ARTICULOS

DOLOMÍAS EN ESTANCIA LA ROSALÍA, UN POTENCIAL RECURSO MINERO EN LAS CERCANÍAS DE BARKER-VILLA CACIQUE, PARTIDO DE BENITO JUÁREZ, BUENOS AIRES

Nigro Joaquín^1-2; Tessone Mario O. R.¹; Etcheverry Ricardo O.^1-3; Fernández Raúl R.^1-2; Delgado María L.¹; Villalba Horacio⁴

 

¹   Instituto de Recursos Minerales (INREMI, UNLP-CICBA).

²   CICBA.

³   CONICET.

⁴   Minera del Plata SA.

Resumen. En esta contribución se describe el nuevo hallazgo de un banco dolomítico en Ea. La Rosalía, en proximidades del paraje Alm. La Numan-cia. En esta zona de las Sierras de Tandil se han desarrollado nuevas canteras de arcillas que posibilitaron el hallazgo de este paquete dolomítico asignado a la Fm. Villa Mónica (Neoproterozoico). Se describen las características mineralógicas y geoquímicas de esta roca, su distribución paleo-geográfica en esta zona y su vinculación con la sucesión sedimentaria englobada en el Grupo Sierras Bayas. La identificación del banco dolomítico de 10 m de espesor, posibilita otorgarle a esta zona interesantes expectativas económicas de desarrollo regional.

Palabras Clave. Dolomías, Neoproterozoico, Ea. La Rosalía, Tandilia.

Abstract. The discovery of a Neoproterozoic dolomitic bank at Estancia La Rosalía, located near La Numancia place, is described in this contribu-tion. In this area of the Tandil Ranges has been developed new clay quarries that made possible the discovery of this dolomitic package assigned to Villa Monica Formation (Neoproterozoic). Mineralog-ical and geochemical characteristics of this rock and, its paleogeographic distribution are described. The discovery of a dolomitic bank of 10 m thick, allows giving a regional economic expectation to this area.

Keywords. Dolomites, Neoproterozoic, La Ro-salia place, Tandilia.

Introducción. Las Sierras Septentrionales de la provincia de Buenos Aires o Sistema de Tandilla han sido motivo de numerosos estudios e investigaciones geológico-económicas a lo largo de las últimas décadas. Estos estudios, en general de carácter regional y en menor medida de detalle, posibilitaron un avance en el conocimiento geológi-co-minero de la región. Esta unidad morfo-estruc-tural representa el sector de mayor importancia re-

gional en cuanto a recursos y movilización de minerales y rocas industriales del país.

La zona de estudio se localiza en la parte central del Sistema de Tandilia. Dicha Unidad constituye un cordón discontinuo de serranías que se extiende por unos 320 kilómetros con orientación noroeste sureste, el mismo está integrado por una serie de sierras y lomadas emplazadas en una llanura suavemente ondulada. Las Sierras Septentrionales pertenecen al extremo sur del Cratón del Río de La Plata (Cingolani, 2010). Presentan una estructuración de bloques de perfil asimétrico, separados por fallas y alineados según ellas. Estas mega-estruc-turas coinciden mayormente con las direcciones NO SE y NE SO, identificables en imágenes satelita-les. Las rocas que lo integran corresponden a un basamento ígneo metamórfico (Complejo Buenos Aires – Precámbrico, Marchese y Di Paola 1975) cubierto en discordancia por una secuencia sedimentaria clástico-carbonática de edad neoprotero-zoica, asignada al Grupo Sierras Bayas. Dicho Grupo en la zona de Barker, está conformado de piso a techo por las Formaciones Villa Mónica, Cerro Largo, Las Águilas y Loma Negra; sobre ese Grupo se apoyan las pelitas gris verdosas de la Formación Cerro Negro de edad Proterozoico superior - Cámbrico?, de acuerdo a Poiré y Spalletti (2005). Posteriormente se deposita, en una nueva cuenca, un paquete de areniscas cuarzosas correspondientes a la Formación Balcarce, (Ordovíci-co Silúrico? – Martinez et al. 2013).

La Estancia La Rosalía (cantera “Don Camilo”, arcillas) se ubica aproximadamente 30 km al ESE de la localidad de Barker, próxima a la ruta provincial nº 30, que facilita el acceso desde Tandil hasta el Almacén La Numancia. Recientes trabajos de campo efectuados en el área, contribuyen a ampliar el conocimiento y la distribución paleogeográ-fica de la Fm Villa Mónica en esta zona; así como el alumbramiento de nuevos niveles de dolomías en el subsuelo, descubiertos a través de una reciente labor desarrollada. Si bien existían antecedentes preliminares de la presencia de dolomías en la Ea. La Rosalía (Manassero 2012), hasta el momento no se conocía su amplia distribución y tampoco se había considerado que podrían representar un nuevo recurso económico para la región.

En la actualidad, las dolomías de las Sierras Septentrionales se explotan en las Sierras Bayas (partido de Olavarría, Coriale y Caballé 2014) ubicadas a unos 200 km del sector considerado (Figura 1). La dolomita se emplea principalmente en siderurgia, pero también en las industrias de la cal magnesiana y de los fertilizantes, como así también como roca de ornamentación (bloques).

Métodos y Resultados. En las proximidades del casco de la Estancia La Rosalía se reconoce la presencia de una loma alargada con orientación NE-SO, en ella sub-afloran dos niveles de cuarci-

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tas, uno en la base y el otro en la parte cuspidal (Figura 1 b). La mayor superficie del área está cubierta por relleno moderno y material de derrubio. Las cuarcitas localizadas en la parte topográficamente más baja (próximas a un curso de agua temporario) son asignadas a las denominadas cuarcitas inferiores correspondientes a la Fm Villa Mónica (Poiré y Spalletti, 2005) mientras las situa-

das en la parte superior de la loma serían asignables a la Fm Cerro Largo (López Escobar, 2006).

Las diferentes litologías que se describen a continuación han sido reconocidas en tres aperturas de frentes de canteras, ubicadas aproximadamente a lo largo de la citada loma (Figura 1.b).

La apertura más austral (1) se emplaza en la base de la lomada y está representada por una

Figura 1. a- Geología regional del Sistema de Tandilia satelital del sector Ea. La Rosalía con ubicación de las labores exploradas.

(simplificado de Iñiguez et al. 1989); b- Imagen zona de estudio. Las etiquetas 1, 2 y 3 representan

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secuencia de pelitas moradas (3 a 3,5 m de espesor) de composición fundamentalmente illítica. Se dispone de manera suprayacente a las cuarcitas inferiores.

La labor central (2), de mayor desarrollo y profundidad, está ubicada en el sector medio superior de la lomada; se puede observar en la base de la cantera un banco dolomítico, sin base expuesta, que ya fue descripto por Manassero 2012 (Figura 2.b). Suprayaciendo a las dolomías, se encuentra

un importante nivel de pelitas ferruginosas, motivo de la explotación, de tonalidades rojizas y que presentan un manifiesto plegamiento (Figura 2.a). Dentro de estas pelitas se reconocen arcilitas y limoli-tas, algunas de aspecto satinado y con una mineralogía illita – esmectitas. Este conjunto de materiales es subyacente a las cuarcitas superiores que coronan la loma.

Finalmente, en la tercera cantera (3), recientemente abierta, se reconoció un banco de dolomías

Figura 2. Fotografías de: a- nivel de pelitas ferruginosas con manifiesto plegamiento; b- contacto de pelitas heterolíticas con banco dolomítico en Labor 2; c- nuevo banco de dolomías en Labor 3, dispuesto por debajo de las cuarcitas superiores; d- detalle de dolomías silicificadas en banco de la L.3; e y f-detalle de niveles de dolomías estromatolíticas en L.3.

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de unos 8 a 10 m de espesor, el cual está dispuesto por debajo de las cuarcitas superiores (Figura 2.c). Este banco está integrado por algunos niveles de dolomías estromatolíticas (Figura 2 e-f) y otros más silicificados (Figura 2.d), con intercalaciones de arcilitas rojizas y verdosas, estas últimas hacia el techo del citado paquete y en contacto con las cuarcitas superiores. Estos niveles superiores del paquete carbonático, de aproximadamente unos 5 m de espesor, se presentan notoriamente más compactos y duros debido a su mayor contenido silíceo. La sílice conforma “ojos” ahusados, ocupados por cuarzo cristalino. Las arcilitas verdosas son de composición glauconítica y alcanzan unos 40 a 50 cm de espesor.

Esta última labor tiene unos 100 m de largo por unos 30 m de ancho y unos 15 m de altura de frente de cantera. En ella se reconoce la presencia de una zona de falla subvertical, donde se identificaron sectores brechosos de dolomía englobados por material friable y pulverulento (jaboncillo). En uno de los bloques de la falla es posible reconocer al banco dolomítico en toda su expresión (techo a piso), mientras que en el otro se observan pelitas illíticas de tonalidades rojizas y relleno moderno.

Se tomaron muestras de las dolomías de este sector (n=3) y de la zona de Barker, sobre las cuales se realizaron análisis químicos por elementos mayoritarios, y los resultados obtenidos fueron comparados con otros análisis de dolomías del Sistema de Tandilia. Los análisis de las muestras de Barker y Ea. La Rosalía fueron procesados en el Laboratorio ALS Chemex, con la rutina por roca total (elementos mayoritarios y trazas). Los resultados obtenidos se presentan en la Tabla 1, agregándose los valores correspondientes a una muestra de Sierras Bayas, perteneciente a la contribución Anales del Lemit, (Angelelli 1973) donde solo constan los valores en óxidos de silicio, aluminio, hierro, calcio y magnesio.

La correlación entre los óxidos de calcio; magnesio, silicio, hierro y aluminio de las muestras de diferentes procedencias, confirma la similitud entre ellas; así como posibles condiciones paleoambienta-les semejantes al momento de la precipitación de los bancos dolomíticos.

Discusión. Como resultado del relevamiento efectuado (mapeo y perfiles) y de los análisis químicos realizados en el área, se ha podido establecer que las rocas presentes en los laboreos mineros desarrollados deben ser asignadas a la Fm Villa Mónica y a su contacto con la Fm Cerro Largo. Esto es coincidente con lo ya expresado por Alló (2001) para la vecina cantera Milli, localizada al Oeste, y donde sólo se reconoce la presencia de las pelitas rojizas (heterolíticas) por debajo de las cuarcitas superiores. Se podría considerar que en el recorrido que separa ambas explotaciones, cu-

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Tabla 1. Análisis químicos de muestras representativas de dolomías de Tandilia, expresados en porciento.

Muestra	M191	M21892	M. 1
Ubicación	Barker	La Rosalía	Sa. Bayas
Óxidos	%	%	%
Si02	5,06	2,38	3
A1203	1,07	0,55	0,5
Fe203	2,21	1,20	1
CaO	31,70	30,00	30
MgO	16,30	19,15	20
Na20	<0,01	0,04
K20	0,34	0,18
Cr203	<0,01	0,01
Ti02	0,07	0,03
MnO	0,21	0,10
P2O5	0,06	<0,01

bierto por relleno moderno, ocurre un pase lateral de las pelitas a los paquetes dolomíticos identificados en Ea. La Rosalía. Una situación similar ya fue indicada por Iñiguez et al. (1989) para el sector de Barker, situado a una decena de kilómetros al ONO del área investigada.

