiones fluidas y sólidas en minerales de los énclaves del Cerro Pilqui-niyeu Chico, Río Negro, permitieron aportar información acerca de las condiciones (P-T) de la fuente y su posterior evolución durante el ascenso a la superficie. Los enclaves son lherzolitas con evidencias de metasomatismo variables, compuestos por diferentes proporciones de piroxenos con exsoluciones, olivina deformada, y espinelo de Fe-Ti-Cr (pobre en Al). Presentan intercrecimientos sim-plectíticos de clinopiroxeno y espinelo y espinelo con rebordes de plagioclasa. Los estudios mineralógicos revelan una P mínima de entre 16 y 18 kbar, profundidad 55– 60 km y temperatura de 1000º C para el área de origen de los xenolitos. La olivina y el clinopiroxeno alojan inclusiones de (vidrio, vidrio + CO₂ y CO₂) con diferente distribución. De acuerdo a la densidad del CO₂ de las inclusiones en pi-roxeno (para las T estimadas) la profundidad de captura sería de 36 km. La densidad de CO₂ de las inclusiones en olivina señala que el fluido carbónico habría sido atrapado a una profundidad de 11 km. Las variaciones en la densidad del CO₂ en olivina se atribuyen a re-equilibrio y modificación de la composición primaria que corresponden a modificaciones durante el ascenso.

Palabras clave. Xenolitos ultramáficos, inclusiones fluidas y sólidas, Paleógeno, Macizo Nord-patagónico.

Abstract. Ultramafic xenoliths hosted in a bas-anite from Cerro Pilquiniyeu Chico, Río Negro, Ex-tra-andean Patagonia, are studied. Textural and mineralogical relationships, fluid and solid inclusions in pyroxene and olivine studied allowed us to ob-tain information (PT) of the xenoliths source, and its

subsequent evolution during ascent to the surface. Enclaves are lherzolites with varying grades of metasomatism. They are composed of different pro-portions of pyroxene with exsolutions, olivine with deformation and Fe-Ti-Cr spinel (Al poor), clinopy-roxene-spinel simplectic intergrowths and spinel with plagioclase rims. Mineralogical studies reveal a minimum P for the xenoliths source between 16 and 18 kbar, estimated depth of depth 55- 60 km and 1000 °C. Olivine and clinopyroxene are hosts for different types of inclusions (glass, glass+CO₂ and CO₂), which are unevenly distributed. Accord-ing to the CO₂ density of pyroxene inclusions (for the estimated T) the capture depth would be 36 km. The CO₂ density of inclusions in olivine indi-cates that the carbon fluid in olivine was trapped at a depth of 11 km. These CO₂ density variations are attributed to modification and re-equilibration of the primary composition during the ascent.

Keywords. Ultramafic xenoliths, fluid and mel-ted inclusions, Paleogene, North Patagonia Massif.

Introducción. Es común encontrar asociado al magmatismo alcalino la presencia de xenolitos ultra-máficos provenientes del manto. Desde el momento en que el líquido portador extrae los xenolitos hasta el momento en que se emplaza en proximidad de la superficie y, durante el ascenso, ocurren cambios que pueden quedar registrados en los minerales que componen los xenolitos. Así el estudio de las relaciones texturales y mineralógicas y de las fases contenidas a modo de inclusiones fluidas y sólidas en minerales podrían revelar, en parte, la historia evolutiva de estas rocas. En este trabajo se estudian los xenolitos alojados en las rocas alcalinas del cerro Pilquiniyeu Chico, norte del Macizo Norpatagónico, Río Negro (figura 1) asignadas a la Formación Cerro Cortado. Diferentes afloramientos de esta Formación y equivalentes en Chubut (Formación El Buitre y El Canquel) se distinguen en una amplia faja de la Patagonia central que alcanza el extremo sur en la provincia de Santa Cruz. La edad de este magmatismo se atribuye al Paleoceno-Eoceno (Remesal et al., 1999) por su relación de intrusividad con las pelitas senonianas de la Formación Coli Toro y con rocas oligocenas del Grupo Sarmiento.

Metodología. Se efectuó un estudio petrográfico de la roca portadora de xenolitos y un análisis mineralógico de los componentes del agregado ul-tramáfico por métodos convencionales. Las determinaciones composicionales semicuantitativas de cristales e inclusiones minerales se realizaron con el microscopio de barrido electrónico Zeiss Supra 40, con detectores acoplados EDS, SED y BSED del Departamento de Física de la FCEN. Los estudios microtermométricos se llevaron a cabo con una platina de enfriamiento y calentamiento Chaix-

220

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

meca con intervalo de temperaturas entre –180 y +600°C convenientemente calibrada y adosada a un microscopio de polarización Leitz y platina Linkam modelo THMSG 600 con intervalo de temperatura entre -196 y 600°C adosada a un microscopio Leica DMLP. En ambos equipos se realizó la conveniente calibración con productos estándar.

Antecedentes. En varias publicaciones (resumidas en Ardolino et al., 1999) se hace referencia a los cuerpos alcalinos pertenecientes a la Formación Cerro Cortado y Formación El Buitre. Salani et al. (2001 y 2015) han presentado la geología del área del Cerro Pilquiniyeu Chico con descripciones de los basaltos y xenolitos. Estudios específicos vinculados al análisis de inclusiones fluidas en minerales de xenolitos incluidas en basaltos de Rio Negro fueron realizados por Bjerg et al. (1995), y Varela et al. (1998).

Descripción del cerro Pilquiniyeu Chico. El cerro Pilquiniyeu Chico pertenece a un conjunto de cuerpos básicos alcalinos que marginan la depresión del Bajo de Pilquiniyeu, enmarcado al norte y sur por las coladas provenientes del Complejo Volcánico Barril Niyeu y al sudoeste por basaltos del Complejo Volcánico Pire Mahuida. (Figura 1). El cuerpo analizado tiene planta circular, diámetro de 2 km, está estratificado y está compuesto por una asociación alcalina básica y mesosilícica. El sector externo corresponde a una roca oscura, afírica, de textura fina y composición basanítica, portadora de nódulos ultramáficos de entre 5 y 10 cm; el núcleo presenta rocas subvolcánicas más evolucionadas, granosas, con variaciones granulométricas, que corresponden a sienitas foídicas con nefelina.

Petrografía de la roca portadora y enclaves. La roca portadora es una basanita micropor-fírica con pasta intersertal definida por cristales de olivina, clinopiroxeno, microlitos de plagioclasa y abundantes áreas de nefelina poikilítica. En sectores estas rocas están atravesadas por venillas, de 3cm de espesor, de textura granosa gruesa, que parecen corresponder a diferenciaciones singené-ticas.

Xenolitos ultramáficos. Los xenolitos clasifican en general como lherzolitas. Los de mayores dimensiones alcanzan los 10 centímetros, de color verde intenso, con límites ligeramente redondeados y prácticamente netos. Las diferencias encontradas en los xenolitos están en relación a la proporción de piroxenos y en algunos ejemplares el orto-piroxeno está ausente. Las texturas en general son protogranular transicional a porfiroclástica con cristales de olivina y piroxeno mostrando deformación tanto paralela como perpendicular al eje mayor de los cristales y muy subordinados neoblastos con bordes rectos, carentes de deformación visible ópticamente y desarrollo de puntos triples por recristalización.

Olivina. Es el mineral más abundante, con evidencias de deformación, extinción ondulosa, generada por deslizamientos “pencilglide” y formación de subgranos con límites netos.

Piroxenos. Se reconocen tanto clino como orto-piroxenos, estos últimos suelen tener deformación perpendicular a los planos de clivaje. El clinopi-roxeno es diopsídico de color verde, maclado y con exsoluciones “bleb” y aloja abundantes inclusiones vítreas. El ortopiroxeno aparece como cristales de tamaños similares a la olivina, con lamelas de deformación y reborde de textura esponjosa. El ángulo entre la deformación y gamma prima es

» Rucu Luán

_41_"43'54.31

i -r '■-

Bajo de Pilq'uiniyea ' «                           .                 \ _ / •

Co.                  _^ Co. Pilquiniyeu

Pilquiniyeu / % Chico

Püquiniycu

| Efusiones oligocenas de plateau

H Complejos volcánicos           CV1

miocenos                                    CVI

9,36 Km

Figura 1. Bajo de Pilquiniyeu: conjunto de cuerpos alcalinos en el Bajo de Pilquiniyeu y ubicación del Cerro Pilquiniyeu Chico. Los cuerpos muestran asentamientos en pelitas de la Formación Coli Toro. CVBN: Complejo Volcánico Barril Niyeu; CVPM: Complejo Volcánico Pire Mahuida.

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016                                                                                                              221

Figura 2. A- Aspecto general de las inclusiones fluidas y vítreas en cristales de olivina. Las cavidades se disponen en trenes y planos que cortan los límites de los cristales. B- Tren de inclusiones con vidrio y burbuja de CO₂ líquido en clinopiroxeno.

menor a 10º. Muestran fenómenos de desmezcla. Los fenómenos de exsolución en piroxenos involucran tanto ortopiroxeno en clinopiroxeno como cli-nopiroxeno y espinelo en ortopiroxeno.

Espinelo. Aparece formando simplectitas de clinopiroxeno diopsídico y espinelo o asociado a olivina, y puede presentar rebordes delgados de plagioclasa. Cuando se presenta intercrecido con el clinopiroxeno sería producto del reemplazo de granate.

Determinaciones analíticas. Se realizó un estudio composicional sobre la mineralogía que parece ser el producto del reequilibrio de los xenolitos. Las composiciones de los clinopiroxenos son próximas a las determinadas por Bjerg et al. (2009) para xenoli-tos lherzolíticos de la zona de Praguaniyeu, aproximadamente 30km al norte del cerro Pilquiniyeu. Los agregados de diópsido crómico En_38-48 Wo~_43-51 Fs~_5-11 aparecen en asociación directa con olivina y los cristales presentan evidencias de fusión y contornos subredondeados. Intersticialmente hay bolsillos de vidrio con composición predominantemente tra-quítica. Presentan venas importantes donde aparece flogopita, carbonato y apatita.

Los cristales de olivina tienen composiciones promedio de Fo_88-89 cercanos a las composiciones medidas para las olivinas de los xenolitos de Pra-guaniyeu (Bjerg et al. 2009) y Gobernador Grego-res (Laurora et al. 2001). Los espinelos analizados son pobres en aluminio y tienen altos contenidos de hierro y titanio, con relaciones Fe/Fe+Mg (~0,85-0,88) y Cr/Cr+Al (~0,34-0,43).

Inclusiones. Olivina y clinopiroxeno alojan inclusiones de diferente relleno y distribución (Figura 2). El relleno consiste en vidrio (en venillas, en lagunas y en cristales negativos), vidrio y CO₂, y sólo CO₂. El CO₂ puede ser monofásico (una fase líquida) y bifásico (CO₂ líquido y CO₂ vapor). En ocasiones las cavidades están rodeadas por in-

clusiones de reducido tamaño (< 5 um) producto de implosión por descompresión.

Tanto olivina como piroxeno alojan inclusiones fluidas con CO₂ y con CO₂ + vidrio. En olivina, el relleno consiste en CO₂ monofásico (líquido) y bifásico (líquido y vapor). La fase carbónica ocupa entre el 50 y 100% del volumen de la cavidad, comúnmente con más del 80%. El volumen restante está ocupado por vidrio. Algunas cavidades alojan, además, sólidos (pentlandita?). Las inclusiones se ubican en trenes que pueden atravesar los límites de los cristales, si bien, son cristales fracturados. Ocasionalmente se encuentran en grupos aislados. La mayoría de las inclusiones con CO₂ bifásico conforman grupos o trenes diferentes a aquellos donde predominan las monofásicas. Las cavidades tienen morfología de cristal negativo y tamaños entre 5 y 25um.

En piroxeno la mayoría de las cavidades tienen morfología de cristal negativo, están alineadas en planos que cortan los límites de los cristales y tienen una burbuja de CO₂ líquida que ocupa más del 50% y hasta el 90% del volumen de la cavidad. El volumen restante es material vítreo. Las cavidades tienen tamaños entre 5 y 20 um. Hay otro tipo de inclusiones, alineadas y de tamaño menor a 5 um, sin relación con las anteriores inclusiones, que están compuestas exclusivamente por vidrio.

Los ensayos microtermométricos se llevaron a cabo en las inclusiones con CO₂. Al enfriar se genera una burbuja interna de CO₂ vapor en muchas inclusiones carbónicas monofásicas. Esta burbuja interna constituye aproximadamente el 25% del volumen total de CO₂. En olivina, la fusión del CO₂ se produce entre -53 y -57°C (punto triple del CO₂= -56,6°C), solo en una cavidad se observó un cambio de fase en -69/-67°C. En piroxeno la fusión del CO₂ se produjo entre -57/-55°C y en dos cavidades se produjo un cambio de fase previo, en -89 y -84°C. La homogeneización de las dos fases CO₂ se registró entre 21 y 28°C en fase líquida, para

222

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

las inclusiones monofásicas, y entre 30 y 31°C en fase líquida y en pocas ocasiones en fase crítica, para las inclusiones bifásicas. La densidad del CO₂ no es muy elevada, de acuerdo con las anteriores temperaturas y se encuentra entre 0,466 y 0,763g/ cm³. En piroxeno, este cambio de fase es difícilmente observable, y tiene lugar a -56,6°C en fase líquida, en las inclusiones en las que la fusión del CO₂ tuvo lugar a -89 y -84°C. En este caso, la densidad es mucho más elevada y llega 1,179g/ cm³.

Conclusiones. Los xenolitos analizados son lherzolitas con varias evidencias de metasomatis-mo. En los xenolitos con ortopiroxeno y clinopiroxe-no, además de olivina, las evidencias de metaso-matismo son las coronas esponjosas en el ortopi-roxeno, las deformaciones cristalográficas (principalmente en olivina), las exsoluciones en el ortopi-roxeno y la opacidad en el clinopiroxeno. Los inter-crecimientos de clinopiroxeno verde con parches vítreos y espinelo, así como las venas vítreas en la olivina son menores. En los xenolitos sin ortopi-roxeno, las texturas de cataclasis son importantes, hay intercrecimientos conspícuos de simplectitas de clinopiroxeno crómico, con espinelo de Fe-Ti-Cr (pobre en Al). El espinelo a veces tiene rebordes de plagioclasa y entre los cristales del clinopiroxe-no hay bolsillos de vidrio, las olivinas están particularmente deformadas, con subgranos muy bien definidos con venas importantes donde aparece flogopita, carbonato y apatita.

Si el crecimiento simplectítico de clinopiroxeno y espinelo es la transición de una fase granatífera previa, se puede estimar la P mínima a la cual el líquido habría extraído los xenolitos, en base a la transición granate- espinelo, la cual, dependiendo de la geoterma, se produce entre 16 y 18 kbar que corresponden a 55– 60 km de profundidad (Falus et al. 2007). Por otra parte, la extinción ondulosa de cristales de olivina y piroxeno sugiere sistemas de temperatura en torno de los 1000°C (Nicolas y Poirier 1976).

La distribución de inclusiones de vidrio, de vidrio + CO₂ y de CO₂ en minerales de los xenolitos y que fueran también mencionadas en los xenolitos del sur de la Patagonia (Varela et al. 1998) evidencian modificaciones acontecidas durante el ascenso. La presencia de inclusiones de menor tamaño que marginan algunas cavidades mayores es producto de implosión por descompresión (isotérmica) (Vityk y Bodnar 1998), lo cual, resulta, además, en variaciones en la densidad del CO₂, principalmente descenso en olivina, debido a que es el mineral que registra mayor deformación plástica (Yamamo-to et al. 2011). Efectivamente, la densidad del CO₂ de las inclusiones en olivina se encuentra en promedio 0,73g/cm³ probablemente por re-equilibrio y modificación de la composición primaria (Koneèný et al. 1995). Los cambios de fase previos a la fu-

sión del CO₂, (-56.6°C), se pueden interpretar como transiciones de fase metaestables que tienen lugar en el sistema CO₂ - CH₄ (van den Kerkhof y Thiéry 2001).

La isocora de la mayor densidad de CO₂ determinada en inclusiones en olivina (0,763 g/cm³) señala que, para una temperatura de 1000°C, la presión correspondería a una profundidad de 11km (Sterner y Pitzer 1994), si la columna litostática tiene 3,3g/cm³ de densidad (De Vivo et al. 1988). Si se tiene en cuenta la densidad de CO₂ en piroxeno, la isocora indica, para 1000°C, una presión compatible con 36 km de profundidad para una columna litos-tática de 3,3g/cm³, lo que indicaría que estas inclusiones corresponden a la etapa inicial de captura del xenolito. Estos valores calculados corresponden a profundidades mínimas debido a las modificaciones acontecidas durante el ascenso.

Agradecimientos. Este trabajo es una contribución al proyecto UBACYT 20020130100650BA.

BIBLIOGRAFÍA

Ardolino, A., Franchi, M., Remesal, M. y Salani, F. 1999. El Volcanismo Terciario de la Patagonia Extraandina. En: Caminos, R. (Ed.), Geología Argentina. Instituto de Geología y Recursos Minerales – SEGEMAR, Anales 29 (18): 579-612. Buenos Aires.

Bjerg, E.A., Labudía, C.H., Varela, M.E. y Cesaretti, N.N. 1995. Fluid inclusions in olivine crystals from spinel lherzolite nodules, Somoncura Massif, Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina 50 (1-4): 257-261.

Bjerg, E. A., Ntaflos, T., Thoni, M., Aliani, P. y Labu-dia, C. H. 2009. Heterogeneous Lithospheric Mantle beneath Northern Patagonia: Evidence from Prahuaniyeu Garnet- and Spinel-Peridoti-tes. Journal of Petrology 50 (7): 1267-1298.

De Vivo, B., Frezzotti, M. L., Lima, A. y Trigila, R. 1988. Spinel lherzolite nodules from Oahu is-land (Hawaii): a fluid inclusion study. Bulletin de Mineralogie 111 (3-4): 307-319.

Falus, G., Szabó, C., Kovács, I., Zajacz, Z. y Halter, W. 2007 Symplectite in spinel lherzolite xeno-liths from the Little Hungarian Plain, Western Hungary: A key for understanding the com-plex history of the upper mantle of the Panno-nian Basin. Lithos 94: 230–247.

Koneèný, P., Koneèný, V., Lexa, J. y Huraiová, M. 1995. Mantle xenoliths in alkali basalts of southern Slovakia. ActaVolcanologica 7: 241– 248.

Laurora, A., Mazzuchelli, M., Rivalenti, G., Vannucci, R., Zanetti, A.; Barbieri, M. A y Cingolani, C. A. 2001. Metasomatism and Melting in Carbonated Peridotite Xenoliths from Mantle Wedge: The Gobernador Gregores Case (Southern Patago-nia). Journal of Petrology 42 (1): 60-87.

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

223

Nicolas, A. y Poirier, J.P. 1976. Crystalline Plasticity and Solid State Flow. In Metamorphic Rocks. Wiley, J. & Sons: 444p, London.

Remesal, M., Salani, F., Franchi, M., Ardolino, A., Dalponte, M. y Espejo, P. 1999. Geología y Recursos Minerales de la Hoja 4169IV, Ma-quinchao, Mapa E=1:250.000. Servicio Geológico Minero Argentino, Dirección de Minería de la provincia de Río Negro. 1-79.

Salani, F. M., Remesal, M. B., Franchi, M. y Ardolino A. A. 2001. La asociación gabro sienita de la Formación Cerro Cortado en los cerros Pilqui-niyeu, sur de Río Negro, Argentina. En XI Congreso Latinoamericano de Geología III Congreso Uruguayo de Geología. Contribución Nº 199. En soporte magnético 6 pag. Montevideo, Uruguay.

Salani, F., Montenegro, T. y Remesal, M. 2015. Xe-nolitos mantélicos del Cerro Pilquiniyeu Chico, Río Negro, Patagonia Extraandina, Argentina. XIV Congreso Geológico Chileno, La Serena. Chile. Actas: 612-615.

Sterner, S. M. y Pitzer, K. S. 1994. An equation of state for carbon dioxide valid from zero to extreme pressures. Contribution to Mineralogy and Petrology 117: 362-374.

van den Kerkhof, A. y Thiéry, R. 2001. Carbonic inclusions. Lithos 55 (1-4): 49-68.

Varela, M. E., Clocchiatti, R., Massare, D., Schiano, P. 1998. Metasomatism in subcontinental man-tle beneath Northern Patagonia (Rio Negro Province), Argentina: evidence from silica-rich melt inclusions. Mineralogy and Petrology 62 (1-2): 103-121.

Vityk, M. O. y Bodnar, R. J. 1998. Statistical mi-crothermometry of synthetic fluid inclusions in quartz during decompression reequilibration. Contributions to Mineralogy and Petrology, 132 (2): 149-162.

224

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

HALLAZGO DE SELENITOS DE URANIO. MANIFESTACIÓN PEÑA NEGRA, CATAMARCA

Morello Orquídea

Comisión Nacional de Energía Atómica.

Resumen. El presente trabajo describe el hallazgo de selenitos de uranio asociados a la mine-ralización de U-Cu presente en la Manifestación Peña Negra, Catamarca, como producto de la alteración supergénica. Sobre la base de las características ópticas, físicas y al resultado de los análisis de difracción de rayos X y de MEB-SED, se identificaron principalmente oxidados de cobre junto con los selenitos de uranio, marthozita y piretita, citados por primera vez en Argentina

Palabras clave. Manifestación Peña Negra, selenitos de uranio, marthozita, piretita.

Figura 1. Imagen electrónica de cristales idiomorfos de uraninita y mineral de U-Se.

Abstract. This paper describes supergenic U-selenites associated to U-Cu mineralization that oc-cur in the Peña Negra prospect (in the province of Catamarca). Based on optical and physical charac-teristics together with X ray and SEM-EDS analyses Cu oxides and U selenites, marthozite and piretite, were identified for the first time in Argentina.

Keywords. Peña Negra prospect, uranium-se-lenites, marthozite, piretite.

Introducción. En el estudio preliminar de una muestra proveniente de la Manifestación Peña Negra, ubicada en el área conocida localmente como La Alumbrera, parte integral del ex Distrito uranífero Tinogasta, provincia de Catamarca, se determinó la presencia de minerales de selenio, aún en estudio, que acompañan a la mineralización de U-Cu presente en el lugar.

Si bien han sido identificados minerales amarillos de uranio en distintos yacimientos y manifesta-

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

225

Tabla 1. Composición semicuantitativa de selenito de uranio, expresado en % en peso del elemento (en base anhidra).

^\N° de muestra Elemento^-^ (% en peso) ^^

u

Se

Cu

Ca

O

Si

Ba

ciones del país, cabe señalar en este caso, la presencia de selenio, en forma de compuestos super-génicos de U-Se, que no han sido citados hasta ahora en el país.

Macroscópicamente se observan abundantes minerales de alteración, principalmente oxidados de cobre y amarillos de uranio, que aparecen en forma de finas costras superpuestas o en fracturas, asociados principalmente a yeso.

Geología del área. El área La Alumbrera, ubicada en el flanco oriental del cerro Negro de Rodríguez, a una altura media de 2.800 msnm, pertenece al Sistema de Famatina. Fue reconocida a través de distintos informes (Gorustovich y Solís, 1975; Gorustovich, 1977; Burgos, 1999), cuyos diferentes sectores presentan interesantes paragé-nesis de minerales uraníferos, asociados principalmente a la mineralización de cobre presente, así como a elementos no registrados hasta ahora en la bibliografía para esa zona, tal el caso del selenio. La Manifestación Peña Negra se ubica en la margen izquierda de la quebrada homónima.

Mineralización. La mineralización, de tipo veti-forme, se aloja en fracturas subverticales de orientación N-S, emplazadas en areniscas, pelitas y hornfels de la Formación La Alumbrera (Ordovíci-co), que podrían corresponder al episodio metalo-génico del Paleozoico superior-Triásico superior. Se presenta como delgadas guías de 1-5 cm de espesor, en las cuales se determinaron varias especies minerales: uraninita, “gummita”, pirita, calcopirita, bornita, óxidos de manganeso, malaquita y azurita (Gorustovich y Solís, 1975; Gorustovich, 1977; Burgos, 1999). Posteriormente Saulnier (1982) identificó uraninita, uranofano y masuyita como parte de la paragénesis de minerales de uranio. Esta mineralización se definió originalmente como perteneciente a un modelo tipo zócalo (Gorustovich, 1977).

Si bien los trabajos preliminares sobre algunos de los principales depósitos del área no sustentaron una exploración sistemática -por tratarse de

reducidas concentraciones anómalas de uranio-revisten especial interés mineralógico por la asociación U-Se (Cu, Ca).

Metodología. Para determinar los minerales presentes en la muestra, se molió a # 60, separando las especies de interés mediante líquidos densos, en cuya fracción pesada se identificaron específicamente los minerales de uranio y de cobre.

La determinación de todos los minerales presentes se llevó a cabo con base en sus características físicas y ópticas y, principalmente, mediante análisis por difracción de rayos X (DRX) realizados por el método de polvo (equipo Siemens D-5000), junto con análisis semicuantitativos con microscopio electrónico de barrido provisto de equipo de energía dispersiva (SEM-EDS, equipo Quanta 200 FEI). Los análisis químicos correspondientes a cada especie mineral se expresan en % en peso del elemento.