En la Figura 3 se presenta un corte esquemático que resume lo observado en los distintos rele-vamientos geológicos desarrollados en las aperturas 2 y 3, distantes unos 600 metros.

Las discontinuidades observadas para las secuencias dolomíticas en los distintos sectores de las Sierras Septentrionales nos llevan a postular las siguientes consideraciones que permiten explicar esta problemática. Teniendo en cuenta que las condiciones paleoclimáticas deben haber sido similares en toda la cuenca Neoproterozoica, en el momento de precipitación de los bancos dolomíti-cos, la discontinuidad observada en los reconocimientos de estos niveles a lo largo de las Sierras, tanto en afloramientos como en subsuelo, podría atribuirse a:

o

Apertura 3

O                    200

Referencias

| Derrubio ] Cuarcita Superior i— F. Cerro Largo

400

600

Apertura 2

800

1000

1200

Heterolítica [____| Dolomías          | Pelitas moradas |____| Cuarcita Inferior

------------------------- F. Villa Mónica --------------------------------------------------1

Figura 3. Perfil geológico estratigráfico esquemático interpretado.

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a)  la tectónica de bloques acaecida en la Sierras ha determinado que, en algunos sectores, los bancos dolomíticos se erosionaron o bien no se depositaron.

b)  la paleotopografía del Complejo Buenos Aires, con altos y bajos, permitió la entrada o no del mar y la consecuente precipitación o no de dolomía. Generándose en algunos sectores condiciones más aptas para la formación de esos bancos dolomíticos, reflejándose esta situación en los diferentes espesores y calidades encontrados hasta el momento.

Conclusiones. A modo de síntesis se puede afirmar que:

1) El hallazgo de un banco dolomítico de 10 m de espesor en la labor occidental (3) de Ea. La Rosalía, posibilita otorgarle a esta zona nuevas expectativas económicas de desarrollo regional. Teniendo en cuenta que dada la cercanía entre las labores 2 y 3 (central y occidental), distantes unos 500-600 m, se podrían correlacionar las dolomías descriptas en ambas canteras (Figura3). Este hecho le otorga a los recursos geológicos una potencialidad minera que amerita ser investigada.

2)  Considerando que los contenidos en sílice de este sector son bajos y los contenidos en magnesio altos, este material podría emplearse en diferentes industrias otorgándole a la región de Barker-Villa Cacique-Almacén La Numancia nuevas posibilidades de desarrollo económico.

Agradecimientos. Los autores agradecen al Ing. Camilo Castro por facilitar el acceso a su propiedad y al subsidio otorgado por la UNLP (11N/ 666) que posibilitó la realización de esta comunicación.

BIBLIOGRAFÍA

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Coriale, N. y Caballé, M. 2014. Rocas de aplicación y minerales industriales de la provincia de Buenos Aires. II Congreso Argentino de Áridos. Resúmenes: 21. San Isidro, Buenos Aires.

Iñiguez A.M., Del Valle A., Poiré D.G., Spaletti L. y Zalba P.E. 1989. Cuenca Precámbrica-paleo-zoica Inferior de Tandilia, Provincia de Buenos Aires. Cuencas Sedimentarias Argentinas. Editores Chebli W. y Spaletti L., Serie Correlación Geológica, 6, p. 245-263.

López Escobar, K. 2006. Geología y mineralogía de los depósitos de arcilla “Don Camilo”, “La Elvira”, “Los Cardales” y “El Ceferino”, Sierras Septentrionales de la provincia de Buenos Aires, Argentina. Tesis doctoral. Universidad Nacional de La Plata (inédita). 245p. La Plata.

Manassero M.J. 2012. Neoproterozoic pelitidal fa-cies of the Villa Mónica Formation, Sierra La Juanita, Tandilia. Revista de la Asociación Geológica Argentina, vol. 69 (1): 28-42.

Martínez, J.C., Dristas, J.A., Van Den Kerkhof, A.M., Wemmer, K., Massone, H.J., Theye, T. y Frisi-cale, M.C. 2013. Late-Neoproterozoic hydro-thermal fluid activity in the Tandilia belt, Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina 70 (3): 410 – 426.

Marchese, H. y Di Paola, E. 1975. Reinterpretación estratigráfica de la perforación Punta Mogotes N° 1 provincia de Buenos Aires, República Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina 30 (1): 44 – 52.

Poiré D. y Spalletti L. 2005. La cubierta sedimentaria precámbrica-paleozoica inferior del Sistema de Tandilia. En Relatorio del XVI Congreso Geológico Argentino: “Geología y recursos minerales de la Provincia de Buenos Aires”. Eds: de Barrio, R., Etcheverry, R., Caballé, M. & Llambías, E. 51- 68p. La Plata.

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CACOXENITA,

FE³⁺₂₄ALO₆(PO₄)₁₇(OH)₁₂·75H₂O, DEL

YACIMIENTO RANQUEL, DISTRITO PEGMATÍTICO TOTORAL, SAN LUIS, ARGENTINA

Oyarzábal, Julio¹ y Martinez, Viviana A.²

¹   Instituto de Ciencias Polares, Ambiente y Recursos Naturales, UNTDF. Alem 1036, (9410) Ushuaia, Tierra del Fuego, Argentina. joyarzabal@untdf.edu.ar

²   Universidad Nacional de La Pampa. Uruguay 151, (6300) Santa Rosa, La Pampa, Argentina.

Abstract. “Cacoxenite, Fe³⁺₂₄AlO₆(PO₄)₁₇ (OH)₁₂·75H₂O, from the Ranquel deposit, Totoral pegmatitic field, San Luis, Argentina”. Cacoxenite,

k

39

Cerros Largos Distr to Pegmatítico

i

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TOTORAL

/ Paso del Rey,» _Grupo

/ LOMA ALTA

39

Ppa del Tamboreo

• i El Trapiche C

/ a San Luis 0

La Florida

5 km

Fe³⁺24AI0₆(P04)i7(OH)i2«75H₂0, has been found in the Ranquel Be-bearing pegmatite, located in the Loma Alta group of the Totoral pegmatitic field, San Luis, Argentina. This phosphate mineral occurs as golden to brownish yellow spherulitic aggregates which show infernal rosette structure, hosted bet-ween vivianite crystals or in small cavities. Optica-lly, the mineral is uniaxial positive, with CO = 1.572, e = 1.642; the pleocroism is weak with O = palé yellow and E = brownish yellow. The strongest li-nes of the X-ray diffraction powder pattern are [d_obs in Å(l/I₀)(hkl)]: 11.88(100)(200), 13.78(18)(110) and 6.83(12)(121, 211). The unit cell parameters data, derived from least squares refinement, are: a 27.531(8) Å, c 10.549(1) Å, V 6927(2) ų, with c/ a 0.383. EDS and WDX analyses give P, O, Fe, Mn y Al. Cacoxenite is considered to have been for-med in a late hydrothermal stage under high oxidi-zing conditions.

Ranquel

Sto. Domingo

\ 32° 56' 32" S —

a La Toma

Figura 1. Croquis de ubicación de la pegmatita Ranquel.

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Keywords. Cacoxenite, phosphate mineral, Ranquel, pegmatite.

Resumen. La yacencia de cacoxenita, Fe³⁺₂4AlO₆(PO4)₁₇(OH)₁₂«75H₂O, ha sido determinada en la pegmatita berilífera Ranquel, grupo Loma Alta, distrito pegmatítico Totoral, San Luis, Argentina. Este fosfato mineral ocurre como agregados es-ferulíticos amarillos a pardo amarillentos, con estructura interna en forma de rosetas, alojados entre cristales de vivianita o tapizando pequeñas cavidades sobre otros fosfatos metasomáticos o hidrotermales. Ópticamente, el mineral es uniáxico (+), con CO = 1,572 y £ = 1,642; su pleocroismo es débil, con O = amarillo pálido y E = pardo amarillento. Su difractograma de rayos X muestra como líneas más intensas [d_obs en Å(I/I₀)(hkl)]: 11,88(100)(200), 13,78(18)(110) y 6,83(12)(121, 211). Los parámetros de celda son: a 27,531(8) Å, c 10,549(1) Å y V 6927(2) ų, con c/a 0.383. La composición química, basada en análisis EDS y WDX, muestra P, O, Fe, Mn y Al. Cacoxenita ha cristalizado en un estadio hidrotermal tardío bajo condiciones de alta oxidación.

Palabras clave. Cacoxenita, fosfato, Ranquel, pegmatita.

Introducción. Cacoxenita, Fe³⁺₂4AlO₆(PO₄)₁₇ (OH)₁₂«75H₂O, fue originalmente descubierta por Steinmann (1925) en Mina Hrbek, Dobrotivá, Bohemia, República Checa, y descripta como un fosfato secundario de la zona de oxidación de un depósito de magnetita. En base a su composición química y a su estructura cristalina, Strunz y Nickel (2001) sistematizaron a este mineral como 8.DC: fosfatos, arseniatos y vanadatos hidratados, con aniones adicionales, cationes de radio medio y relación (OH, etc.):RO₄ = 1:1 y menor que 2:1.

Moore y Shen (1983), asignaron para cacoxenita la fórmula [AlFe³⁺₂₄O₆(OH)₁₂(PO₄)₁₇(H₂O)₂4]~ 51H₂O. El contenido entre corchetes representa la química de su red estructural, mientras que el agua remanente está contenida en grandes canales, de 14,2 Å de diámetro, según [0001]; para estos autores, su simetría corresponde al grupo espacial P6₃/ m.

La presencia de cacoxenita en la mina Ranquel constituye la primera cita de este fosfato mineral para la República Argentina.

Yacencia. Cacoxenita forma parte de una extensa secuencia de fosfatos secundarios, conformada por ferrisicklerita, purpurita, heterosita, fosfo-siderita, strengita, meta-autunita, fosfoferrita, reddingita, hureaulita, eosforita, vivianita e hidroxil-apatita; estas especies son consecuencia de un proceso intensivo de alteración metasomática e hidrotermal sobre grandes cristales prismáticos a tabulares de trifilita, o trifilita-graftonita en intercreci-

Figura 2. (a) Agrupación de cristales esferulíticos de cacoxenita (Cx) sobre cristales de vivianita (Vv). (b) y (c) Estructura en rosetas de esferulitas de cacoxenita tapizadas por hidroxilapatita (Ap), más cristales idiomorfos de vivianita.

miento lamelar, contenidos en la asociación de borde de núcleo del yacimiento pegmatítico Ranquel (Oyarzábal, 1999; Oyarzábal y Galliski, 2000, 2005, 2007; Oyarzábal et al., 2000).

La pegmatita Ranquel se encuentra ubicada 4,5 km al E del paraje Paso del Rey, a 32º56’32” S y 65º56’52” O (figura 1). Junto con otras pegmatitas estériles y de tipo berilo, subtipo berilo-columbita-fosfato, integra el grupo Loma Alta del distrito Totoral. El depósito exhibe morfología lenticular y disposición subvertical, sus dimensiones son 39 m de longitud por 17 m de ancho máximo. Su estructura interna es compleja, reconociéndose zona de bor-

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2400

2000

1600

1200

o 800

400

PKa OKa

AuMx

FeKa

AIKa

V

MnKa

^«^JlJ

0 2,0 4,0 6,0 8

Energ

Figura 3. Espectro de EDS de

de (Ab-Qz-Ms±Tur-Grt), externa (Ms-Ab-Qz±Tur), intermedia externa (Qz-Ab-Ms±Brl-Ap), intermedia interna (Mc-Qz±Col), de borde de núcleo (Qz±Fosf) y núcleo (Qz), más diversas unidades de reemplazo y relleno (Oyarzábal, 2004).

Metodología y resultados. Propiedades físicas. Cacoxenita de la mina Ranquel se encuentra alojada en los núcleos de los nódulos de fosfatos que muestran mayor grado de alteración, en íntima asociación con vivianita, hidroxilapatita e hidróxidos de hierro (figura 2). Desarrolla agregados esferulí-ticos de hasta 1-2 mm, formados por el intercreci-miento de placas concéntricas sub idiomorfas hexagonales aplanadas según {0001} dispuestas en forma de rosetas, alojados entre cristales idio-morfos de vivianita, y parcialmente tapizados por cristales aciculares de hidroxilapatita. El mineral es translúcido, de color y polvo pardo amarillento y brillo sedoso. Su fractura es irregular y su dureza de Mohs se estima en 3.

Propiedades ópticas. Los parámetros ópticos fueron determinados sobre cristales aislados montados sobre platina uniáxica, aplicando la técnica de las curvas de extinción; los índices de refracción de los líquidos de inmersión fueron controlados mediante el uso de un microrrefractómetro de Jelley. La cacoxenita de mina Ranquel es uniáxica (+), con w= 1,572, e= 1,642 y d= 0,070; su pleo-croísmo es débil, con O= amarillo pálido y E= pardo

AuLa

aul_P ^Rq°^83d

1—'—I—'—I—'—I—'—I—'—I ,0 10,0 12,0 14,0 16,0 18,0

ía[kV]

cacoxenita de la mina Ranquel.

amarillento. Estas propiedades son similares a las citadas por Palache et al. (1951) y Blanchard y Denahan (1968).

Composición química. Cacoxenita es un oxi-fosfato básico hidratado de hierro (III) y aluminio. Si bien resulta particular su elevado estado de hidra-tación (~ 75 mol de H₂O), Moore y Shen (1983) demostraron que su estructura cristalina consta de vastos canales (Ø = 14,2 Å) que incorporan 2/3 del agua total, mientras que el contenido restante es alojado en la red de la estructura.

La inclusión del espécimen estudiado dentro de la división fosfatos, fue inducida por la paragé-nesis con la que se encuentra asociado y posteriormente corroborada mediante el reconocimiento de su grupo aniónico por reacción de caracterización con (NH₄)₂MoO₄. Análisis puntuales semicuan-titativos fueron realizados mediante el empleo de detectores dispersivos en energía y dispersivos en longitud de onda, obtenidos con un equipo LEO 1450 VP del Laboratorio de Microscopía Electrónica y Microanálisis de la UNSL. En las muestras analizadas, el espectro característico (figura 3) evidencia la presencia de las líneas Ká correspondientes a O, P, Al, Fe y Mn, más AuMa, AuLa y AuLb generadas por el proceso de laminado de la muestra; la relación Mn:Fe = 0,11:1 señala que manganeso sustituye parcialmente a hierro en sitios octaédricos; la presencia minoritaria de Ca, citada por algunos autores, no ha sido determinada.

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2000

1500

1000

W Q. ü

_ 500

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míJiIMU

ÍHk, ^Rq°^83d

AMCSD14677

i ' i ' i ' i ' i

5 10 15 20 25

Figura 4. Difractograma de polvo de rayos

Difractometría de rayos X. Originalmente, Fisher (1966) asignó a cacoxenita simetría hexagonal; este autor determinó, con reservas, grupo espacial P6/nmm para un espécimen de Polk County, Arkansas (EUA). Posteriormente, Moore y Shen (1983) determinaron su particular estructura sobre DRX de cristal único y le adjudicaron simetría espacial P6₃/m y Z= 2.

El difractograma de rayos X de cacoxenita de mina Ranquel (figura 4) fue obtenido con un equipo Rigaku, mod. D-Max IIIC, con ánodo de Cu y filtro de Ni. Las condiciones operativas fueron 35 kV, 30 mA, velocidad de barrido de 2º/min y paso en la adquisición de datos de 0,02º, con Dq= 5-60º. NaCl p/a fue utilizado como patrón de calibración externo. La lectura y ajuste de los picos de difracción fueron realizados mediante simulaciones de áreas integradas por ecuaciones lorentzianas; los parámetros de celda unitaria fueron obtenidos con el programa computacional CELREF V3 (Altermatt y Brown, 1987), tomando como base de cálculo sólo las difracciones en las que 2q_obs-2q_calc <0,02º.

En la tabla 1 se consignan los resultados obtenidos en comparación con la ficha AMCSD (“Ameri-can Mineralogist Crystal Structure Database”) 14677, correspondiente a cacoxenita de Avant´s Claim, Polk County, Arkansas, EUA, cuya estructura fue estudiada por Moore y Shen (1983). Las líneas más intensas son [d_obs en Å(I/I₀)(hkl)]: 11,88(100)(200); 13,78 (18)(110); 6,83(12)(121, 211); 9,60(10)(101) y 3,158(10)(710). Los parámetros de celda para el espécimen estudiado son: a

i ' i > i > i > i > i ' r 30 35 40 45 50 55 60

20 (°)

X de cacoxenita de mina Ranquel.

27,531(8) Å; c 10,549(1) Å; V 6926,720(2,008) ų; su relación axial c/a es 0,383.

Consideraciones finales. En la pegmatita Ranquel, se ha identificado una extensa secuencia de fases metasomáticas e hidrotermales derivadas de la cristalización primaria de trifilita o trifilita-graf-tonita interlaminar, formada por la coexistencia de especies secundarias enriquecidas en Fe o Mn (Oyarzábal, 1999, 2004; Oyarzábal y Galliski, 2000, 2005). A partir del desarrollo de las fases metaso-máticas de oxidación ferrisicklerita y purpurita, se generan dos secuencias hidrotermales: una mixta (Fe-Mn), en condiciones reductoras, integrada por fosfoferrita, reddingita, hureaulita, eosforita y vivia-nita, y otra predominantemente oxidada (con predominio de Fe), compuesta por heterosita, fosfoside-rita, strengita, meta-autunita y cacoxenita, a las que se les sobre impone, en los estadios finales, la formación de hidroxilapatita más hidróxidos de Fe y Mn.

Según Moore (1973), en paragénesis pegmatíti-ca, cacoxenita se genera como una fase hidrotermal tardía, apenas por encima de los 50ºC, en ambientes de extrema oxidación, como un producto de reacción derivado a partir de soluciones fosfatadas enriquecidas en hierro y sin la incorporación de iones adicionales.

Agradecimientos. Los autores desean expresar su agradecimiento al Instituto de Ciencias Polares, Ambiente y Recursos Naturales de la

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UNTDF, al Departamento de Geología de la UNSL y al PI 236 de la Facultad de Ciencias Exactas y Naturales de la UNLPam por el apoyo y los recursos facilitados, y al Dr. Fernando Colombo, por sus acertados comentarios y sugerencias en la revisión de este trabajo.

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257

ASOCIACIÓN DE OXI-CARBONATOS DE BISMUTO DE LA PEGMATITA LA ESMERALDA, DISTRITO CONLARA, SAN LUIS, ARGENTINA

Oyarzábal Julio¹, Castro Gladys E.² y Roquet María

B.³

¹   Instituto de Ciencias Polares, Ambiente y Recursos Naturales, UNTDF. Alem 1036, (9410) Ushuaia, Tierra del Fuego, Argentina. joyarzabal@untdf.edu.ar

²   Anglo American Argentina. Olegario Andrade 236, (5500) Mendoza, Argentina.

³   Departamento de Geología, UNSL. Ejército de los Andes 950, (5700), San Luis, Argentina.

Abstract. Kettnerite CaBiO(CO₃)F, bismutite Bi₂O₂(CO₃) and beyerite CaBi₂O₂(CO₃)₂ (the only three presently known bismuth oxycarbonates) were found in the beryl-bearing La Esmeralda pegmatite, Conlara field, San Luis province, Argentina. Kettnerite is pale yellow and shows a pearly to vitreous luster; bismutite occurs as anhedral granular aggregates or as thin plates with light

N

- 32°50'25'

20

SAN LUIS

Figura 1. Croquis de ubicación

green color and dull luster; beyerite has grown in parallel tabular grains or veinlets with lead gray color and vitreous luster. All of them have or-thorhombic symmetry, the unit cell parameters data refined are: a 5.389(1) Å, b 5.378(2) Å, c 13.628(4) Å, V 394.95(0,21) ų (for kettnerite); a 3.868(2) Å, b 3.864(1) Å, c 13.679(5) Å, V 204.45(0,36) ų (for bismutite) and a 3.770(1) Å, b 3.773(1) Å, c 21.725(4) Å, V 309.02(0,10) ų (for beyerite). The chemical composition, based on EDS analyses, give Ca, Bi, C and O for kettnerite and beyerite. The crystalchemistry behavior of these mineral species shows that bismuth oxycarbonates crystallized and remained stable in highly oxidizing environments. Textural relationships indicate that the sequence of formation of minerals were: ket-tnerite ® bismutite ® beyerite.

Keywords. Kettnerite, bismutite, beyerite, bis-muth oxycarbonates, La Esmeralda, pegmatite.

Resumen. Kettnerita CaBiO(CO₃)F, bismutita Bi₂O₂(CO₃) y beyerita CaBi₂O₂(CO₃)₂ (los únicos oxicarbonatos de bismuto conocidos al momento) conforman paragénesis en la pegmatita berilífera La

a Libertador Gral. San Martín

ti

Paso Grande (•>-!

^

La Toma j§)

>® Saladillo

o

20 km <°

—               I

de la pegmatita La Esmeralda.

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Esmeralda, distrito Conlara, San Luis, Argentina. Su presencia, de manera conjunta en un mismo yacimiento, no había sido determinada al presente. Kettnerita es de color y raya amarillo pálido, brillo perlado a vítreo y aspecto pulverulento; bismutita ocurre como agregados granulares anhedrales o como pátinas delgadas de color y raya verde claro y brillo mate; beyerita se presenta como agregados tabulares paralelos o desarrollando venillas muy delgadas, su color y raya son gris plomo y su brillo es vítreo. Las tres especies exhiben simetría rómbica, los parámetros de celda determinados son: a 5,389(1) Å, b 5,378(2) Å, c 13,628(4) Å, V 394,95(0,21) ų (para kettnerita); a 3,868(2) Å, b 3,864(1) Å, c 13,679(5) Å, V 204,45(0,36) ų (para bismutita) y a 3,770(1) Å, b 3,773(1) Å, c 21,725(4) Å, V 309,02(0,10) ų (para beyerita). La composición química de kettnerita y beyerita fue corroborada mediante análisis EDS. Las características cristaloquímicas de estas especies permiten postular condiciones de cristalización y estabilidad en ambiente de máxima oxidación, mientras que las relaciones texturales indican la siguiente secuencia de formación: kettnerita ® bismutita ® beyerita.