Mineralogía. La mineralización de mineral negro de uranio se presenta en forma de agregados botrioidales y guías de 0,1-0,5 cm de espesor. Los amarillos de uranio se encuentran como relleno de pequeñas fisuras o en fracturas mayores asociados a yeso, junto con abundantes minerales verdes de cobre.

El estudio de cortes pulidos permite distinguir agregados de cristales de uraninita, de entre 25 y 40 m, en ocasiones con diferente reflectancia debido al distinto grado de alteración. Esta aparece en masas botrioidales que gradan hacia afuera a cristales idiomorfos, generalmente maclados, lo cual es común en la uraninita de origen hidrotermal (Ra-mdohr 1969) (figura 1). Frecuentemente se observa que los cristales individuales presentan un crecimiento rítmico concéntrico, en cuyo interior se determinó la presencia de Bi.

Son medianamente abundantes cristales subé-dricos aislados, mayores de 200 mm, de hematita, la que ocasionalmente también constituye agregados globulares con superficies curvas.

También se reconocen cristales tabulares de

226

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

Figura 2. Imagen electrónica de mineral de U-Se-(Ca); uraninita y atacamita.

covellina azul (CuS) que tienen como particularidad la presencia de Ag (hasta el 11%) y de Se (” 4%) en su composición.

Los análisis por difracción de rayos X corroboraron la presencia de uraninita y permitieron identificar varias especies supergénicas, tanto de cobre como de uranio; entre estas últimas: masuyi-ta, uranofano y betauranofano. La masuyita se observa como agregados pulverulentos, de color naranja rojizo y brillo mate, siempre asociados a uraninita. Uranofano y betauranofano, ambos de color amarillo intenso, transparentes a translúcidos, presentan hábito prismático a acicular, brillo vítreo a graso, y una débil fluorescencia amarillo verdosa bajo lámpara de luz ultravioleta.

En los diagramas obtenidos se observan algunas líneas identificables de oxidados de uranio-se-lenio, que indicarían la presencia de más de una especie o bien la deshidratación de alguna de ellas, dando lugar a fases inestables intermedias. Corresponden a cristales alargados muy finos o

más comúnmente a láminas, de color amarillo limón y brillo perlado, cuyo tamaño varía de 30-70 mm hasta 360 mm, de carácter biáxico (-) y de alto relieve. En otros casos se observan cristales similares pero de color castaño o amarillo verdoso, pleo-croicos. En ambos casos no se observa fluorescencia bajo lámpara de luz ultravioleta.

Entre los minerales secundarios de cobre se determinaron: atacamita, crisocola y un oxidado de Cu-Se, calcomenita, Cu²⁺ Se⁴⁺ O₃ ■ 2H₂O, en pequeños cristales euédricos, vítreos, de color azul intenso. Siendo este último un producto de oxidación en yacimientos hidrotermales de selenio, se infiere que muy posiblemente es el resultado de la preexistencia de seleniuros o sulfuros de cobre ricos en selenio.

La atacamita, de color verde esmeralda a verde oscuro y brillo vítreo, es abundante y conforma cristales prismáticos alargados según [001], muy finos, a veces fibrosos formando rosetas; tapiza los bordes de las fracturas rellenas con yeso, el

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

227

cual constituye la ganga más abundante y es vehículo en la dispersión de los minerales supergénicos de uranio.

Cabe señalar que en la identificación de los óxidos de U-Se-Cu-Ca (Ba-Pb) surgieron dudas debido a su compleja estructura -fases compuestas por infinitas cadenas de poliedros de uranilo-(Burns et al. 1996 y Burns 2005), habitualmente hidratados, lo que hizo difícil su determinación. Estos compuestos presentan varios problemas, ya que para una misma fase puede haber diferencias en la intensidad de los picos de difracción debido a variaciones en la preparación de la muestra, a pequeñas variaciones en la composición química del mineral o en su estado de hidratación. En este caso hay que agregar la impureza de las muestras analizadas por la asociación de varias especies uraníferas con características similares y por el diminuto tamaño de los cristales (entre 60 mm y 350 mm) así como por su fragilidad.

Posteriormente se efectuaron análisis de varios granos individuales con microscopía electrónica de barrido provisto de sistema de energía dispersiva (SEM-EDS, tabla 1) que permitieron corroborar la presencia de oxidados de USe (figura 2), junto con cantidades menores de Cu y Ca y menos comúnmente Ba y Pb (figura 3: SEM-EDS). También se

U M

2.00               4.00               6.00              8.00

Figura 3. Espectro de mineral de U-Se-(Ca); uraninita y atacamita.

determinó la presencia de Fe, Cl, Bi, Si y en forma subordinada S, V, Ti, Ag y Te.

Discusión. Las características del mineral, especialmente en lo que se refiere al análisis por difracción de rayos X, los resultados semicuantitati-vos obtenidos así como los espectros e imágenes del mapeo efectuados, confirman la presencia de especies minerales portadoras de selenio y uranio.

Si bien se trata de un estudio preliminar, los datos aportados junto con la paragénesis observada, orientan la identificación hacia dos especies minerales en particular: marthozita (Cesbron et al.1969), Cu(UO₂)3(Se⁴⁺O₃)₂ ■ 8H₂O, y piretita (Vo-chten et al. 1996), Ca(UO₂)3(SeO₃)₂(OH)4-4H₂O; la primera de las cuales aparentemente se deshidrata en aire a temperatura ambiente, por lo que en los diagramas de rayos X suelen aparecer dos o más fases del mineral (Cesbron et al. 1969).

Este hallazgo en la Manifestación Peña Negra constituye la primera mención de estos minerales en la República Argentina.

Algunas de estas especies minerales se hallan, a nivel mundial, en sectores oxidados de depósitos de Cu-Co ricos en selenio. En el caso de la marthozita, la localidad tipo es la mina de Cu-Co Muso-noi (Kolwezi), Katanga, en la actual República De-

10.00

12.00 keV

228

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

mocrática del Congo. Se la observa en cavidades de digenita selenífera (Cu₉S₅), asociada con ura-nofano, kasolita, cuprosklodowskita, demesmaeke-rita, guilleminita (Pierrot et al. 1965), calcomenita, malaquita (Cesbron et al.1969).

Por otra parte, la piretita fue encontrada en la mina Kasolo, en el depósito de uranio Shinkolobwe, República Democrática del Congo, formando costras en la superficie de cristales de uraninita y también asociada con masuyita (Vochten et al. 1996). Guarda una estrecha relación con guilleminita. (Co-oper y Hawthorne 1995, 2001).

Los selenitos son el resultado de la oxidación y disolución de seleniuros ó sulfuros portadores de Se, mientras que los minerales amarillos de uranio provienen, en este caso, de la alteración de la ura-ninita.

El selenio aparece en todos los minerales de uranilo conocidos como Se (IV), en forma de ión selenito [Se⁴⁺O₃]^2- ; sin embargo no hay razón para no esperar la existencia de minerales con Se(VI), ión seleniato [Se⁶⁺O₄]^2-, bajo condiciones suficientemente oxidantes (Finch y Murakami, 1999).

Agradecimientos. Se agradece especialmente al Departamento Regional Noroeste, Salta, por haber cedido la muestra, así como la valiosa colaboración de M. Aldunate, S.A. Domínguez, (Gerencia de Materiales) y M. Rosenbusch (Gerencia Química de Reactores) por los análisis de microscopía electrónica; a R. Montero y R. Castillo (Gerencia de Materiales) por la preparación de las muestras. A N. Rubinstein por la lectura crítica del manuscrito.

BIBLIOGRAFÍA

Burgos, J. 1999. Manifestación Agua de los Pájaros, Distrito Uranífero Tinogasta, Catamarca. Recursos minerales de la República Argentina (Ed. E.O. Zappettini), Instituto de Geología y Recursos Minerales SEGEMAR. Anales 35: 429-430, Buenos Aires.

Burns, P.C. 2005. U⁶⁺ minerals and inorganic com-pounds: insights into an expanded structural hierarchy of crystal structures. The Canadian Mineralogist 43: 1839-1894.

Burns, P.C., Miller, M.L. y Ewing, R.C. 1996. U⁶⁺ mi-nerals and inorganic phases: a comparison and hierarchy of structures. The Canadian Mineralogist 34: 845-880.

Cesbron, F., Oosterbosch, R. y Pierrot, R. 1969. Une nouvelle espèce minérale: la marthozite. Uranyl-sélénite de cuivre hydraté. Bulletin So-cieté française de Minéralogie 92: 278-283.

Cooper, M.A. y Hawthorne, F.C. 1995. The crystal structure of guilleminite, a hydrated Ba-U-Se sheet structure. The Canadian Mineralogist 33: 1103-1109.

Cooper, M.A. y Hawthorne, F.C. 2001. Structure to-pology and hydrogen bonding in marthozite Cu²⁺ [(UO₂)₃(SeO₃)₂O₂](H₂O)₈, a comparison with guilleminite Ba[(UO₂)₃(SeO₃)₂O₂](H₂O)₃. The Canadian Mineralogist 39: 797-807.

Finch, R. y Murakami, T. 1999. Systematics and paragenesis of uranium minerals. In Reviews in Mineralogy. Volume 38, Uranium: mineralo-gy, geochemistry and the environment (Ed.: P. Burns y R. Finch). Mineralogical Society of America 38, 679 pp.

Gorustovich, S. 1977. Informe sobre el área La Alumbrera. Comisión Nacional de Energía Atómica. Departamento Regional Noroeste, Salta. Inédito, 26 páginas.

Gorustovich, S. y Solís, J. 1975. Área La Alumbrera. Nueva zona de interés uranífero del SO de la provincia de Catamarca. 2° Congreso Iberoamericano de Geología Económica, 5: 297-315. Buenos Aires.

Pierrot, R., Toussaint, J. y Verbeek, T. 1965. La guilleminite, une nouvelle espèce minérale. Bulletin Societé française de Minéralogie 88: 132-135.

Ramdohr, P. 1969. The ore minerals and their inter-growths. Pergamon Press., 1174 pp. Germany.

Saulnier, M.E. 1982. Informe mineralógico. División Estudios Especiales N° 8-82, CNEA (inédito), 4 páginas.

Vochten, R., Blaton, N., Peeters, O. y Deliens, M. 1996. Piretite, Ca(UO₂)₃(SeO₃)₂(OH)₄ • 4H₂O a new calcium uranyl selenite from Shinkolo-bwe, Shaba, Zaire. The Canadian Mineralogist 34: 1315-1322.

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

229

SULFATOS DEL YACIMIENTO LAS TERMAS, SIERRA DE FIAMBALÁ, CATAMARCA

Morello Orquídea¹; Rubinstein Nora²

¹   Comisión Nacional de Energía Atómica.

²   IGeBA, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires.

Resumen. El presente trabajo describe las diferentes especies de sulfatos encontrados en el yacimiento de uranio Las Termas (Catamarca), como producto de la alteración supergénica. En base a las características ópticas y físicas y análisis de difracción de rayos X y de MEB-SED se identificaron goslarita, jarosita, kalinita, linarita, na-trojarosita, quenstedtita, slavikita y yeso junto con el haluro creedita.

Palabras clave. Yacimiento Las Termas, uranio, sulfatos, goslarita, quenstedtita, creedita.

Abstract. This paper describes different su-pergenic sulphates species that occur in Las Termas uranuim ore deposit (province of Catamarca). Based optical and physical characteristics together with X ray and SEM-EDS analyses goslarite, ja-rosite, kalinite, linarite, natrojarosite, quenstedtite, slavikite, gypsum and the halide creedite were iden-tified in this ore deposit.

Keywords. Las Termas ore deposit, uranium, sulphates, goslarite, quenstedtite, creedite

Introducción. El objetivo del presente trabajo es mencionar los sulfatos reconocidos hasta el presente en el depósito de uranio Las Termas, el cual se encuentra ubicado en el flanco occidental de la Sierra de Fiambalá, en proximidades del contacto noroccidental con el granito Los Ratones, de edad carbonífera, en el ámbito de las Sierras Pampeanas de la provincia de Catamarca.

La Sierra de Fiambalá está formada por un basamento integrado por una secuencia de rocas metasedimentarias precámbricas, que incluye esquistos, gneises, rocas calcosilicáticas y migmatitas (González Bonorino 1972, Villar et al. 1978), afectada por episodios de metamorfismo y deformación y la intrusión de granitoides sintectónicos y rocas básicas durante el Paleozoico inferior (Grissom, 1991; Grissom et al. 1992; Page et al. 1992).

La mineralización está compuesta esencialmente por pirita y pechblenda, acompañadas de abundante fluorita y oxidados de uranio (Morello 1990) a la que se asocia una intensa alteración hidrotermal, con un evento principal de greisenización, representado por la asociación muscovita-zinnwaldi-ta-fluorita-topacio-cuarzo (Morello et al. 1996; Ru-binstein et al. 2001).

La posterior alteración supergénica que se observa está caracterizada por diferentes especies de sulfatos, motivo de esta presentación. Los minerales identificados son goslarita (fig.1), jarosita, kalinita, linarita, natrojarosita, quenstedtita (fig.2), slavikita, yeso, y creedita la cual, si bien corresponde a un haluro, se incluye en la descripción por formar parte de esta asociación.

Metodología. La identificación de todos los minerales presentes se realizó en base a las características físicas, ópticas y principalmente a análisis por difracción de rayos X (método de polvo) y análisis cualitativos obtenidos con microscopía electrónica de barrido y equipo de energía dispersiva (SEM-EDS).

Resultados. Goslarita (Figura 1): Zn(SO₄)₂ •7(H₂O)

Se observa en el yacimiento en forma de costras de color blanco a amarillentas, de brillo mate y también en masas compactas. Ópticamente es transparente, incoloro, biáxico (-) y de relieve bajo (h » 1.47).

Sus principales líneas de difracción de rayos X son: 4.21(10), 5.36(8), 4.18(5), 5.29(4), 2.87(4), 4.46(3) 3.46(3), 2.65(3).

La composición química teórica (expresado en % en peso) es: ZnO: 28,30; SO₃: 27,84; H₂O: 43,86 (Anthony et al. 2003).

Se lo encuentra asociado a otros sulfatos. Se lo cita por primera vez para este yacimiento.

Por lo general se lo encuentra en galerías de minas, proveniente de la oxidación de minerales de zinc. Químicamente es soluble en agua. Pertenece al grupo de la epsomita (Anthony et al. 2003).

Jarosita: KFe₃³⁺ (SO₄)₂(OH)₆

Se observa como masas terrosas, pulverulentas, de color amarillo a castaño y brillo mate, o bien resinoso a vítreo cuando aparece en costras. Ópticamente es translúcido, de color amarillo ámbar, de carácter uniáxico (-) y anormalmente biáxico, pleocroico, de incoloro a amarillo fuerte y de relieve alto.

Sus principales líneas de difracción de rayos X son: 3.08(10), 3.11(8), 5.09(7), 5.93(5), 1.98(5), 1.83(5), 3.65(4), 2.29(4).

La composición química teórica (expresado en % en peso) es: K₂O: 9,41; SO₃: 31,97; Fe₂O₃: 47,83; H₂O: 10,79 (Anthony et al. 2003).

En el depósito Las Termas es abundante en la Quebrada Amarilla, como producto de alteración de pirita, junto con natrojarosita (con la cual forma una serie), slavikita, goslarita, quenstedtita y yeso.

Es un mineral habitual en la zona de oxidación de yacimientos metalíferos. Se asocia comúnmente con goethita y sulfatos de hierro. Pertenece al grupo de la alunita (Anthony et al. 2003).

Kalinita: KAl(SO₄)₂ •11(H₂O)

Se presenta en masas terrosas; también en

230

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

agregados radiales y drusas de cristales prismáticos aciculares. Es incoloro o blanco, de brillo ví-treo, transparente a translúcido, tiene fractura con-coidal y ópticamente es biáxico (-) y de bajo relieve (h » 1.43 -1.48).

Sus principales líneas de difracción de rayos X son: 4.80(10), 4.31(9), 3.49(8), 4.12(7), 4.94(6), 4.60(5), 2.68(3),1.873(3).

La composición química teórica (expresado en % en peso) es: SO₃: 35,09; K₂O: 10,32; Al₂O₃: 11,17; H₂O: 43,42 (Anthony et al. 2003).

Se asocia con otros sulfatos en zonas de intensa alteración hidrotermal (Brodtkorb, M.K. de 2014). En el país se cita en la mina Veladero, San Juan (Bengochea et al. 1996); Las Termas, Cata-marca (Rubinstein et al. 2001) y Río Grande de Coranzulí, Jujuy (Alonso et al. 2004).

Es un mineral secundario raro que se observa en zonas de oxidación superficial de sulfuros primarios, especialmente en depósitos ricos en pirita como en este caso. Es soluble en agua.

Linarita: PbCu(SO₄)(OH)₂

Se observan costras o agregados pulverulentos de mineral translúcido, de color azul intenso; ópticamente biáxico (-) y de relieve alto (mayor de 1,80).

Sus principales líneas de difracción de rayos X son: 3.15(10), 4.52(6), 3.56(6), 4.84(4), 3.11(4), 3.63(3), 2.71(3), 2.59(3).

La composición química teórica (expresado en % en peso) es: SO₃: 28,80; CuO: 19,85; PbO: 55,69; H₂O: 4,49 (Anthony et al. 2003).

Figura 1. Diagrama de difracción de rayos X de

Se asocia con otros sulfatos en las zonas de intensa oxidación, donde subyacen depósitos de Pb y Cu.

Natrojarosita: NaFe₃³⁺ (SO₄)₂(OH)₆

Se presenta en masas terrosas pulverulentas o en costras de color amarillo a castaño y brillo mate a resinoso.

Ópticamente es transparente a translúcido, de color amarillo ámbar, uniáxico (-) ó anormalmente biáxico, pleocroico, de incoloro a amarillo fuerte y de relieve alto.

Sus principales líneas de difracción de rayos X son: 3.07(10), 3.12(9), 5.06(8), 2.24(4), 1.98(4), 1.83(3), 5.59(3), 5.95(2).

La composición química teórica (expresado en % en peso) es: Na₂O: 6,39; Fe₂O₃: 49,42; SO₃: 33,04; H₂O: 11,15 (Anthony et al. 2003).

Es abundante en la Quebrada Amarilla, como producto de alteración de pirita, junto con jarosita (con la cual forma una serie), slavikita, goslarita, quenstedtita y yeso.

Se forma típicamente en la zona de oxidación de depósitos minerales, por alteración de pirita en presencia de sodio. Pertenece al grupo de la alunita (Anthony et al. 2003).

Quenstedtita (Figura 2): Fe₂³⁺(SO₄)₃ • 10-11(H₂O)

Se observa como un material pulverulento muy fino, de color blanco y brillo mate, junto con otros sulfatos, especialmente jarosita y yeso; también en forma de masas terrosas y en costras.

Ópticamente es transparente, incoloro, biáxico (+) y de relieve moderado (h ” 1.55-1.57).

goslarita.

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

231

Sus principales líneas de difracción de rayos X son: 4.08(10), 5.78(8), 4.19(8) 3.80(6), 5.03(4), 2.58(4), 5.57(3), 5.34(3).

La composición química teórica (expresado en % en peso) es: SO₃: 40,16; Fe₂O₃: 26,70; H₂O: 33,14 (Anthony et al. 2003).

En el yacimiento se lo encontró en la Quebrada Amarilla, asociado a otros sulfatos. Es la primera y única cita en la República Argentina.

Es un mineral poco común que se forma en la zona de oxidación de depósitos minerales ricos en pirita, particularmente en regiones áridas. Es fácilmente soluble en agua (Anthony et al. 2003).

Slavikita: NaMg₂Fe₅³⁺(SO₄)₇(OH)₆•33(H₂O); rede-finida por Parafiniuk et al. (2010) como

(H₃O⁺)₃Mg₆Fe₁₅(SO₄)₂₁(OH)₁₈ • 98(H₂O)

Aparece en agregados de pequeños cristales euédricos de color verde intenso, brillo vítreo, y en forma de masas terrosas verde amarillentas que recubren agregados compactos de jarosita.

Ópticamente es transparente, presenta pleo-croísmo de incoloro a amarillo fuerte, es uniáxico (-) y de relieve bajo (< 1,53).

Sus principales líneas de difracción de rayos X son: 9.03(10), 11.6(9), 5.79(8), 4.19(8), 2.92(6), 3.46(6), 5.38(5), 10.1(4).

La composición química teórica (expresado en % en peso) es: SO₃: 32,59; Fe₂O₃: 23,21; MgO: 4,69; Na₂O: 1,80; H₂O: 37,71 (Anthony et al. 2003).

En Argentina se lo cita en la mina Santa Elena, Calingasta, San Juan (Gordon, 1941; Meissl y Mai-dana, 1983) y en Las Termas, Catamarca (Morello et al., 1996; Rubinstein et al. 2001).

Figura 2. Diagrama de difracción de rayos X de quenstedtita.

Es un mineral poco común, producto de alteración de pirita en lutitas y pizarras en climas áridos. Se lo encuentra con otros sulfatos ácidos (Anthony et al. 2003).

Yeso: Ca(SO₄)₂ • 2(H₂O)

Se lo observa en forma de cristales euédricos alargados, a veces curvados, en masas compactas, en costras y como relleno de fracturas; en ocasiones aparece teñido con óxidos de hierro.

En Las Termas es particularmente abundante y se encuentra como producto de alteración de pirita, junto con abundante jarosita, natrojarosita, y en forma subordinada goslarita, slavikita y quenstedti-ta. Constituye la ganga más abundante del depósito y es vehículo en la dispersión de los minerales su-pergénicos de uranio.

Creedita: Ca₃Al₂(SO₄)(F,OH)₁₀ • 2(H₂O)

Se incluye este haluro, que es un mineral accesorio más bien raro, de menas hidrotermales ricas en fluorita y en cuya composición participa también el ión (SO₄)⁼.

En Las Termas, esta especie se presenta en agregados sacaroides o en masas terrosas; también en agregados radiales incoloros o blancos, transparentes a translúcidos.

Ópticamente es biáxico (-) y de relieve bajo (h » 1.47).

Sus principales líneas de difracción de rayos X son: 3.48(10), 7.30(9), 6.90(9), 3.92(9), 2.16(9), 5.79(8), 3.07(8), 3.67(7).

La composición química teórica (expresado en % en peso) es: SO₃: 16,30; Al₂O₃: 20,75; CaO: 34,24; H₂O: 11,92; F: 29,00 (Anthony et al. 1997).

232

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

Aparece siempre asociado a fluorita, pechblen-da, pirita y sulfatos. Es la única cita en Argentina (Morello et al. 1996).

BIBLIOGRAFIA

Alonso, R., Ruiz, T. del V. y Quiroga, A. 2004. Meta-logenia de la Puna de Jujuy en la comarca del Río Grande de Coranzulí. 7° Congreso de Mineralogía y Metalogenia. Actas 1: 139-144, Río Cuarto.

Anthony, J.W., Bideaux, R.A., Bladh, K.W. y Ni-chols, M.C. 1997. Handbook of Mineralogy. Volume 3. Mineral Data Publishing, Tucson, Arizona, U.S.A., 628 pp.

Anthony, J.W., Bideaux, R.A., Bladh, K.W. y Ni-chols, M.C. 2003. Handbook of Mineralogy. Volume 5. Mineral Data Publishing. Tucson, Arizona, U.S.A., 813 pp.

Bengochea, L., Lara, R. y Mas, G. 1996. Kalinita y boyleita. Sulfatos secundarios del área Valle del Cura, San Juan. 3° Reunión de Mineralogía y Metalogenia. Instituto de Recursos Minerales, Universidad Nacional de La Plata. Publicación 5: 63-66.

Brodtkorb, M.K. de 2014. Compendio de las especies minerales de la República Argentina. Asociación Mineralógica Argentina. Fundación Em-premin. Ed. Brujas, 752 p.

González Bonorino, F. 1972. Descripción Geológica de la Hoja 13c, Fiambalá, provincia de Cata-marca. Dirección Nacional de Geología y Minería, Boletín 127, 73 p.

Gordon, S. 1941. Slavikite, buttlerite and parabuttle-rite from Argentina. Academy of Natural Science of Philadelphia, Notulae Naturae: 89.

Grissom, G. 1991. Empirical constraints on thermal processes in the deep crust of magmatic arcs: Sierra de Fiambalá, Northwestern Argentina. Ph.D., Stanford University, California, U.S.A., 262 pp. (unpublished).

Grissom, G., De Bari, S., Page, R., Page, S., Villar, L., Coleman, R., Ramírez, M. V. de (1992): The deep crust of early Paleozoic arc; The Sierra de Fiambalá, northwestern Argentina. in “Andean Magmatism and its Tectonic Set-ting”, Harmon, R. S. y Rapela, C. W. Editores. Geological Society of America Special Papers 265: 189-200.

Meissl, E.P. y Maidana M.R. 1983. Mina Santa Elena, la Alcaparrosa, Calingasta, provincia de San Juan. 2° Congreso Nacional de Geología Económica, 2: 551-566.

Morello, O. 1990. Estudio mineralógico sobre muestras de la Manifestación Las Termas, Fiamba-lá, Dpto. Tinogasta. Provincia de Catamarca. Informe División Estudios Especiales N° 30-90, CNEA (inédito).