Palabras clave: Kettnerita, bismutita, beyerita, oxi-carbonatos de bismuto, La Esmeralda, pegmatita.

Introducción. Kettnerita, bismutita y beyerita comprenden un grupo de oxi-carbonatos de bismuto, clasificados sistemáticamente por Strunz y Nickel (2001) como 5.BE, subdivisión de los carbona-tos anhidros de Bi o Pb, con aniones adicionales. Junto con la especia análoga rica en Pb, fosgenita, integran el grupo fosgenita-bismutita.

Kettnerita (5.BE.30), CaBiO(CO₃)F, de grupo espacial Pbaa (Hybler y Dušek, 2007), constituye una especie muy poco frecuente; fue descubierta y descripta originalmente por •ák y Syneèek (1956) en una pegmatita de Krušné Hory, Erzgebirge, República Checa. En Argentina, la presencia de kettnerita fue señalada en tres localidades: en la pegmatita SD-2, próxima a Villa Santa Cruz del Lago, Córdoba, en asociación con clinobisvanita y bismutita (Colom-bo et al., 2002), vinculada con la mineralogía de bismuto y plata del skarn del grupo minero Los Guindos, Pampa de Olaen, Córdoba (Sureda et al., 2006), y más recientemente en el distrito wolframífero Agua de Ramón, Córdoba (Biglia et al., 2014).

Figura 2. (a) Asociación de kettnerita (Ket), bismutita (Bis) y beyerita (Bey) en cuarzo. (b) Micro nódu-los de kettnerita englobados y parcialmente reemplazados por beyerita. (c) Kettnerita costriforme sobre cuarzo. (d) y (e) Imágenes MEB de cristales subhedrales aplanados de beyerita.

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Bismutita (5.BE.25), Bi₂O₂(CO₃), de grupo espacial Imm2 (Grice, 2002), es la especie del grupo fosfogenita-bismutita más difundida. En nuestro país sus citas son numerosas, no obstante cabe destacar la relativa abundancia con la que se presenta en las pegmatitas Las Tapias, distrito pegma-títico Altautina, Córdoba, y María Elena, distrito peg-matítico Conlara, San Luis.

Beyerita (5.BE.35), CaBi₂O₂(CO₃)₂, de simetría Immm (Grice, 2002), es una especie mineral pre-IMA y su localidad tipo es el depósito polimetálico de Ag-Bi-Co-Ni-U del distrito Schneeberg, Erzgebir-ge, Alemania. Según Frondel (1943), un material originalmente descrito por Bodenbender en 1899, proveniente de un yacimiento ubicado en la sierra de San Luis, cercano a la localidad de La Toma, sería beyerita. En nuestro país fue fehacientemente descubierta en asociación con bismutinita y puche-rita en la mina San Elías, Sierra de la Estanzuela, San Luis (Gay et al., 1984), y recientemente, junto con bismutita, en la pegmatita María Elena, distrito Conlara, San Luis (Roquet, 2012).

La presencia de abundante mineralización de bismuto en la mina La Esmeralda, con bismutita con 54,93 y 2,77 % en peso de Bi y V, respectivamente, fue citada por Angelelli (1984) y reconocida posteriormente por Castro (2006). No obstante, el reconocimiento y estudio de la asociación kettneri-ta-beyerita-bismutita se debe a Castro y Oyarzábal (2006), cuyos resultados, enriquecidos con nuevos aportes, se dan a conocer en el presente trabajo.

Yacencia. La asociación de oxi-carbonatos de bismuto de la pegmatita La Esmeralda está formada por las especies kettnerita, bismutita y beyerita, las que se encuentran espacial y texturalmente relacionadas entre sí. Si bien todos los especímenes estudiados han sido colectados de escombreras relacionadas a laboreos menores, situados en el sector central del yacimiento, la paragénesis mineral de Qz-Mc±Ms-Ab-Tur que los contiene, permite ubicar a estas especies en la zona intermedia interna del depósito.

La mina La Esmeralda se encuentra ubicada 4 km al NNE de la localidad de Paso Grande, departamento Libertador General San Martín, provincia de San Luis, a 32º50’25” lat. S y 65º37’22” long. O, y a una altitud media de 1020 msnm (figura 1). Junto con otras pegmatitas graníticas de clase elementos raros, signatura geoquímica LCT, integra el grupo Paso Grande-La Toma del distrito pegmatítico Conlara.

El depósito constituye un afloramiento discontinuo, de forma subtabular, que intruye a un esquisto cuarzo biotítico de grano fino, color gris oscuro y textura granolepidoblástica compuesto por Qz-Bt-Pl-Ms±Chl-Zrn-Ap-Tur. El rumbo general de la pegma-tita es NE-SO, y su buzamiento promedio es 50-70º E, coincidente con la disposición de la roca de caja en el área de estudio. Sus dimensiones son 270 m de largo por 55 m de ancho máximo, hacia el S los

afloramientos se extienden de manera discontinua conformando algunos segmentos menores complementarios.

La estructura interna de la pegmatita La Esmeralda es compleja y asimétrica, y está integrada por las siguientes zonas: de borde Ab(50%)-Ms(40%)-Qz(10%)±Ap, externa Ab(50%)-Qz(40%)-Ms(105)± Grt-Tur-Bt, intermedia externa Mc(55%)-Qz(30%)-Ab(10%)-Ms(5%)±Grt-Tur-Bt, intermedia media Mc (70%)-Qz(20%)-Ms(10%)±Tur-Grt-Brl-Ab, intermedia interna Mc(70%)-Qz(20%)-Ms(10%)±Zrn-Grt-

en Q.
600
400			ESM017d
200	'I J	w	i, wuy v^ iii , i i,,
	1 1 ,			i ii i n

30 ₂₀ 40

Figura 3. Difractogramas de rayos X para (a) kettnerita, (b) bismutita y (c) beyerita de la peg-matita La Esmeralda.

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Tabla 1. Diagrama de polvo de DRX y parámetros de celda de kettnerita de la pegmatita La Esmeralda t

ESM 017d                       AMCSD 0007224

¿obs	dcalc	I/lo	d	I/lo	hkl
			13,62	100	001
6,86	6,81	20	6,81	9	002
3,66*	3,66	25	3,67	14	111
3,40*	3,41	12	3,41	5	004
3,32*	3,33	35	3,32	22	112
2,920*	2,917	100	2,919	52	113
2,724		14	2,724	6	005
2,693*	2,692	35	2,694	16	200,020
2,645		21	2,643	13	201,021
2,543	2,539	15	2,539	7	114
2,267	2,271	10	2,270	3	006
2,111*	2,114	25	2,113	14	204
1,9175		13	1,9156	5	205,025
1,9043*	1,9033	25	1,9049	10	220
1,8872	1,8850	10	1,8866	5	221
1,8365	1,8331	6	1,8345	2	222
1,7371	1,7358	20	1,7360	10	206,026
1,7326*	1,7333	18	1,7330	7	117
1,6905*	1,6880	3	1,6908	5	311,131
1,6615*	1,6616	4	1,6625	3	224
1,6526	1,6529	5	1,6529	5	312,132
1,5931*	1,5930	30	1,5952	13	313,133
1,5607*	1,5605	4	1,5612	3	225
1,5557*	1,5549	5	1,5546	4	118

Ri= [£(29obs - 29calc)²/(N-M)]"²= 0,0237 R₂= [£(29obs - 28calc)²/N]^1/2= 0,0214

a 5,389(1) A; b 5,378(2) Á;c 13,628(4) A V 394,95(0,21) A³; a:b:c 1,002:1:2,534

t Para 29= 10-60°, ESM 017d: kettnerita, La Esmeralda AMCSD 0007224: kettnerita, Krupka, Krusé, República Checa * Difracciones en refinamiento, con 29„b_s-29_cai_c <0,03°

Ap-Bismutita-Kettnerita-Beyerita (Bis, Ket y Bey, de ahora en más) y núcleo Qz(80%)-Mc(20%)±Ms-Ab-Ap, más diferentes unidades de reemplazo, dos de naturaleza muscovítica Ms(85%)-Qz(10%)-Ab(5%) y Ms(80%)-Qz(10%)-Ab(5%)-Brl(5%) más una tercera albítica Ab(60%)-Ms(30%)-Qz(10%).

Metodología. Bismutita, kettnerita y beyerita fueron identificadas y caracterizadas mediante difracción de rayos X. Los análisis se efectuaron sobre muestras monominerales, libres de cualquier impureza, inicialmente separadas bajo lupa binocular y posteriormente molidas con mortero de ágata. Los difractogramas fueron obtenidos en un equipo Rigaku, modelo D-Max IIIC, con ánodo de Cu (l= 1,54184 Å) perteneciente al Instituto de Tecnología

Tabla 2. Diagrama de polvo de DRX y parámetros de celda de bismutita de la pegmatita La Esmeralda f

ESM 017a                        CMNMC 56898

dobs	dcalc	I/I0	d	Vio	hkl
6,83*	6,84	11	6,91	24	002
3,72*	3,72	35	3,73	34	011,101
3,42*	3,42	9	3,46	11	004
2,950*	2,948	100	2,967	100	013,103
2,732*	2,734	55	2,741	35	110
2,543*	2,538	10	2,548	6	112
2,281*	2,280	9	2,305	9	006
			2,252	3	015,105
2,135*	2,135	30	2,148	22	114
1,9326	1,9340	35	1,938	17	020,200
1,8610*	1,8611	6	1,866	5	022,202
1,7600*	1,7609	15	1,764	19	116
			1,760	12	017,107
1,7142	1,7158	20	1,720	10	211
1,689*	1,690	7	1,691	6	204,024
1,617*	1,6171	45	1,622	27	123,213

R[= [I](20obs - 29calc)²/(N-M)]^1/2= 0,027 R₂= [£(28obs - 29calc)²/N]^1/2= 0,024

a 3,868(2) A; b 3,864(1) A; c 13,679(5) A V 204,45(0,36) A³; a:b:c 1,001:1:3,536

t Para 26= 10-60°, ESM 017a: bismutita, La Esmeralda CMNMC 56898: bismutita, Schneeberg, Alemania * Difracciones en refinamiento, con 29₀b_s-29_(:llic <0,05°

Química (INTEQUI), bajo las siguientes condiciones experimentales: 30 KV, 20 mA, a un intervalo de barrido de 10º-60º (2q) y velocidad de 2º/min, con paso en la adquisición de datos D2q= 0,05º. Debido a la escasa disponibilidad de muestra, se realizaron dispersiones con alcohol etílico sobre soportes de vidrio liso. Se utilizó Cloruro de sodio p/a (a 5,6404 Å) como patrón de calibración, tanto interno como externo. Para la lectura e interpretación de los difractogramas se utilizaron Theta y Microcal Origin-Pro 8 SR0; el análisis de ajuste de los picos de difracción fue realizado mediante simulaciones de áreas integradas por ecuaciones lotentzianas. Los parámetros de celda se calcularon con el freeware CELREF V3. En el proceso de identificación de las especies se utilizaron las fichas de difracción del JCPDS (“Joint Committee on Powder Diffraction Data”) y de la “American Mineralogist Crystal Structure Database”.