Morello, O., Rubinstein, N. y Burgos, J. 1996. Nuevos avances sobre la metalogénesis de la Manifestación Las Termas, Fiambalá, Catamar-ca. 3° Reunión de Mineralogía y Metalogenia. Instituto de Recursos Minerales, Universidad Nacional de La Plata. Publicación 5: 153-156.

Page, S., Page, R., Viruel de Ramírez, M. 1992. El basamento de la Sierra de Fiambalá, provincia de Catamarca. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 47 (4): 373-388.

Parafiniuk, J., Bobrzycki, L. y WoŸniak, K. 2010. Slavikite - Revision of chemical composition and crystal structure. American Mineralogist 95: 11-18.

Rubinstein, N., Morello, O. y Burgos, J., 2001. El yacimiento de uranio Las Termas, Catamarca, Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina 56 (1): 91-98.

Villar, L., Godeas, M., Segal, S. 1978. El basamento, facies anfibolita granolita y la faja ultrabásica de la sierra de Fiambalá, provincia de Cata-marca. 7° Congreso Geológico Argentino, 2: 521-536. Bahía Blanca.

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

233

OCCURRENCE OF ZOISITE IN A CRETACEOUS ACCRETIONARY PRISM: MINERALÓGICA!. AND GENETIC CONSIDERATIONS

Muñoz Jesús S.¹; Fuentes Francisco J¹².; Hyppolito Thais³'⁴ ; Flores Erwin⁵; Angiboust Samuel⁶; Calderón Mauricio¹'²

¹   Carrera de Geologia, Universidad Andres Bello Sazie 2119, Santiago, Chile

²   Laboratorio de Analisis de Solidos, Universidad Andres Bello, Santiago, Chile

³   Universidade de Sao Paulo, Brazil

⁴   Departamento de Mineralogia y Petrologia, Universidad de Granada, España

⁵   Departamento de Ciencias Quimicas, Universidad Andrés Bello, Santiago, Chile

⁶  GFZ, Telegrafenberg, 14473 Postdam, Germany.

Abstract. Zoisite single crystals from a retro-graded amphibolite sampled at Diego de Almagro Metamorphic Complex were separated and studied under X-ray diffractometry. Relationships between crystallographic parameters, mineral chemistry and petrogenesis of tríese subduction related metamorphic rocks are discussed.

Keywords. Zoisite, retrograded amphibolite, X-ray difractometry, subduction.

Resumen. Monocristales de zoisita obtenidos de una retro-anfibolita pertenecientes al Complejo Metamórfico Diego de Almagro, fueron estudiados mediante difracción de rayos-X. Se discute la relación entre los parámetros cristalográficos, química mineral y petrogenesis de estas rocas metamórfi-cas relacionadas a un complejo de subducción

Palabras clave. Zoisita, retro-anfibolita, difracción de rayos-x, subducción.

Introduction. On the Diego de Almagro Island, western Patagonia (51°30’S), high-pressure meta-

Table 1.

Table 1. Zoisite crystallographic

parameters__________________

a(A)                                     16.214         a(A)

b(Á)                                     55.578 b(Á)______________

c(Á)                                   100.448 c(Á)______________

««O                                  90 o£)____________

P(°)                                             90 pn_______________

VC)                                             90 vH_______________

V(A³)                                    905.2 v__________________

Space group                         Pnma

No. Refined                              ___

119 parameters

morphic rocks, formed in a paleo subduction com-plex, are observed. HP rocks preserved in this is-land reached pressure around 17 kbar, as revealed by garnet amphibolites and garnet blueschists with omphacite relicts (Hyppolito et al 2016.).

Minerals of the epidote group are Ca- and Al-bearing hydrated silicates having monoclinic sym-metry with the exception of the orthorhombic poly-morph zoisite with general formula: A₂M₃ [T₂O₇] [TO₄] (O,F) (OH,O), where the sites A (1) and A (2) are mainly occupied by Ca, and M sites (1), M (2) and M (3) by Al and Fe⁺³. The epidotes commonly occur in low-grade metamorphic terranes and hy-drothermal systems, and are stable over a wide range of pressures and temperatures in continental and oceanic crust (Poli and Schmidt, 2004), being commonly observed in metabasites, metapelites and metacherts in high P/T metamorphic terranes (e.g. Enami & Mattinson, 2004).

The aim of this work is to characterize the pet-rographic and mineralogical features of the zoisite found in the high-pressure metabasites at the Diego de Almagro Metamorphic Complex (CMDA), in order to discuss the possible conditions of forma-tion of this mineral in an accretionary system.

Geological context. CMDA consists of blues-chists, greenschists, micaschists, ultramafic rocks and metacherts, which record a strong ductile de-formation. K-Ar geochronology on amphibole indi-cates ages of 122-117 Ma (Hervé et al., 1999; Will-ner et al., 2004) for the HP stage metamorphism. More recently, different ages were calculated for the HP/LT metamorphism, ranging between 120 and 80 Ma (Hyppolito et al 2016).

Experimental methods. Retrograded amphib-olite samples were studied in thin sections under a polarizing microscope. Based on petrographic ob-servations, one sample was selected for crystals separation. Techniques of dense liquids and Frantz magnetic separator were used to obtain crystals of zoisite and studies of single crystals (100 to 400 µm) were carried out using X-ray diffraction (Bruk-

Legend

Lattice parameter "a" (Amstrong)________________

Lattice parameter "b" (Amstrong)________________

Lattice parameter "c" (Amstrong)

______Interaxial angle "a"______________________

______Interaxial angle "P"______________________

Interaxial angle "y" __________Volume__________________________

234

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

er-AXS Smart Apex II). Crystallographic structure was obtained with the SHELX software.

Results. Petrographic observations show ac-tinolite (45%), zoisite (30%), chlorite (20%), epidote (<5%), quartz (<5%) and trace minerals ( zircon,apatite and titanite). Zoisites correspond to fresh porphyroblasts occurring associated to chlo-rite. Interestingly, a light-green amphibole (actinolite) replacing a dark-green to brownish calcic-amphib-ole (pargasite) was also observed in these rocks. Pargasite also occur as inclusions in zoisite crys-tals and has been interpreted here as relics of a previous high temperature metamorphic stage (e.g. Willner et al., 2004).

Data collected for refinement come from a single crystal (Table 1). Anisotropic refinement in the space group Pnma resulted in a final R of 3.4% for 119 parameters. Total Fe content expressed as molar fraction determined by linear regression equations from Myer (1966) give a value close to 0.1.

Conclusions. Zoisite is a common mineral in HP rocks and its stability depends on on the bulk rock composition (X_Fe) and the ƒ_O2, being stable under a broad range of P-T conditions (Grapes and Hoskin, 2004).

The calcium availability for the formation of the studied zoisite must be product of the magmatic protolith. The occurrence of zoisite in these sam-ples suggests greenschist facies conditions, which is supported by the observed overprinting mineral association chlorite-actinolite-albite-zoisite.

According to Merrin (1962), low values of X_Fe (0.0-2.5%), suggest conditions greater or equal to 7 kbar. Such pressures is in agreement with green-schist facies re-equilibrating of rocks formed under higher metamorphic grade conditions (4.9-6.5 kbar and 580-690 °C), as suggested by Willner et al (2004) for the ortogneisses sampled within the Seno Arcabuz Shear Zone. This study supports the superposition of metamorphic events that took place during a long term accretion at this fossil subduction zone system.

Acknowledgements. This work was funded by projects DFG-An1113-1 (SA), Fondecyt Nº 1121140 and Nº 1161818. X-ray diffraction analy-ses were carried out by Dra. Poldie Oyarzún (LAS).

REFERENCES

Enami, M., Liou,, J. G. y Mattinson, C. G. 2004. Epi-dote minerals in high P/T metamorphic ter-ranes: Subduction zone and high- to ultrahigh-pressure metamorphism. En Liebscher, A. y Franz, G. (Eds.), Reviews in Mineralogy and Geochemistry, volume 56: 347-398. Epidotes: The Mineralogical Society of America, Washington, D.C.

Grapes, R.H, y Hoskin, P.W.O. 2004. Epidote group minerals in low–medium pressure metamor-phic terranes. En Liebscher, A. y Franz, G. (Eds.), Reviews in Mineralogy and Geochem-istry, volume 56: 301-345. Epidotes: The Min-eralogical Society of America, Washington, D.C.

Hervé, F., Prior, D., López, G., Ramos, V.A., Rapa-lini, A., Thomson, S., Lacassie, J.P. y Fanning, M. 1999, Mezosoic bloueschists from isla Diego de Almagro, southern Chile. In: South An-erican Symposium on Isotope Geology, Córdoba, Argentina, Actas, 2, 318-321.

Hyppolito, T., Angiboust, S., Juliani, C., Glodny, J., Garcia-Casco, A., Calderon, M., y Chopin, C. 2016. Multi-stage accretion of high pressure rocks and thermal changes in a subduction channel: evidence from Diego de Almagro Is-land (Chilean Patagonia). Geophysical Re-search Abstracts, EGU General Assembly 2016. Vol. 18.

Merrin, S. 1962. Experimental investigation of epi-dote pangenesis. Ph.D. Thesis, Pennsylvania. State University 109 pp.

Myer, G.M. 1966. New data on zoisite and epidote. American Journal of Science 264: 364-385.

Poli, S. y Schmidt, M.W. 2004: Experimental sub-solidus studies on epidote minerals. En Lieb-scher, A. y Franz, G. (Eds.), Reviews in Min-eralogy and Geochemistry, volume 56: 301-345 Epidotes: The Mineralogical Society of America, Washington, D.C.

Willner, A.P., Hervé, F., Thomson, S.N. y Massonne, H.J, 2004. Converging P-T paths of Mesozoic HP-LT metamorphic units (Diego de Almagro Island, Southern Chile): Evidence for juxtapo-sition during late shortening of an active continental margin. Mineralogy and Petrology 81: 43-84.

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

235

METASOMATISMO Y POTENCIAL METALOGENÉTICO DE PEGMATITAS GRANÍTICAS INTRUIDAS EN ROCAS ULTRAMÁFICAS (SIERRA DE COMECHINGONES, CÓRDOBA)

Muratori, Ma. Eugenia¹; Demartis, Manuel¹; Coniglio, Jorge E.²; Esteban, José J.³; Boffadossi, Ma. Alejandra¹; Maffini, Ma. Natalia¹; D’Eramo, Fernando J.¹; Pinotti, Lucio P¹.

¹   Universidad Nacional de Río Cuarto, CONICET, Departamento de Geología (Ruta Nac. nº 36 km 601), Río Cuarto, Argentina. E-mail: meugenia_muratori@hotmail.com

²   Universidad Nacional de Río Cuarto, Departamento de Geología (Ruta Nac. nº 36 km 601), Río Cuarto, Argentina.

³   Departamento de Geodinámica, Facultad de Ciencia y Tecnología, Universidad del País Vasco (UPV/ EHU). Apartado 644, 48080 Bilbao, España.

Resumen. En el sector oriental de la Sierra de Comechingones (Córdoba) afloran pegmatitas graníticas que no han sido descriptas ni incorporadas en los distritos de las Sierras Pampeanas. Se trata de pegmatitas pertenecientes a la familia petroge-nética LCT con cierto rasgo NYF, emplazadas en rocas ultramáficas y, en menor medida, en metase-dimentarias. Son cuerpos de morfologías tabulares y contactos lobulados, que no superan los 10 y 100 m de potencia y longitud, respectivamente. Las pegmatitas emplazadas en rocas ultramáficas tienen asociadas una zona metasomática simétrica hacia ambos lados de los contactos, compuesta por vermiculita, flogopita, tremolita-actinolita, clorita y talco. Dos son las hipótesis planteadas para explicar el origen de este metasomatismo. En la primera alternativa, el metasomatismo es el resultado de un profuso intercambio químico con la roca encajante a través de mecanismos de difusión e infiltración, involucrando una fase fluida exsuelta de la pegmatita. En la segunda alternativa las rocas me-tasomáticas se interpretan como rodingitas generadas por la circulación de fluidos durante la serpen-tinización de peridotitas a través de los contactos pegmatitas-rocas ultramáficas. Este contexto geológico, es decir pegmatitas graníticas emplazadas en rocas ultramáficas, le otorga a la zona de estudio un interés particular por su potencialidad metaloge-nética para la prospección de vermiculita, cuarzo rosado, corindón y esmeralda.

Palabras claves. Pegmatitas graníticas, Rocas ultramáficas, Metasomatismo, Metalogénesis, Sierra de Comechingones.

Abstract. Metasomatism and metallogenic po-tential of granitic pegmatites intruding ultramafic ro-cks (Sierra de Comechingones, Córdoba).