La morfología externa y composición química fue determinada a través de microscopía electrónica de barrido (MEB) y microanálisis semi-cuantitati-vos con detectores dispersivos en energía (EDS) y dispersivos en longitud de onda (WDS). Las imágenes MEB y sus correspondientes análisis fueron obtenidos utilizando un equipo LEO 1450 VP con

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261

espectrómetros EDS Genesis 200 y WDS INCA Wave 700 incorporados, pertenecientes al Laboratorio de Microscopía Electrónica y Microanálisis (LabMen) de la Universidad Nacional de San Luis.

Kettnerita. Esta especie fue identificada como tal mediante DRX, y su composición química fue corroborada a través de un análisis semi cuantitativo EDS. La kettnerita de la mina La Esmeralda ocurre como agregados granulares de hasta 4 mm, intercrecidos con bismutita y parcialmente reemplazados por beyerita, como pequeños nódulos englobados por una matriz de beyerita, o como costras dispuestas sobre albita o cuarzo (figura 2). El mineral es de color amarillo pálido a brillante, raya amarilla clara y brillo perlado a vítreo. Si bien sus propiedades ópticas no han podido ser determinadas debido a la naturaleza pulverulenta de la muestra y a su carácter translúcido, se estima que n » 2,03 y se advierte débil pleocroísmo de amarillo pálido a pardo claro.

En este trabajo, kettnerita fue refinada tomando como base la descripción estructural de Hybler y Dušek (2007), quienes le asignan simetría rómbica (Pbaa), con valores de a » b y Z= 4. La figura 3a muestra su difractograma de polvo de rayos X en referencia al patrón simulado a partir de los datos estructurales de estos autores (tomado de la “Ame-rican Mineralogist Crystal Structure Database”); las líneas más intensas son [d_obs en Å(I/I₀)(hkl)]: 2,920 (100) (113), 2,693(35)(200, 020), 3,32 (36) (112) y 1,5931 (30) (313, 133) (tabla 1). Los parámetros de celda muestran muy buena similitud con los obtenidos por Hybler y Dušek (2007) y son: a 5,389(1) Å, b 5,378(2) Å, c 13,628(4) Å, V 394,95(0,21) ų, su relación axial es 1,002:1:2,534.

La composición química de kettnerita fue comprobada mediante análisis EDS sobre monocrista-les aislados, su espectro (figura 4a) muestra como constituyentes fundamentales a Ca, Bi, C y O. Las líneas correspondientes a Au se deben al proceso de laminado de la muestra.

Bismutita. Esta especie de bismuto se presenta como agregados granulares anhedrales de hasta 2 cm y aspecto terroso (figura 2) asociados a kett-nerita y beyerita, o como pátinas muy delgadas tapizando cristales de feldespato potásico y cuarzo. Exhibe color y raya verde claro y brillo mate, su fractura es concoidea a irregular y su dureza es 3 en la escala de Mohs.

Inicialmente, este mineral fue reportado como perteneciente al sistema tetragonal, no obstante, recientes estudios de su estructura interna (Grice, 2002) determinaron que bismutita y beyerita poseen simetría rómbica a pesar que sus patrones de difracción y sus parámetros de celda son pseudo tetragonales (a » b) debido a un sistema de macla-do a escala microcristalina que oblitera su simetría real. En el caso de bismutita el grupo espacial es

Tabla 3. Diagrama de polvo de DRX y parámetros de celda de beyerita de la pegmatita La Esmeralda t

ESM 017b                               C2251

dobs	dcalc	I/lo	d	Mo	hkl
			10,86	100	002
5,42*	5,43	5	5,43	2	004
3,71	3,72	8	3,72	12	011,101
3,62*	3,62	22	3,62	7	006
3,34*	3,35	50	3,35	45	013, 103
2,848*	2,849	100	2,849	70	015, 105
2,714*	2,716	40	2,716	11	008
2,665*	2,667	28	2,668	28	110
2,590*	2,590	15	2,591	14	112
2,397*	2,397	9	2,397	6	017, 107
2,172*	2,172	12	2,173	3	0010
2,148	2,147	23	2,148	17	116
1,902*	1,903	20	1,903	14	118
1,886*	1,886	17	1,887	13	020,200
1,857*	1,859	9	1,859	8	022,202
1,749*	1,749	23	1,750	11	om, ion
1,685*	1,684	25	1,685	11	1110
			1,682	4	121,211
			1,673	5	026,206
1,642*	1,543	10	1,643	10	123,213
1,572*	1,573	25	1,573	20	125,215
1,549*	1,549	7	1,549	6	028,208

Ri= [£(29obs - 28calc)²/(N-M)]^1/2= 0,0156 R₂= [I](28obs - 20calc)²/N]^1/2= 0,0143

a 3,770(1) A; b ?>,lTi{\)k;c 21,725(4) Á V 309,02(0,10) A³; a:b:c 0,999:1:5,758

t Para 29= 10-60°, ESM 017b: beyerita, La Esmeralda

C2251: beyerita, Schneeberg, Alemania

* Difracciones en refinamiento, con 29„t,i,-29caic <0,02°

Imm2 y Z= 2. La figura 3b muestra su difractogra-ma de polvo de rayos X, comparado con el obtenido por Grice (2002) para una especie de bismutita proveniente de mina Schneeberg, Alemania. Las líneas más intensas son [d_obs en Å(I/I₀)(hkl)]: 2,950(100) (013, 103), 2,732 (55) (110), 1,617(45) (123, 213), 3,72(35) (011, 101) y 1,9326 (35) (123, 213).

Los datos correspondientes a la lectura e interpretación del diagrama de rayos X, en comparación con el calculado por la “American Mineralogist Crystal Structure Database” en base a la estructura determinada por Grice (2002), se muestran en la tabla 2. Los parámetros de celda para el espécimen estudiado son: a 3,868(2) Å, b 3,864(1) Å, c 13,679(5) Å, V 204,45(0,36) ų, y su relación axial es 1,001:1:3,536.

Beyerita. Beyerita se presenta como agregados tabulares paralelos de granometría muy fina,

262

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

4000

3000

2000

1000

0 2.0 4.0 6.0 8.0 10.0 12.0 14.0 16.0 18. Energía [kV]

Figura 4. Espectros de EDS de (a) kettnerita y (b)

reemplazando o englobando micro nódulos de kett-nerita o desarrollando delgadas vetas (menores a 1 mm) que atraviesan a bismutita y kettnerita (figura 2). Presenta color y raya gris plomo y brillo vítreo. Bajo microscopio óptico se muestra translúcida y con n » 2,1.

Su observación, mediante microscopía electrónica de barrido (MEB) permite advertir que el mineral ocurre como finas láminas subhedrales, dispuestas de forma paralela y aplanadas, presumiblemente según {001} (figura 2).

Según Grice (2002), beyerita cristaliza en la holoedría del sistema rómbico (grupo espacial Immm, Z= 2) y es isoestructural con los dos restantes oxicarbonatos de bismuto: kettnerita y bis-mutita. Su difractograma de rayos X (Ä2ô= 10º-60º) (figura 3c) muestra como líneas más intensas [d_obs en Å(I/I₀)(hkl)]: 2,848(100)(015, 105), 3,34(50) (013, 103), 2,714(40)(008), 2,665(28)(110) y 1,685(25)(1110) (tabla 3).

La composición química de beyerita fue analizada mediante espectroscopía dispersiva en energía sobre sección pulida. El espectro obtenido (figura 4b) muestra, además de los constituyentes principales de beyerita (C, O, Ca y Bi), la presencia de Al, Si y Fe, la presencia de estos iones puede ser atribuida a impurezas de feldespato, cuarzo o hematita, que constituyen paragénesis con este mineral; las líneas de Au se deben al laminado de la muestra.

Génesis. La caracterización mineralógica de los compuestos oxigenados de bismuto frecuentemente se ha visto complicada debido a la naturaleza pulverulenta de sus especies y a los intercreci-mientos que presentan sus asociaciones. En el caso de la paragénesis de minerales secundarios de bismuto de la pegmatita La Esmeralda ha sido posible determinar con certeza las diferentes espe-

-	AuMa
-	(b)
-	CKa	M° ESM017b
	SiKa
	CKa I AIKa	AuLa I AuLp CaKo 1 1
;	Ufc¿fp FeK« lBiiiii^

0 2.0 4.0 6.0 8.0 10.0 12.0 14.0 16.0 18.0

Energía [kV]

beyerita de la pegmatita La Esmeralda.

cies y su secuencia de formación debido al carácter excepcional de su presentación y la claridad con que se manifiestan sus relaciones texturales, no existiendo hasta el momento reportes de yacen-cia de las tres únicas especies de carbonatos oxidados de bismuto en un mismo depósito.

Los carbonatos minerales usualmente contienen elementos alcalinos, alcalino térreos o elementos de tierras raras como cationes, es decir, elementos o de baja carga o de alta coordinación, lo que hace que se comporten como ácidos débiles de Lewis favoreciendo las condiciones cristaloquímicas de adición de grupos (OH)^- y H₂O por sobre O^2-, lo cual explica por qué los oxi-carbonatos constituyen especies poco frecuentes (Grice, 2002). La incorporación de O^2- en sitios no correspondientes a CO₃^2- se hace posible por la adición de elementos de características electrónicas muy particulares, tales como Bi, Pb, U y Te; las estructuras de beyerita y bismutita, y por analogía, de kettnerita, muestran que la forma de enlazarse de los iones Bi³⁺ satisface los requerimientos de valencia requeridos para incorporar O^2- a la red en lugar de (OH)^- o H₂O (Grice et al., 1999), de modo tal que beyerita CaBi₂(CO₃)₂O₂, bismutita Bi₂(CO₃)O₂ y kettnerita CaBi(CO₃)OF pueden cristalizar y permanecer estables sólo en ambientes de elevada oxidación y en un estadio hidrotermal de muy baja temperatura. En la mina La Esmeralda no ha sido encontrada bismutinita, especie de la cual se presume derivarían estos oxicarbonatos secundarios, ni bismuto, como fase generada en una etapa transicional. Las relaciones texturales indican la siguiente secuencia de formación: kettnerita ® bis-mutita ® beyerita.

Agradecimientos. Los autores desean expresar su agradecimiento al Instituto de Ciencias Polares, Ambiente y Recursos Naturales de la

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263

UNTDF, al Departamento de Geología de la UNSL y al PI 236 de la Facultad de Ciencias Exactas y Naturales de la UNLPam por el apoyo y los recursos facilitados, y al Dr. Fernando Colombo, por sus acertados comentarios y sugerencias en la revisión de este trabajo.

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HALLAZGO DE MINERALES DE PLATA EN EL YACIMIENTO ROMICRUZ, PROVINCIA DE JUJUY

Paar, Werner H.¹ y Brodtkorb, Milka K. de²

¹   University of Salzburg, Department of Chemistry and Physics of Materials paarwerner@aon.at

²   Universidad de Río Cuarto. milkabro@gmail.com

Resumen. El estudio de secciones pulidas de la mena del depósito Romicruz, Jujuy, mostró una asociación de niquelina y gersdorffita, esta última frecuentemente zonada, acompañada por los minerales argentíferos stephanita, acantita, argentopen-tlandita y plata nativa. De las relaciones texturales se puede concluir que la gersdorffita cristalizó después de la niquelina debido al incremento de la fugacidad de azufre. Luego de diferentes brecha-mientos se depositaron los minerales argentíferos a lo largo de venillas.

Palabras clave. Romicruz, gersdorffita, ste-phanita, acantita, argentopentlandita.

Abstract. A study of polished sections pre-pared from nickel-rich ores of Romicruz, Jujuy prov-ince, showed the association of gersdorffite and nickeline accompanied by argentopentlandite and the silver minerals stephanite, acanthite and silver. Gersdorffite is distinctly chemically zoned, nickeline only weakly. Based on the intergrowth relationship it can be concluded that gersdorffite crystallized after nickeline due to an increase of the sulphur fugacity. The formation of argentopentlandite and the silver minerals followed a system of fissures which developed as a consequence of brittle de-formation of pre-existing nickeline and gersdorffite and reaction with metal-bearing fluids.

Keywords. Romicruz, gersdorffite, stephanite, acantite, argentopentlandite.

Figura 1. a. Imagen BSE (back scattered electron image) de una asociación de gersdorffita (gdf) y niquelina (nq). Gersdorffita presenta una marcada zonación (Cuadro 1: puntos analíticos 3 a 10) y niquelina una suave zonación (puntos analíticos 1 y 2). b. Niquelina (nq) es atravesada por gersdorfitta (gdf). Posteriormente cristaliza argentopentlandita (apn) con inclusiones de calcopirita. c. En niquelina (nq) venilla de argentopentlandita (apn) e inclusiones de plata (ag) y acantita (ac). d. Niquelina es atravesada por un enjambre formado por gersdorffita (gdf), argentopentlandita (apn), stephanita (st) y acantita (ac). Plata nativa (ag) es isogenética con niquelina (nq).

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Introducción. Las manifestaciones de U, Ni, Co, (Bi, Ag) del NO argentino fueron investigados mineralógicamente por Brodtkorb en diversas oportunidades: La Esperanza, Salta (1965), Romicruz, Jujuy y La Niquelina, Salta (1973). Como único mineral argentífero fue mencionado acantita en La Niquelina.

El distrito minero Romicruz (Rumicruz o Purísima), se halla a 20 km al SE de la localidad de Abra Pampa, en el dpto. Cochinoca, y consta de las vetas Rumicruz-Purísima, Liliana, El Brechón – La Nueva, y Jesuitas (López y Echeveste 2012). Fueron explotadas en pequeña escala entre 1940 y la década del ’70 por medio de galería, piques y chiflones, en especial por baritina seguido por cobre y plomo.

Las vetas se hallan alojadas en la Formación Acoyte de edad ordovícica, son de potencias y largos variables, menores a 0,50 m y decenas de metros respectivamente. La textura dominante es la brechosa a la que sucedieron diferentes pulsos hidrotermales.

En este trabajo se presentan los resultados de análisis de los minerales stephanita, acantita, Ag nativa, y argentopentlandita, realizados con micro-sonda electrónica.

Mineralogía. El conocimiento de los minerales presentes en este yacimiento comienza con la mención de “vetas de Cu”, de Angelelli (1950) y de Chomnales et al (1960) quienes dan a conocer una paragénesis constituida por galena, esfalerita, calcopirita, bornita, calcosina, niquelina y como secundarios malaquita y annabergita. Luego Bro-dtkorb (1973) agrega el hallazgo de pechblenda, rammelsbergita, gersdorffita, tetraedrita y oro. En

Tabla 1. Análisis de niquelina y de gersdorffita en peso.

ir

Ni 44,10

Fe Co

As

1,2

Sb

S___

total

52,8 0,82 2,95 101,90

2	3	4
44,50	30,90	29,60
	1,60	1,75
0,5	2,90	4,00
50,5	45,40	45,40
0,75	0,35	1,00
4,3	20,10	19,70
100,55	101,25	101,45

32,0

0,05 1,60

52,90

0,06

15,00

101,i

60

1 - niquelina punto 1 de fig.l

2 - niquelina punto 2 de fig.l

3 - gersdorfñtapunto 3 de fig.l

4 - gersdorffita punto 4 de fig.l

5 - gersdorffita punto 5 de fig.l

6 - gersdorffita punto 6 de fig.l

7 - gersdorffita punto 7 de fig.l

8 - gersdorffita punto 8 de fig.l

9 - gersdorffita punto 9 de fig.l

10 - gersdorffita punto 10 de fig.l

11  - gersdorffita valor teórico

ese estudio los minerales fueron agrupados en varias asociaciones, a- las especies de níquel junto a pechblenda y sulfuros de base, en ganga de calcita, b-muestras conteniendo calcosina con baritina, escasa bornita y malaquita, y c-galena en ganga de calcita y cuarzo y menos frecuentemente minerales de cobre. En la galena se observaron pequeños granos de pirita y “chispas” de oro.

Más recientemente López y Echeveste (2012) consideran tres pulsos mineralizadores, y agregan la presencia de digenita, millerita y ullmannita. Agrupan a esta mineralización como perteneciente al tipo Five element deposits. López et al. (2008) señalan anomalías de Ag mayores de 500 ppm, sin haber encontrado en sus pulidos minerales argentíferos.

En oportunidad de preparar un Atlas sobre minerales metalíferos de la Argentina (Paar et al. 2016) se repulieron con métodos modernos, muestras estudiadas en 1973. Se analizaron con una mi-crosonda electrónica los minerales stephanita, acantita, Ag nativa, y argentopentlandita, siendo ésta la tercera mención de esta especie para la Argentina.

Los análisis fueron realizados en el laboratorio Eugen Stumpfl de la Universidad de Leoben, Austria. La microsonda electrónica JEOL JXA 8200 fue operada a 20kV, 10 nA y 20 s de tiempo para un pico y 10 s para el fondo con un diámetro del rayo de 2 µm. Se utilizaron estandares naturales (n) y sintéticos (s): n-calcopirita (CuKa), n-pirita (FeKa, SKa), s-NiS (NiKa), n-skutterudita (CoKa, AsKa), n-Sb₂S₃ (SbLa) y n-AgBiS₂ (AgKa). Los datos obtenidos fueron corregidos con el programa ZAF CI-TZAF (versión 3.5).

realizados con microsonda electrónica, en %

6	7
30,9	31,4
0,07	0,06
1,6	1,4
53,80	53,00
0,15	0,16
14,20	14,60
100,70	100,62

8	9	10	11
31,3	31,0	29,0	35,42
0,1	0,3	2,4
1,7	2,8	3,3
54,00	48,90	44,20	45,23
0,10	0,30	0,9
14,00	17,40	20,5	19,35
101,0	100,7	100,3	100,0

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Resultados. Los minerales de níquel. La niquelina forma venillas y pequeñas lentes que al finalizar su precipitación fueron invadidas por soluciones con fugacidad de azufre más altas precipitando gersdorffita en sus bordes además de penetrarla (figuras 1 a y b). Este conjunto fue brechado y luego penetraron soluciones que depositaron pe-chblenda seguidos por sulfuros de cobre como ser tetraedrita, calcopirita y bornita. La niquelina y la gersdorffita al oxidarse el corte pulido, hacen visible una zonación. Después de otro brechamiento se observa una segunda generación de venillas que está formada por gersdorffita, calcopirita, te-traedrita, calcita que se encuentra bordeada por gersdorffita en contacto con la niquelina. En la tabla 1 se pueden observar los resultados de los análisis realizados: dos análisis puntuales de niquelina (1 y 2) y 9 de gersdorffita (3 a 11) que demuestran aumento o disminución de As vs. S, correspondiendo a la zonación observada ópticamente.

Los minerales de plata. Un nuevo brecha-miento posibilitó la precipitación de stephanita y acantita (fig. 1 c y d), seguido por venillas conteniendo argentopentlandita en granos de hasta 200 µm asociada a calcopirita. Plata nativa se presenta en granos de hasta 150 µm en niquelina.

De argentopentlandita, Ag(Fe,Ni)₈S₈, se analizaron 3 puntos cuyos % en peso son Ag= 13,29; Fe= 29,43; Ni= 23,68; S= 33,47; total= 99,87; de lo cual resulta la fórmula Ag(Fe_4,27Ni_3,27)_{S 7,54}S_8,46. Ste-phanita, Ag₅SbS₄ y acantita, Ag₂S, analizadas con microsonda electrónica no mostraron diferencias con el valor teórico.

Conclusiones. Se presentan los resultados de estudios con microsonda electrónica de minerales de plata y níquel, y se establece su secuencia de precipitación.

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NISBITA, COSTIBITA Y MINERALES ASOCIADOS HALLADOS EN MINA AGUILAR, JUJUY

Paar, W.H.¹; Zaccarini, F.²; Sureda, R.³; y Brodtkorb, M. K. de,⁴

¹   University of Salzburg (Department of Chemistry and Physics of Materials). E-mail: paarwerner@aon.at

²   University of Leoben (Department of Applied Geos-ciences and Geophysics, Chair of Mineralogy). E-mail: Federica.Zaccarini@unileoben.ac.at

³   Universidad Nacional de Salta. Cátedra de Mineralogía. E-mail: rjsureda@ gmail.com

⁴   Universidad Nacional de Río Cuarto. E-mail: milkabro@gmail.com

Resumen. Nisbita y costibita han sido hallados en la mena de Pb-Zn de mina Aguilar, Jujuy. Estos minerales se han encontrado siempre en las cercanías del contacto galena-esfalerita y se asocian frecuentemente con pirrotina. Otros minerales relacionados con ellos son gudmundita, jamesonita, tetraedrita argentífera y antimonio. Aquí se presentan los resultados del estudio realizado con micro-sonda electrónica. Las especies poco comunes nistibita, costibita y los minerales acompañantes probablemente se formaron durante el metamorfismo sobreimpuesto junto a la movilización–redistribución metálica en Aguilar.

Palabras clave. Mina Aguilar Jujuy, nisbita, costibita, gudmundita, tetraedrita, jamesonita, antimonio.

Abstract. The rare minerals nisbite and costib-ite were detected in lead zinc ore at the Aguilar mine, Jujuy, Argentina. These minerals always oc-cur close to the boundary of galena and sphalerite and are frequently associated with pyrrhotite. The other associates are gudmundite, jamesonite, Ag-tetrahedrite and antimony. The results of an elec-tron microprobe study are presented. Nisbite, costi-bite and the accompanying minor minerals were probably formed during the metamorphic overprint and contemporaneous mobilization – redistribution of metals at Aguilar.

Key words. Aguilar mine, Jujuy, nisbite, costi-bite, gudmundite, tetrahedrite, jamesonite, antimony.

Introducción. Los yacimientos minerales de la Sierra de Aguilar, Jujuy, están ubicados en su faldeo oriental a aproximadamente 23° 12´ LS y 65°42´LO, en ambiente geológico limítrofe entre Puna y Cordillera Oriental. Los depósitos son de tipo sedex, de Pb y Zn, siendo los más importantes mina Aguilar y La Esperanza.