In this contribution we present new geological data concerning granitic pegmatites that crop out in the eastern portion of the Sierra de Comechin-gones (Córdoba province) that have not been in-cluded into any other pegmatitic field of the Sierras Pampeanas. These pegmatites, with minor NYF features, belong to the LCT petrogenetic family. They intrude mostly within ultramafic and subordi-nately within metasedimentary rocks. They have tabular morphologies and frequent lobate contacts, and their dimensions do not exceed 10 m wide and 100 m long. When hosted in ultramafic rocks, at both sides of the pegmatite contacts a symmetric metasomatic zonation composed of vermiculite, phlogopite, tremolite-actinolite, chlorite and talc is invariably developed. Two alternatives are pro-posed to explain their origin. Firstly, fluids exsolved from the pegmatite melts lead to an intense geo-chemical exchange between pegmatites and ultra-mafic rocks generating these metasomatic zones, involving diffusion and infiltration mechanisms. Al-ternatively, rodingitization processes driven by cir-culation of fluids during serpentinization of the peri-dotites in the pegmatite-ultramafic rock boundaries are also proposed to explain such metasomatic zones. The special geological context of pegmatites intruding ultramafic rocks constitutes an ideal sce-nario for the occurrence of vermiculite, pink quartz, corundum and emerald, providing the study area with a particular metallogenic potential.

Keywords. Granitic pegmatites, Ultramáfic roc-ks, Metasomatism, Metallogenesis, Sierra de Come-chingones.

Introducción. Las pegmatitas graníticas tienden a emplazarse en diversos tipos de rocas me-tamórficas (esquistos, para y ortogneises, anfiboli-tas, etc.) e ígneas principalmente de composición ácida e intermedia en algunos casos. Aunque no tan comunes, también existen pegmatitas que intru-yen rocas ultramáficas y máficas, donde los procesos de interacción fluido-roca se magnifican y se manifiestan en zonas con un metasomatismo muy penetrativo.

En Argentina las pegmatitas graníticas se restringen fundamentalmente a la provincia geológica de Sierras Pampeanas, conformando la Provincia Pegmatítica Pampeana. En el ámbito de las Sierras de Córdoba, existen ejemplos de pegmatitas graníticas dentro y fuera de los distritos definidos por Galliski et al. (2014). En este trabajo se presentan resultados preliminares de un estudio petrológico, estructural y metalogenético de pegmatitas graníticas emplazadas en cuerpos ultramáficos aflorantes en cercanías de la localidad de Río de los Sauces, Sierra de Comechingones, Córdoba (figura 1), las cuales no han sido aún incorporadas en ningún distrito. Se hace énfasis en la descripción y posible origen del metasomatismo generado en las zo-

236

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

nas de contacto entre las pegmatitas y las rocas ultramáficas, y la metalogénesis vinculada.

Geología del área. El área seleccionada se ubica en el sector oriental de la Sierra de Come-chingones, dentro del Complejo Calamuchita (Ota-mendi et al., 2004), compuesto por gneises biotíti-cos granatíferos, migmatitas estromatíticas y dia-texitas, desarrolladas fundamentalmente durante la orogenia Pampeana. Subordinadamente afloran or-togneises, leucogranitos peraluminosos, mármoles calco-silicáticos y anfibolitas.

En el área estudiada aflora una secuencia dominada principalmente por gneises biotíticos grana-tíferos, anfibolitas y mármoles, en menor medida. Esta secuencia constituye el entorno encajante de cuerpos ultramáficos y pegmatitas abordados en este trabajo. Los cuerpos ultramáficos son dominantemente harzburgitas serpentinizadas en más de un 90 %, dispuestas como cuerpos lenticulares de hasta 500 metros de longitud en una faja orientada 050°N. Internamente presentan un bandeado composicional definido por la presencia de cuerpos tabulares a lenticulares de dunitas. Hacia la periferia de estos cuerpos se desarrolla, casi invariable-

mente, una roca de coloración oscura, compuesta dominantemente por anfíboles (>90%), de espesor entre 0,5 y 2 m, denominada anfibolita de borde en este trabajo (figura 1).

El conjunto litológico mencionado anteriormente se encuentra afectado por un plegamiento asimétrico, con dirección de rumbo de plano axial 050º N y vergencia al noroeste, donde los gneises, anfiboli-tas y mármoles forman parte de los flancos y los cuerpos de rocas ultramáficas se localizan en los núcleos de las estructuras. También se observan sinclinorios y anticlinorios de menor escala ubicados mayormente en las zonas de contacto de los cuerpos ultramáficos, vinculados al plegamiento mayor.

Metodología. El mapeo y descripción de las unidades litológicas se llevó a cabo mediante metodologías convencionales (fotointerpretación, procesamiento de imágenes satelitales, descripción pe-trológica y estructural de campo y descripción petrográfica apoyada por microscopía de luz trasmitida). La descripción e interpretación mineralógica se complementó, además, con microscopía electrónica de barrido (scanning electron microscopy -

Figura 1. Mapa geológico del área de estudio.

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

237

Figura 2. Fotos de campo de las pegmatitas. A y B) Pegmatita tabular y contactos lobulados cortando encapado dunítico con desplazamiento normal; C) Pliegue de arrastre en rocas ultramáficas con desplazamiento normal.

SEM) utilizando un microscopio marca Zeiss modelo EVO MA 10 con detector de electrones retrodis-persados, electrones secundarios y analizador dispersivo de energías (energy dispersive spectrosco-py - EDS), en el Laboratorio de Nanotecnología de la Universidad Nacional de Río Cuarto.

Pegmatitas graníticas: características petrográficas y estructurales. Las pegmatitas graníticas estudiadas se emplazan preferentemente en los cuerpos ultramáficos y, con menor frecuencia en los gneises del Complejo Calamuchita.

En el primer caso, presentan morfologías tabulares a lobuladas y contactos netos. Poseen potencias entre 0,3 y 10 m, y longitudes menores a 100 m. En general se observan variaciones textu-rales y mineralógicas que de borde a centro definen la siguiente zonación interna: zona intermedia externa de grano grueso (microclino pertítico + cuarzo + moscovita+ vermiculita), zona intermedia interna de grano grueso a muy grueso (microclino con textura gráfica + cuarzo + moscovita), y zona de núcleo compuesta de grandes cristales de cuarzo que en sectores presenta transiciones de cuarzo blanquecino a rosado. Los minerales accesorios más frecuentes son turmalina (serie dravita-chorlita), apatita, xenotima y dumortierita, la mayoría de ellos cristalizados en el límite de la zona de núcleo con la zona intermedia interna. Los espectros de EDS realizados en xenotima mostraron picos

destacables de Dy e Yb, y en menor medida de Tb, indicando un cierto enriquecimiento en tierras raras pesadas.

La zonación interna está ausente en aquellos cuerpos pegmatíticos de escasa potencia (generalmente menores a 1 m). Estadísticamente se han identificado tres juegos principales: 355ºN/75ºE, 40°N/75ºE y 330ºN/5ºNE. El bandeado composicio-nal de los cuerpos ultramáficos presenta en algunos casos plegamientos abiertos que se encuentran cortados discordantemente por las pegmatitas con desplazamientos normales (figura 2 a y b). En otros casos también se han observado pliegues de arrastre de escalas decimétricas (figura 2 c), indicando desplazamientos también normales. Estas evidencias sugieren, preliminarmente, que su emplazamiento ocurrió bajo un dominio de esfuerzos ex-tensional, o al menos localmente no compresivo.

Las pegmatitas emplazadas en rocas metasedi-mentarias (gneises biotíticos-granatíferos) presentan morfologías lenticulares y localmente tabulares, dimensiones considerablemente menores que aquellas emplazadas en rocas ultramáficas y carecen de zonación interna. Están compuestas por microclino, moscovita, plagioclasa y cuarzo, frecuentemente rosado. La orientación predominante de estas peg-matitas es de rumbo 050º N y buzamiento de mediano ángulo al SE, usualmente concordantes con la foliación metamórfica penetrativa.

En el marco del esquema de clasificación de

238

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

Èerný y Ercit (2005), las pegmatitas estudiadas se interpretan preliminarmente como pertenecientes a la familia petrogenética LCT, a juzgar por el enriquecimiento moderado en B, evidenciado por la cristalización de turmalina y dumortierita, y minerales ricos en Al, como moscovita. No obstante, la presencia de xenotima portadora de ETR pesadas sugiere una cierta hibridación hacia la signatura NYF. De acuerdo a características de yacencia, morfología, emplazamiento y vinculación con el entorno metamórfico encajante, Muratori (2014) propone un emplazamiento relativamente profundo (>5 kb) y un origen directo a partir de fusión parcial de metasedimentos ocurrida a mayor profundidad para las pegmatitas estudiadas. Esto permitiría clasificarlas como pertenecientes a la clase abisal de Èerný y Ercit (2005).

Metasomatismo. En las zonas de contacto entre las pegmatitas y las rocas ultramáficas se desarrollan invariablemente rocas producto de un metasomatismo penetrativo, que involucran a las pegmatitas (endocontacto) y las serpentinitas encajantes (exocontacto). Son rocas con colores desde verdoso oscuro hasta blanquecinos, cuyas potencias varían entre los 10 cm y 1 m. Mineralógicamente, se distingue una zonación simétrica hacia ambos hastiales de las pegmatitas, donde cada zona posee minerales predominantes. Desde la pegmatita hacia la roca ultramáfica se distingue la siguiente secuencia: vermiculita, flogopita, tremolita-actinolita, clorita y talco (figura 3). Además, también son frecuentes los óxidos de Mn, Ni, Ti y V como minerales accesorios en diferentes zonas. La orientación preferencial de estos minerales define una foliación marcada que comúnmente es paralela a los contactos pegmatita-roca ultramáfica. La distinción entre el endo y exocontacto no siempre es fácil de delimitar. El metasomatismo dentro de las

pegmatitas (endocontacto) generalmente está representado por una abundante ocurrencia de ver-miculita y, en menor medida flogopita, en placas de hasta 10 cm, identificadas a partir de ensayos de expansión térmica y SEM-EDS. Hacia las rocas ul-tramáficas, la flogopita es más abundante y la zo-nación descripta anteriormente se manifiesta de forma más conspicua.

Discusión. Metasomatismo: hipótesis sobre su origen. Se plantean dos posibles alternativas para explicar la existencia de las zonas meta-somáticas que ocurren en los contactos pegmati-tas-rocas ultramáficas.

La primera interpretación supone un metasoma-tismo coetáneo con la intrusión de las pegmatitas en el entorno ultramáfico, a causa de su contraste composicional. Este metasomatismo implica un profuso intercambio químico con la roca encajante a través de mecanismos de difusión e infiltración que involucra una fase fluida exsuelta de la pegmatita, comportándose como un sistema abierto. En un caso extremo, el proceso metasomático podría conducir a una fuerte pérdida de sílice de las pegmati-tas hacia las rocas ultramáficas encajantes, las cuales fueron denominadas por Smirnov (1982) como pegmatitas desilicificadas. Este caso extremo no ha sido observado en el área de estudio. Zona-ciones mineralógicas similares a las descriptas aquí fueron interpretadas en la literatura rusa como complejos de micacitas y gréisenes en rocas ultra-máficas (Gavrilenko 2003). El emplazamiento profundo de las pegmatitas estudiadas permite descartar que se trate de gréisenes.

Alternativamente, se plantea una segunda interpretación a partir de procesos de rodingitización para explicar el origen del metasomatismo. La ro-dingitización es el resultado de la circulación de fluidos durante la serpentinización de peridotitas y

Figura 3. Esquema representativo de la zonación mineralógica correspondiente al metasomatismo. Vrm: vermiculita; Phl: flogopita; Tr-Act: tremolita-actinolita; Chl: clorita; Tlc: talco; Srp: serpentina (abreviaturas según Whitney y Evans, 2010).

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

239

tiene lugar en el contacto entre estas rocas y otras de composición contrastante, frecuentemente áci-das, tales como granitos y pegmatitas (Wares y Martin, 1980; Jelitto et al., 1993; Esteban et al., 2001; 2007). Son rocas compuestas por minerales ricos en Ca-Na y deficientes en sílice formados a expensas de los minerales primarios, que involucra fluidos propios de la serpentinización. Es característica también la presencia de black-walls, o esquistos cloríticos, en las zonas de contacto entre ambas litologías (O’Hanley, 1996). El proceso de rodingitización no implica necesariamente una contemporaneidad entre la intrusión de la pegmatita y la formación de las zonas metasomáticas, pero sí con la serpentinización.

El estado actual de las investigaciones en el área de estudio de la presente contribución no permite descartar ninguna de las dos alternativas. Estudios en curso enfocados en este problema darán luz a nuevas evidencias para la comprensión de estos procesos.

Potencialidad metalogenética. El escenario descripto en la presente contribución posee atributos esenciales para la ocurrencia de un variado número de depósitos de minerales industriales y gemas. Entre ellos se destaca: cuarzo rosado, ver-miculita, corindón y esmeraldas.