La Sierra de Aguilar constituye un pilar elevado

de 45km de largo por 10 km de ancho limitado por fallas submeridianas de alto ángulo. La estratigrafía comienza con sedimentos de la Formación Despensa a la que suceden, ya de importancia metalo-genética, areniscas arcósicas y calcáreas pertenecientes a la Formación Padrioc y litofacies pelíti-cas de la Formación Lampazar, todas de edad tre-madociana inferior. En el área de mina Aguilar, en el tercio superior de los niveles cuarcíticos se hallan intercalaciones de lutitas, calizas, chert, conglomerados, brechas de deslizamiento y colapso con niveles bandeados de exhalitas. En el Cretácico inferior se intruyeron cuerpos magmáticos siendo el granito de Aguilar el más importante en cuya aureola metamórfica yacen los yacimientos Aguilar y La Esperanza (Sureda 1999).

Mineralogía. Mientras que en La Esperanza la mineralogía es más sencilla, mina Aguilar presenta una mena compleja. Las especies más abundantes son esfalerita ferrífera, galena y pirrotina. Acompañantes menores son pirita, greigita, calcopirita, tetraedrita- tennantita, pirargirita, arsenopirita, alabandino, magnetita, marcasita y molibdenita. Como especies minoritarias, en general de pequeño tamaño, se hallaron wurtzita, bournonita, boulange-rita, jamesonita, semseyita, cubanita, mackinawita, estannita, breithauptita, ullmannita, wolframita, con oro, plata, antimonio y plomo (Brodtkorb et al 1979, Sureda 1994).

Las presentaciones minerales actuales responden a los efectos sobreimpuestos del metamorfismo de contacto, como por ejemplo granos redondeados de esfalerita, la difusión hacia el borde de las inclusiones de calcopirita y pirrotina, las “media lunas “de pirrotina y las “barbas” de sericita (Bro-dtkorb et al 1979).

Recientes investigaciones han permitido el hallazgo de nisbita y costibita. Se presentan en granos pequeños siempre en el borde de galena y esfalerita. Algunas veces están asociados a gud-mundita, jamesonita, tetraedrita argentífera y raramente a granos de antimonio. (Fig. 1 a–d). Nisbita y costibita recibieron sus nombres por su quimismo, níquel y antimonio , y cobalto y antimonio. Nistibita es de color blanco con pleocroismo y anisotropía muy débiles y costibita de color grisáceo, pleo-croismo en tintes azulinos y castaños y anisotropía en colores castaño rojizos a azules. El poder reflector de nisbita, costibita y gudmundita es R(nisbita) >R(costibita) >R(gudmundita).

Análisis químicos. Los análisis fueron realizados en el laboratorio Eugen Stumpfl de la Universidad de Leoben, Austria. La microsonda electrónica JEOL JXA 8200 fue operada a 20kV, 10 nA y 20 s de tiempo para un pico y 10 s para el fondo con un diámetro del rayo de 2 µm. Se utilizaron estándares naturales (n) y sintéticos (s): n-calcopi-rita (CuKa), n-pirita (FeKa, SKa), s-NiS (NiKa), n-

268

Acta geológica lilloana 28 (1), 2016

skutterudita (CoKá, AsKá), n-Sb₂S₃ (SbLá) y n-Ag-BiS₂ (AgKá). Los datos obtenidos fueron corregidos con el programa ZAF CITZAF (versión 3.5).

En la tabla 1 se pueden observar los resultados analíticos de nisbita, costibita, gudmundita, ja-mesonita y tetraedrita argentífera.

Nisbita de Aguilar corresponde casi a la fórmula teórica NiSb₂ . El níquel es apenas sustituido por cobalto, hierro y cobre, el antimonio por arsénico. Los contenidos de azufre (0.2 % en peso) de los granos que en promedio tienen 10-15 um corresponden a contaminación analítica ya que están rodeados por especies ricas en azufre (galena, pirrotina).

Costibita varía muy poco con respecto a su fórmula teórica, CoSbS, El cobalto es suplido aquí por niquel y por hierro, el antimonio por arsénico.

La composición química de jamesonita

(Pb₄FeSb₆S₁₄) presenta un aumento de los valores de Pb (44.5 % en peso) y contenidos menores de hierro (1.6 % en peso). El quimismo de la tetraedrita corresponde a una tetraedrita argentífera en el que el antimonio esta algo reemplazado por arsénico.

Discusión y conclusiones. El detallado estudio de las microparagénesis de zonas ricas en Pb y Zn del yacimiento Aguilar dio como resultado el hallazgo de nisbita y costibita. Estos minerales extremadamente raros son solo conocidos en contados yacimientos a nivel mundial. Aquí se presentan en granos de tamaño máximo de 20um, en asociación con gudmundita, antimonio y pirrotina, como también jamesonita y tetraedrita argentífera incluidas en galena, aledaña a esfalerita rica en manganeso, con desmezclas de alabandino y pirrotina.

Figura 1. a. Nisbita (nis), costibita (cst) y gudmundita (gu) se presentan en pequeños granos asociados a pirrotina (po) como así también tetrahedrita argentífera (td) que contiene un núcleo de jamesonita. Estos minerales se hallan incluidos en galena (gn) a su vez intercrecida con esfalerita (sp). En aire. RS-353. b. Cristales subhedrales de costibita (cst) se encuentran adjacentes a pirrotina (po) y a su vez incluidas en galena (gn). También se halla esfalerita con lamelas de exsolución de pirrotina (po) y alabandino (ala). En aire. RS-353. c. Cristales anhedrales de gudmundita (gu) se presenta como in-clusions en galena (gn) cercanas al borde con esfalerita (sp) conteniendo exsoluciones de alabandino (ala). Pirrotina (po) se halla en granos anhedrales y lamelas en esfalerita (sp). Un grano de tetraedrita argentífera (td) contiene pequeñas inclusiones de jamesonita. En aire. RS-353. d. Gudmundita (gu) se presenta como un agregado de granos subhedrales incluidos en galena (gn) acompañados por pirrotina (po) y esfalerita (sp). En aire. RS-353.

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269

Tabla 1. Análisis químicos realizados con microsonda electrónica, en % peso.

Cu	0.2
Ag					0.02
Ni	18.0	19.4	4.1		0.9
Co	0.4		21.5	27.7	0.2
Fe	0.9		1.6		24.4
Zn					0.2
Pb
Sb	78.9	80.6	57.3	57.2	57.9
As	1.4		1.0		1.0
S	0.2		14.7	15.1	14.2
Total	100.0	100.0 100.2 100.0 98.82 10C

1 Nisbita (promedio de 3 análisis)

2 Nisbita, composición teórica

3 Costibita (promedio de 10 análisis)

4 Costibita, composición teórica

5 Gudmundita (promedio de 5 análisis)

6 Gudmundita, composición teórica

7 Jamesonita (promedio de 3 análisis)

8 Tetraedrita argentífera (variación de 12 análisis)

Se considera que su formación se debe a la acción metamórfica sobreimpuesta al yacimiento Aguilar, con movilización simultánea y precipitación con nueva distribución de metales en ambientes localizados.

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

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26.6

58.1

15.3

	22.0-25.3
	18.1-22.3
1.6	5.2- 6.1
	1.1-1.4
44.5
34.8	27.0-27.7
0.3	0.4- 0.5
20.3	21.6-22.2

Sureda, R. J. 1994.Ullmannita, NiSbS, en las coronas de reacción de la interfase breithauptita-pirrotina, mina El Aguilar, Jujuy. 2° Reunión de Mineralogía y Metalogenia. INREMI, Publicación 3: 463-468. La Plata.

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CARACTERIZACIÓN GEOLÓGICA-PETROLÓGICA DE LA TRAQUIFONOLITA MONTE CHUMAO, SIERRA DE VALLE FÉRTIL, SAN JUAN

Palacio Balderramo Gladis¹; Castro de Machuca Brígida^1,2; López María G.¹ ;Gómez Ricardo³

¹   Centro de la Geósfera y Biósfera (CIGEOBIO), CO-NICET-UNSJ.

²   Instituto de Geología “Dr. Emiliano Aparicio” (INGEO), FCEFN-UNSJ.

³   Instituto de Investigación en Paleobiología y Geología, UNRN. E-mail: gladispb22@gmail.com

Resumen. El afloramiento ígneo del Monte Chumao, en la zona central de la Sierra de Valle Fértil, Sierras Pampeanas Occidentales, es un cuerpo subvolcánico que intruye al basamento íg-neo-metamórfico de edad proterozoica a paleozoica inferior. Desde el punto de vista composicional y geoquímico se trata de una traquifonolita con textura porfírica compuesta por feldespatos alcalinos con proporciones subordinadas de egirina y nefelina. Los fenocristales de anortoclasa y sanidina presentan texturas que sugieren que, durante la cristalización, el magma fue influenciado por cambios de presión y temperatura que causaron la reacción de los minerales primeramente formados y la formación de fases estables bajo las nuevas condiciones del sistema. La geoquímica indica una marcada afinidad alcalina y un probable origen a partir de una fuente mantélica, sin evidencias significativas de contaminación. Su emplazamiento se vincula a un ambiente de intraplaca continental (“rift”) relacionado con la tectónica extensional triá-sica.

Palabras claves. Traquifonolita, Magmatismo alcalino triásico, Sierras Pampeanas Occidentales.

Abstract. “Geologic and Petrographic Features of the Monte Chumao Trachyphonolite, Sierra de Valle Fertil, San Juan”. The igneous outcrop of Monte Chumao, in the central zone of the Sierra de Valle Fértil, Western Sierras Pampeanas, is a sub-volcanic body intruding the igneous-metamorphic basement of Lower Paleozoic to Proterozoic age. From the compositional and geochemical point of view it corresponds to a porphyritic trachyphonolite composed of alkali feldspars and subordinate aegir-ine and nepheline. Sanidine and anorthoclase phe-nocrysts show textures which suggest that during crystallization the magma was influenced by changes in pressure and temperature causing the reaction of the early formed minerals and the for-mation of stable phases under the new conditions of the system. Geochemistry indicates strong alka-line affinity and a probable origin from a mantle source, with no significant evidence of contamina-

tion. Its emplacement is linked to a continental intra-plate environment related to the Triassic extensional tectonics.

Keywords. Trachyphonolite, Triassic alkaline magmatism, Western Sierras Pampeanas.

Introducción. El objetivo de este trabajo es dar a conocer las características petrográficas y geoquímicas del cuerpo subvolcánico aflorante en la cima del Monte Chumao, en la zona central de la Sierra de Valle Fértil, Sierras Pampeanas Occidentales, provincia de San Juan. La única mención previa sobre esta litología corresponde a Mirré (1976), quien la describe brevemente como parte del conjunto de rocas volcánicas (basaltos alcalinos olivínicos ® traquibasaltos ® fonolitas ® tra-quitas ® ariolitas alcalinas) que integran las denominada Vulcanitas de la Asociación Continental no-Orogénica de edad triásica. Trabajos recientes (Castro de Machuca et al. 2015, Gómez 2015, López et al. 2015, y referencias allí citadas), aportan información acerca de estas litologías producto del magmatismo alcalino vinculado al evento extensio-nal que afectó la región cratónica del arco magmá-tico proto-Ándico a partir del Pérmico Superior y durante todo el Triásico (Ramos y Kay 1991). La investigación tuvo como soportes el reconocimiento de campo, el estudio petrográfico y el análisis geoquímico que permitió ajustar la clasificación petrográfica propuesta por Mirré (1976) y determinar el comportamiento geoquímico de esta litología.