Este trabajo se considera la primera cita de la presencia de cuarzo rosado para la Sierra de Co-mechingones. Cabe destacar además que esta variedad de cuarzo tampoco es abundante en Argentina destacándose algunos ejemplos en las provincias de San Luis y Catamarca (Tourn y Brodtkorb, 1994; Montenegro y Tourn, 2000; Saadi, 2006). Si bien las causas de su origen pueden ser variadas (Holden, 1924; Wright et al., 1963; Smith et al., 1978), la más frecuente es la presencia de mi-croinclusiones de dumortierita y rutilo (Gorevay Rossman, 2001; Chi Ma et al., 2002). Esta última causa puede ser contemplada como una hipótesis de trabajo, para el área en estudio, debido a que dumortierita y óxidos de Ti han sido descriptos.

En las rocas metasomáticas descriptas, es abundante la presencia de vermiculita y flogopita en sectores del endocontacto y exocontacto proxi-mal. Los orígenes más frecuentes propuestos en la literatura para la formación de vermiculita son hipo-génico y supergénico (Luque del Villar y Rodas Gonzales, 1992). La zonación descripta en las zonas metasomáticas de las rocas estudiadas indica una predominancia de vermiculita hacia el endocon-tacto, lo cual sugiere que al menos una parte del origen podría ser hipogénico. Si bien los ejemplos aquí descriptos constituyen sólo manifestaciones de vermiculita, su potencialidad económica no debería descartarse ya que existen yacimientos con metalotectos similares en zonas próximas al área de estudio (Angelelli et al., 1980).

Como ya se dijo, la intrusión de pegmatitas graníticas en rocas ultramáficas es un contexto que favorece el desarrollo de procesos de desilicificación de las pegmatitas, que eventualmente puede conducir a un exceso local de Al en el sistema y cristalización de corindón. Al presente, no se ha hallado corindón en las rocas estudiadas, lo que podría estar relacionado a que el proceso de desilicificación estuvo ausente o fue incompleto. Sin embargo, en las Sierras de Córdoba, y especialmente en Sierra de Comechingones, se describieron cuerpos ultramáficos intruidos por pegmatitas con generación de una zona metasomática con corindón y vermiculita asociados (Olsacher, 1960).

La ocurrencia de rocas ultramáficas ricas en Cr yV, intruidas por pegmatitas graníticas potencial-mente portadoras de Be que generan zonas meta-somáticas similares a las aquí descriptas, son me-talotectos diagnósticos para la formación de esmeraldas (Gavrilenko, 2003). Estas características hacen del área de estudio, y otras similares de las Sierras de Córdoba, un target de prospección para este material gemológico. En la actualidad, se están llevando a cabo estudios mineralógicos y petrológi-cos en ésta y otras áreas de las Sierras de Córdoba que permitirán profundizar estos aspectos y definir con más fundamentos la potencialidad meta-logenética.

Conclusiones. a) Pegmatitas graníticas zonadas y no zonadas, pertenecientes a la familia pe-trogenética LCT con rasgos minoritarios NYF, se emplazan en rocas ultramáficas intensamente ser-pentinizadas y subordinadamente en gneises biotí-ticos-granatíferos, en un sector cercano a la localidad de Río de los Sauces (Sierra de Comechingo-nes, Córdoba).

b)  En las pegmatitas graníticas emplazadas en rocas ultramáficas se desarrollan invariablemente procesos metasomáticos penetrativos, cuya mineralogía está caracterizada por una zonación simétrica hacia ambos lados del contacto, compuesta por las siguientes fases minerales dominantes: Vrm’!Phl’!Tr-Act’!Chl’!Tlc (abreviaturas según Whit-ney y Evans, 2010).

c)  Para explicar el origen de este metasomatis-mo se plantean y discuten dos alternativas: 1) me-tasomatismo coetáneo con la intrusión de las peg-matitas en el entorno ultramáfico a causa del contraste composicional; 2) procesos de rodingitiza-ción como resultado de la circulación de fluidos durante la serpentinización.

d)  La potencialidad metalogenética del área de estudio está dada por: cuarzo rosado, vermiculita, corindón y berilo con calidad gemológica (esmeralda).

240

BIBLIOGRAFÍA

Angelelli, V., Schalamuk, I. y Fernández, R. 1980. Los yacimientos minerales no metalíferos y rocas de aplicación. Región Centro - Cuyo. Secretaría de Estado de Minería, 19: 40-44, Bs As.

Èerný, P. y Ercit, T.S. 2005. The classification of granitic pegmatites revisited. Canadian Minera-logist, 43: 2005-2026.

Chi Ma, J., Goreva S. y Rossman, G. 2002. Fibrous nanoinclusions in massive rose quartz: HRTEM and AEM investigations. American Mineralo-gist, 87: 269-276.

Esteban, J.J., Cuevas, J., Tubía, J.M. y Yusta, I. 2001. Rodingitizacion y formación de pectolita en diques graníticos de las Peridotitas de Ronda (Cordilleras Béticas, España). Geoga-ceta, 30: 51-54.

Esteban, J.J., Cuevas, J., Tubía, J.M., Liati, A., Seward, D. y Gebauer, D. 2007. Timing and origin of zircon bearing chlorite schists in the Ronda peridotites (Betic Cordilleras, Southern Spain). Lithos, 99: 121-135.

Galliski, M. y Sfragulla, J. 2014. Las pegmatitas graníticas de las Sierras de Córdoba. En: Mar-tino, R.D., Guereschi, A. (Eds.), Geología y Recursos Naturales de la Provincia de Córdoba. Relatorio del XIX Congreso Geológico Argentino, Córdoba. Parte I: 365-388.

Gavrilenko, E. 2003. Esmeraldas de los Urales (Rusia): condiciones de formación y caracterización comparativa con las esmeraldas de otros orígenes. Tesis Doctoral, en Departamento de ingeniería geológica, E.T.S.I Minas (UPM), 397 p. Madrid.

Goreva, J.S., Ma, C. y Rossman, G.R. 2001. Fi-brous nanoinclusions in massive rose quartz. The source of rose coloration. American Mine-ralogist, 86:466– 472.

Holden, E.F. 1924. The cause of color in rose quar-tz. American Mineralogist, 9:75–89.

Jelitto, J., Dubinsk, E., Wiewior, A. y Bylina, P. 1993. Layer silicates from serpentinite-pegmatite contact (Wiry, Lower Silesia, Poland). Clays Clay Miner, 41: 693-701.

Luque del Villar F. J. y Rodas Gonzales M. 1992. Características de los yacimientos de vermi-culita. En: García Guinea, J. y Martínez Frías, J. (Eds.) Recursos minerales de España, 15: 1423-1429. Consejo Superior de Investigaciones Científicas (España).

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

Montenegro, T. y Tourn, S. 2000. Inclusiones fluidas en el cuarzo rosado “Madeleine”, provincia de San Luis. 5to Congreso de Mineralogía y Metalogenia. Instituto de Recursos Minerales, UNLP. Publicación 6: 325-330.

Muratori, M.E. 2014. Pegmatitas graníticas intruidas en ambiente de rocas ultramáficas: Mineralogía, emplazamiento e importancia económica. Sierra de Comechingones, Córdoba. Tesis de Licenciatura. Biblioteca Central UNRC (inédito 90) 90 pp. Río Cuarto, Córdoba.

O’Hanley, D.S. 1996. Serpentinites: Records of Tectonic and Petrological History, New York and Oxford. Oxford University Press, 14: 277 pp.

Olsacher, J., 1960. Descripción geológica de la Hoja 20 h, Los Gigantes, Provincia de Córdoba. Dirección Nacional de Geología y Minería. Boletín 90, Buenos Aires.

Otamendi, J. E., Castellarini, P. A., Fagiano, M. R., Demichelis, A. H. y Tibaldi, A. M. 2004. Cam-brian to Devonian Geologic Evolution of the Sierra de Comechingones, Estern Sierras Pampeanas, Argentina: Evidence for the Deve-lopment and exhumation of Continental Crust on the Proto-Pacific Margin of Gondwana. Gondwana Research, 7: 1143-1155.

Saadi, J.A. 2006. Las Piedras Preciosas de la República Argentina. ¿Un recurso mineral desconocido o reservado? Edición del autor, Córdoba, 183 pp.

Smirnov, V.I. 1982. Geología de yacimientos minerales. De MIR, Moscú, 654 pp.

Smith, G., Vance, E. R., Hasan, Z., Edgar, A. y Run-ciman, W. A. 1978. A charge transfer mecha-nism for the colour of rose quartz. Physica Status Solidi, 46:135-140.

Tourn, S. y Brodtkorb, M. K. de, 1994. El cuerpo de cuarzo rosado “Madeleine”, Sierra del Morro, Provincia de San Luis. 2da Reunión de Mineralogía y Metalogenia. Instituto de Recursos Minerales, UNLP. Publicación 3: 469-476.

Wares R. P. y Martin R. F. 1980. Rodingitization of granite and serpentinite in the Jeffrey mine, Asbestos, Quebec. Canadian Mineralogist, 18: 231-240.

Whitney D. y Evans B. 2010.Abbreviations for na-mes of rock forming minerals. American Mine-ralogist, 95:185-187.

Wright, P. M., Weil, J.A., Buch, T. y Anderson, J.H. 1963. Titanium colour centers in rose quartz. Nature, 197: 246-248.

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

241

PEARCEITA ASOCIADA A PARAGÉNESIS DE ORO Y PLATA EN LA VETA VISCAYA, DISTRITO MINERO ZARUMA-PORTOVELO, REPÚBLICA DEL ECUADOR

Mutti, D.¹; Di Marco, A.¹; Bonilla, W.² y Méndez, C.¹

¹   Universidad de Buenos Aires;

²   BIRA, Ecuador

Resumen. Se identificó la sulfosal de plata pearceita, hallada por primera vez en el distrito minero Zaruma-Portovelo, República del Ecuador. Este mineral hospedado en la veta Viscaya del sistema estructural Viscaya – Nicole, se encuentra vinculado con una paragénesis de pirita, calcopirita, esfa-lerita, galena, tetraedrita, petzita, oro nativo y elec-trum en ganga mayoritaria de cuarzo. La pearceita, identificada mediante microscopía de reflexión y analizada con un microscopio electrónico de barrido, posee la fórmula estructural (Ag_13.55, Cu_3.71)_17.26 (As_1.11, Sb_0.73)_1.84 S_11.55., mientras que la tetraedrita presenta una composición de (Cu_8.49, Fe_1.91, Ag1.46)11.86 (Sb2.85, As0.84)3.69 S12.78. A partir de las

relaciones de contacto de la pearceita con la te-traedrita, sus texturas y sus composiciones, se interpreta que ambas sulfosales fueron coevales y que el Sb y As del fluido hidrotermal se particiona-ron diferencialmente entre ambas.

Palabras clave. Pearceita, Ecuador, Zaruma-Portovelo, veta.

Abstract. Pearceite, a sulfosalt of arsenic and silver, was identified and discovered for the first time in the Zaruma- Portovelo mining district, Re-public of Ecuador. This mineral hosted by the Vizcaya vein from the Vizcaya-Nicole structural sys-tem is linked to a paragenesis of pyrite, chalcopy-rite, sphalerite, galena, tetrahedrite, petzite, native gold and electrum into a majority gangue of quartz. The pearceite identified by reflection microscopy and analized with a scanning electronic microsco-py, present the structural formula (Ag_13.55, Cu_3.71)_17.26 (As_1.11, Sb_0.73)_1.84 S_11.55., while tetrahedrite has a composition of (Cu_8.49, Fe_1.91, Ag_1.46)_11.86 (Sb_2.85, As_0.84)_3.69 S_12.78. Since contact relations be-tween pearceite and tetrahedrite, theirs textures

Figura 1. Ubicación del distrito minero Zaruma-Portovelo, Provincia de El Oro, República del Ecuador.

242

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

and compositions, is interpreted that both sulphos-alts were coeval, and the Sb and As of the hydro-thermal fluid partitioned differentially between the two mineral series.

Keywords. Pearceite, Ecuador, Zaruma-Porto-velo, vein.

Introducción. La pearceita, es una sulfosal cuya composición química (Ag,Cu)₁₆ As₂ S₁₁, corresponde a un extremo de una serie isomorfa, cuyo otro extremo está representado por polibasita a través de una progresiva sustitución de As por Sb: (Ag,Cu)₁₆ Sb₂ S₁₁, y donde según Ramdohr (1980) el reemplazo de Cu por Ag en la fórmula estructural puede alcanzar hasta un 30 %. Bindi et al. (2007) han propuesto que la nomenclatura a emplear para los miembros de esta serie sea el producto de su composición química (relación As : Sb) y no de sus características cristalográficas, eliminando los términos previos de arsenopolibasita y antimonipearceita entre otros, e indican que de poseerse datos cristalográficos del mineral se añadan como sufijos en texto itálico (e.g. pearceita_Tac).

La participación de pearceita - polibasita en menas argentíferas de origen hidrotermal es reducida comparada con otras sulfosales, tales como: proustita, pirargirita, freibergita, estefanita y estro-meyerita. La principal yacencia de esta serie mineral se vincula con depósitos estratoligados y epi-termales de sulfuración baja a intermedia, ambos modelos de yacencia relacionados con bajas temperaturas y presiones de fluido. En Sudamérica, pearceita de origen epitermal se identificó en los depósitos de Faride en Antofagasta, Chile (Camus y Skewes 1991) y Pallancata en Ayacucho, Perú (Gamarra-Uranga et al. 2013). En Argentina se la documentó en las minas Cerro Negro, Santa Cruz (Permuy Vidal et al. 2013), La Peregrina y La Mejicana, La Rioja (Schalamuk y Logan 1994; Bro-dtkorb y Paar 2002, respectivamente), Capillitas, Catamarca (Putz et al. 2009) y Armonía, Salta (Robl et al. 2009).

En este estudio se describe por primera vez

Tabla 1. Valores composicionales de los ta y tetraedrita-tenantita.

pearceita hallada en el distrito minero Zaruma-Por-tovelo, República del Ecuador, región que contiene una significativa cantidad de depósitos de origen epitermal, que en su conjunto constituyen una de las principales reservas auro - argentíferas identificadas en dicho país.

Marco Geológico. El distrito minero Zaruma-Portovelo se ubica en el extremo sur de la República del Ecuador, en proximidades de la ciudad de Zaruma (figura 1).

La geología de la región está representada por un basamento metamórfico (Complejo Metamórfico El Oro, Aspden et al. 1995) cubierto en parte por rocas terciarias de complejos volcánicos, con edades desde oligocenas hasta miocenas: ignimbritas, brechas volcánicas, tobas y andesitas son las rocas más representativas, con basaltos subordinados. Además, en la región afloran stocks subvolcá-nicos de composición riolítica hasta dacítica, particularmente en cercanías de las vetas del distrito (Bonilla 2009).

Las estructuras que albergan la mineralización están representadas por fallas y fracturas de 2º y 3º orden, las cuales controlan la disposición de la mena, que yace a modo de filones de mayoritario relleno. La mineralización, representada por una asociación de metales bases y nobles, es de tipo multiepisódica y las rocas de caja (basaltos y an-desitas) muestran alteración hidrotermal variable entre débil y penetrativa en el contacto con las vetas.

En el distrito se identificaron diez sistemas principales de vetas con mineralización de sulfuros y metales preciosos que han dado lugar a una explotación intensiva, uno de los cuales, Viscaya-Nicole, es el más importante en cuanto a cantidad - calidad de la mena y tecnificación del laboreo. En este sistema, la veta Viscaya es la que posee la mayor complejidad y riqueza mineralógica, con un marcado predominio de sulfuros en su mena: pirita, calcopirita, esfalerita y galena, con regular presencia de tetraedrita - tenantita, bornita y hematita, y con menor participación de petzita, hessita, tetradimita,

minerales pertenecientes a las series polibasita-pearcei-

Serie pearceita - polibasita		Serie tetraedrita - tenantita
Elemento	% en peso	Elemento	% en peso
S	16.73	S	25.26
Ag	65.77	Ag	9.72
Cu	10.51	Cu	33.25
As	3.22	As	3.87
Sb	3.76	Sb	21.42
Fe	<0.01	Fe	6.49
	99.99	H	100.01

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

243

Figura 2. a. esfalerita (esf) con textura en desease de calcopirita (cpy) reemplazada por pirita (py) y tetraedrita (tet); b. partículas irregulares de oro en los contactos intergranulares de calcopirita (cpy) y con cercana pirita (py); c. partícula de oro en un cristal idiomorfo de pirita (py); d. pearceita (pearc) en contacto con tetraedrita (tet), en la parte superior aparece pirita (py) como reemplazo de ambas sulfo-sales. Las graduaciones de las barras están expresadas en micrones.

oro nativo, magnetita, molibdenita, acantita, freiber-gita, saflorita, nagyagita, proustita y bournonita (Vikentyev et al. 2005, Bonilla 2009). La ganga está constituida mayoritariamente por cuarzo, con calcita, adularia, epidoto, sericita, cloritas y arcillas del grupo de la esmectita en proporciones subordinadas (Spencer et al. 2002, Mutti y Bonilla 2005, Bonilla 2009).

Metodología. Pearceita del distrito Zaru-ma-Portovelo. Para el presente trabajo se presentan las determinaciones mineralógicas efectuadas sobre muestras provenientes de la veta Vis-caya, a partir de secciones pulidas que se estudiaron por microscopía de reflexión en el Área Geología Minera (UBA). Las observaciones de los minerales de mena constataron la presencia mayoritaria de calcopirita, esfalerita, pirita, galena y falhers, con frecuentes texturas desease entre esfalerita y calcopirita (figura 2 a). Con menor abundancia se determinaron oro nativo y electrum, como individuos irregulares en contactos intercristalinos de calcopirita (figura 2 b) y galena, o como inclusio-

nes en pirita (figura 2 c); sus tamaños varían entre 5 y 20 micrones.

En estrecha asociación con los fahlers se encontró pearceita de hábito tabular, tendencia al idio-morfismo y tamaño de hasta 500 micrones (figura 2 d). Con luz reflejada presentó color gris blanquecino ligeramente verdoso, baja dureza, pulido muy irregular, reflectividad moderada y marcada aniso-tropía de colores con tendencia al violeta oscuro. En ella y en los fahlers acompañantes se aplicaron estudios complementarios para precisar la química mineral mediante un microscopio electrónico de barrido.

Determinaciones analíticas. La pearceita y los fahlers fueron analizadas mediante un microscopio electrónico de barrido por emisión de campo (FEG-SEM) modelo SUPRA 40 marca Carl Zeiss, perteneciente al Laboratorio de Microscopia Avanzada de la Facultad de Ciencias Exactas y Naturales (UBA). Este equipo trabaja con un cañon de electrones por emisión de campo que realiza un barrido de la superficie de la muestra incógnita y

244

una columna GEMINIÒ de tercera generación con una corriente de 20 nA, que confiere una marcada estabilidad (superior al 0.2%/H) y precisión. El umbral de identificación de los elementos químicos es del 0,1% en peso.

El promedio de las determinaciones (n=4) sobre el mineral asignado tentativamente a la serie poliba-sita-pearceita definió la composición en peso (tabla 1).

Estos valores llevados a proporciones de átomos, determinaron la fórmula estructural:

(Ag13.55, Cu3.71)17.26 (As1.11, Sb0.73)1.84 S11 .55

Por su proporción de As : Sb (1.52 : 1 en átomos), el mineral estudiado se halla más próximo al miembro pearceita de la serie.

En cuanto a los fahlers, son series isomorfas cuyos componentes más representativos son te-traedrita (Cu₁₂ Sb₄ S₁₃) y tenantita (Cu₁₂ As₄ S₁₃), e incluyen también variedades con Ag (freibergita), y Hg (schwazita), entre otras (Ramdohr 1980).

En el caso de la veta Viscaya las determinaciones realizadas (n=5) definieron los promedios composicionales en peso indicados en la tabla 1, que llevados a proporciones de átomos determinaron la fórmula estructural:

(Cu8.49, Fe1.91, Ag1.46)11 . 8 6 (Sb2.85, As0.84)3.69 S12.78

El mineral corresponde a la variedad tetraedrita (Sb > As) y si bien los contenidos de plata son elevados, no llegan a formar freibergita, que de acuerdo con Ramdohr (1980) requeriría un valor de Ag superior a 20% en peso.

Conclusiones. La especie pearceita se identificó por primera vez en la veta Viscaya, principal estructura mineralizada del distrito Zaruma - Porto-velo (Ecuador). Este mineral se asocia con una pa-ragénesis de tetraedrita, oro nativo, electrum, pe-tzita y sulfuros varios, desarrollada según Bonilla (2009) a partir de fluidos hidrotermales de mediana a baja temperatura y presión, característicos de un proceso epitermal de sulfuración intermedia.

Las relaciones texturales entre pearceita y te-traedrita permiten interpretar su precipitación en condiciones de equilibrio, debiéndose la sustitución de Sb por As y de Cu por Ag y Fe a leves variaciones en la saturación parcial de estos elementos en el fluido hidrotermal. Hay además un marcado contraste en la partición de los elementos As y Sb al formarse ambos minerales: el As se ubicó en forma mayoritaria en la estructura de la pearceita (relación As : Sb de 1,52 : 1 en átomos), mientras que el Sb se ubicó preferencialmente en la red de la tetraedrita (relación Sb : As de 3,39 : 1 en átomos).

Agradecimientos. Este trabajo ha sido financiado mediante el proyecto UBACyT 20020 100100047. Los autores reconocen el aporte de la empresa B.I.R.A., que cedió el material utilizado para las determinaciones. Se desea agradecer al

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

árbitro Dr. Horacio Echeveste, cuyas observaciones permitieron mejorar el manuscrito original.

BIBLIOGRAFÍA

Aspden, J. A., Bonilla, W. y Duque, P. 1995. El Oro metamorphic complex, Ecuador. Geology and economic mineral deposits. Keyworth, U.K., British Geological Survey, Overseas Geology and Mineral Resources 67, 63 pp., London.

Bindi, L., Evain, M., Spry, P. G. y Menchetti, S. 2007. The pearceite-polibasite group of minerals: Crystal chemistry and new nomenclature rules. American Mineralogist 92 (5-6): 918-925.

Bonilla, W. 2009. Metalogenia del distrito minero Zaruma-Portobelo, República del Ecuador. Tesis Doctoral, Facultad de Ciencias Exactas Y Naturales (UBA), 206 pp., Buenos Aires (inédito).

Brodtkorb, M. K. de y Paar, W. 2002. Nuevos hallazgos mineralógicos en la mina La Mejicana, La Rioja. 6 Congreso de Mineralogía y Metalo-genia, Actas: 43-49. Buenos Aires.

Camus, F. y Skewes, M. A. 1991. The Faride epi-thermal silver-gold deposit, Antofagasta Re-gion, Chile. Economic Geology 86 (6): 1222-1237.

Gamarra-Uranga, J. E., Castroviejo, R. y Bernhardt H. J. 2013. Preliminary mineralogy and ore petrology of the intermediate sulfidation Pa-llancasta deposit, Ayacucho, Perú. Canadian Mineralogist 51 (1): 67-91.

Mutti, D. y Bonilla, W. 2005. La faja de mineraliza-ción aurífera-polimetálica Zaruma-Portovelo, Ecuador. Estilo y caracterización estructural. 16 Congreso Geológico Argentino, Actas: 263-270, La Plata.

Permuy Vidal C.; Guido D. M. y Melgarejo J. C. 2013. Sulfuros y sulfosales de plata portadoras de selenio en el depósito epitermal Au-Ag Cerro Negro, Macizo del Deseado. 11 Congreso de Mineralogía y Metalogenia, Actas en CD: 109-112, San Juan.

Putz, H., Paar, W. y Topa, D. 2009. Aportes al conocimiento de la mineralización de mina Capi-llitas, Catamarca. Revista de la Asociación Geológica Argentina 64 (3): 514-524.

Ramdohr, F. 1980. The Ore Mineral and their inter-growths. 2 edition, 1180 pp., Pergamonn Press, Oxford.

Robl, K., Brodtkorb, M. K. y Ametrano, S. 2009. La mineralización epitermal Miocena del complejo estratovolcánico Quevar, Salta: Parte 1: Geología y petrología. Parte 2: La minera-lización. Revista de la Asociación Geológica Argentina 64 (3): 525-539.

Schalamuk, I. B. y Logan, A. V. 1994. Polymetallic Ag-Te bearing paragenesis of the Cerro Negro district, Famatina range, La Rioja, Argentina. The Canadian Mineralogist, 32: 657-670.

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

Spencer, R. M., Montenegro, J. L., Galbor, A., Pérez, E. P., Mantilla, G., Viera, F. y Spencer, C. E. 2002. The Portovelo-Zaruma mining camp. Southwest Ecuador: Porphyry and epithermal Environments. Society of Economic Geology Newsletter 49: 8-14.

Vikentyev, I., Banda, R., Tsepin, A., Prokofiev, V. y Vikentyeva, O. 2005. Mineralogy and forma-tion conditions of Portovelo–Zaruma gold–sul-phide vein deposit, Ecuador. Geochemistry, Mineralogy and Petrology, IGCP Proyect 486, Acts: 148-151, Sofia, Bulgaria.