Marco geológico regional. Las sierras de Valle Fértil-La Huerta forman un orógeno único alargado en dirección NNO-SSE, cuya inflexión central marca el límite aproximado entre ambas (figura 1a). Están constituidas por un basamento pre-ordovícico compuesto por paragneises de alto grado y migmatitas con intercalaciones de anfibolitas y mármoles (Complejo Valle Fértil). El conjunto fue in-truido por una secuencia metaluminosa integrada por dioritas, tonalitas, granodioritas hornbléndico-biotíticas, metagabros hornbléndicos y noritas (Baldo et al. 1999) entre el Ordovícico Inferior y Medio (495-460 Ma) (Roeske et al. 2005 y referencias allí citadas). Estas sierras constituyen una de las manifestaciones más occidentales del orógeno Fama-tiniano y están limitadas en su borde occidental por el megalineamiento Valle Fértil, interpretado como la zona de sutura entre Precordillera y el margen pro-to-Ándico de Gondwana (Ramos et al. 1996). En discordancia sobre el basamento se disponen esporádicos depósitos continentales del Neopaleozoi-co, y continentales-volcánicos del Triásico, entre los que se encuentra la Traquifonolita Monte Chu-mao. El magmatismo triásico se relaciona con la deformación extensional a la que estuvo sometido el margen sudoeste de Pangea y que se focalizó alrededor de los límites noroccidentales de los te-

Figura 1.a) Mapa geológico simplificado de las sierras de Valle Fértil y La Huerta compilado de las hojas geológicas de Mirré (1976) y Vujovich et al. (1998), b) imagen satelital falso colordel software libre Google Earth Pro con señalización de la zona de estudio.

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rrenos acrecionados durante el Paleozoico (López-Gamundi et al. 1994 y referencias allí citadas), generando numerosas cuencas de “rift” como la de Ischigualasto- Villa Unión con depositación de sedimentos continentales y rocas volcánicas. La falla Valle Fértil es considerada la principal falla normal de la cuenca y, durante el Pleistoceno, se produjo su reactivación inversa (Zapata y Allmendinger 1996).

Yacencia y petrografía. El afloramiento está ubicado en el sector central de la sierra (30°38’8.04" S – 67°38’38.01" O), entre las quebradas del río de Usno y del Corral Grande (figura 1b), a unos 16,5 km de la localidad de San Agustín de Valle Fértil. Tiene forma lenticular en planta y cubre un área aproximada de 2.500 m². Se trata de un cuerpo subvolcánico de forma dómica (lacolito) que se dispone sobre el basamento cristalino constituyendo la cima del Monte Chumao, con un espesor de H” 100 m. El contacto basal entre am-

bas litologías es plano y neto (figura 2a) aunque no siempre es visible ya que suele estar cubierto por derrubio. La parte cuspidal del lacolito y su encajonante han sido removidos por erosión quedando así expuesto. En la base del cuerpo la roca es maciza y de color gris oliva a pardo grisáceo; la textura es porfírica con fenocristales de feldespato potásico en una matriz afanítica. Hacia la parte superior los fenocristales se orientan generando un incipiente bandeamiento de flujo; el color varía de pardo a pardo rojizo y se aprecia marcado dia-clasamiento vertical y horizontal.

La traquifonolita está constituida por » 20 % de fenocristales de feldespato alcalino (sanidina y anortoclasa) en una matriz de microlitos de sanidi-na de hasta 0,05 mm fuertemente orientados con textura traquítica (figura 2b). Los fenocristales de sanidina, cuyo tamaño varía entre 0,5 y 3,5 mm, poseen bordes cribosos con inclusiones de minerales opacos (figura 2c). En la mayoría de los casos presentan macla de Carlsbad con planos de

Figura 2. a) Vista general del afloramiento del Monte Chumao. La traza amarilla discontinua indica el contacto basal de la traquifonolita con el basamento cristalino, b) fenocristales de feldespato en una matriz de microlitos con textura traquítica»microplegada», c) fenocristal de sanidinacon textura cribosa en los bordes e inclusiones de minerales opacos, d) fenocristal de anortoclasa con maclas polisintética y en parrilla y bordes con textura cribosa, e)fenocristal de anortoclasa con extinción anómala en «parches», f) micropertitas tipo «flame» en los sectores intermedios de un fenocristal de anortoclasa, g) fenocristal con núcleo de anortoclasa (An) y bordes de sanidina (Sa).Todas las fotomicrografías con nicoles cruzados.

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Tabla 1. Análisis químicos de óxidos mayoritarios y minoritarios expresados en % en peso,elementos traza y tierras raras en partes por millón (ppm). Se anexan las relaciones La/Nb, (Gd/Yb)_N, Y/NbyEu/Eu*.

Muestra MCh4	S¡0[2] Al[2]0[3] Fe[2]0[3] CaO MgO 58 18,8 6,32 1,86 0,34					K[2]0 Cr[2]0[3]TiO[2] MnO 5,55 <0,01 0,18 0,18			P[2]0[5]SrO BaO 0,14 0,02 0,03
MCh5				2,03 0,24		5,3 <0,01		0,16 0,17	0,14 0,02
MChlO				1,57 0,22		5,52 <0,001 0,15 0,157			0,122 0,018 0,026
MChlOb				1,57 0,26		5,73 <0,001 0,14 0,153			0,126 0,016 0,022
MChlO-1				2,16 0,28		5,23 0,01 0,15 0,16 0,12
MChl2				1,66 0,2		1 5,23 0,01 0,15 0,15
MChl9 Muestra		18,9 5,96 Ce Co Cr		1,66 0,45 Cs Dy	6,21 5,5 0,01 0,16 0,19 Er Eu Ga Gd Hf Ho					0,03 0,03 Lu Mo Nb
MCh4				0,83 5,81 3,27 1,54 28,4 6,16 14,8 1,04 78,7 0,45 4 113
MCh5				0,9 5,59 2,66 1,63			28 5,69 14,8 0,98 75,8 0,41 3 108
MChlO				0,68 5,24 2,94 1,51			31 5,72 15 0,91 82,8 0,4 5 112
MChlOb				1,08 4,46 2,4 1,51 29,1 5,47 15,4 0,81 80,9 0,38 4 112
MChlO-1				1,1 6,26 3,17 1,48 36,1 6,56 15,6 1,13 83,4 0,41 0 171
MChl2				0,81 5,82 3,39 1,51 32,6 5,7 16,5 1,04 82,6 0,45 0 116
MChl9				0,9 5,28| 2,72¡ 1,451 33,9 5,42 15,6| 0,99 81,4 0,41| 0 116|
Muestra				n Sr Ta Tb Th TI Tm U 9 192 8,5 0,93 1K0.5 0,4 0,7]
MCh4
MCh5				8 178	7,9 0,93 10<0.5 0,37 0,4=				<5 5 27,2 23 2 28,8
MChlO				6 163	8,1 0,87 8,7<0.5 0,43 0,9S
MChlOb				6 153	7,6 0,82 11<0.5 0,41 1,3 18 3 25,2
MChlO-1				7 171 6 144	7,6 1,05 10			0 0,5 0,33 <5 2
MChl2					7,4 0,92 12			0 0,53 2,19 8 2
MChl9				6 206		0,92 8,2 Eu/Eu*		0 0,45 0,35 7 1 26,2
Muestra		(6d/Yb)N		Y/Nb
MCh4			1,636 o,:			0,667
MCh5			1,643 0,1			0,781
MChlO			1,701 o,:			0,682
MChlOb			1.535 o,:			0,701
MChlO-1			1.901 0,1		81 0,632
MChl2			1,46 0,;		71 0,716
MChl9			1,542 o,;			0,700

maclas irregulares, dentados. La anortoclasa exhibe una combinación de maclas de Carlsbad y en enrejado o parrilla con planos paralelos y continuos (figura 2d). Muchos fenocristales tienen aspecto inhomogéneo con extinción anómala en parches (figura 2e); otros están zonados con lamelas de exsolución de albita (micropertitas tipo “flame”) en los sectores intermedios y bordes cribosos con tendencia al euhedralismo (figura 2f). Cabe destacar algunos cristales con núcleos de anortoclasa y bordes de sanidina (figura 2g). En proporción subordinada hay egirina y nefelina intersticiales y, entre los minerales accesorios, apatito y opacos.

Geoquímica. Se realizaron análisis químicos de roca total de siete muestras (Tabla 1) en los laboratorios ALS Chemex, Canadá, aplicando los métodos de ICP-MS y ICP-AES. El procesamiento de los datos fue realizado con el software IGPET 2014.

En el diagrama de clasificación TAS de Le Mai-tre et al. (1989) en base anhidra, tres muestras se

proyectan en el campo de las fonolitas, dos se desplazan levemente al campo de las traquitas y las restantes se localizan en una posición transi-cional entre ambos campos (figura 3a). En el diagrama de Winchester y Floyd (1977), basado en elementos traza considerados inmóviles, las muestras se proyectan en su totalidad como fonolitas (figura 3b). El cálculo de la norma CIPW es ortosa-albita-anortita-nefelina-diópsido-olivino-magnetita-il-menita-apatito normativos; la presencia de olivino y nefelina en la norma indica la naturaleza subsatura-da (deficitaria en SiO₂) del magma parental.

En el diagrama de tierras raras (REE: “rare ear-th elements”; Figura 3c) normalizado al condrito de Nakamura (1974), las muestras analizadas están enriquecidas en elementos de tierras raras livianas (LREE) (hasta 250 veces el valor del condrito) respecto de las tierras raras pesadas (HREE). Esta circunstancia determina una pendiente abrupta para las LREE que se horizontaliza con concentraciones homogéneas paras las HREE. La relación

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(Gd/Yb)_N (Tabla 1) no presenta variación significativa lo que es coherente con el diseño casi horizontal. La relación Eu/Eu* entre 0,63 y 0,78 señala una anomalía negativa leve de Eu (Figura 3c). Según Marsh (2010 y referencias allí citadas), las rocas fonolíticas altamente evolucionadas desarrollan sólo una modesta anomalía negativa de Eu, lo que podría reflejar diferencias en la estructura del fundido, fO₂, presencia de complejos halogenados o fraccionamiento mineral. La anomalía observada en la traquifonolita podría reflejar sustitución de Ca por Eu, sugiriendo la retención de plagioclasa en la fuente.

En el diagrama multielementos normalizado al manto primitivo de Lyubetskaya y Korenaga (2007) se advierten marcadas anomalías negativas en Ba, Sr y U (figura 3d). El empobrecimiento en Ba y Sr probablemente sea resultado de su partición en los feldespatos alcalinos los cuales pudieron haber sido removidos por cristalización fraccionada (Gri-ffiths y Gibson 1980 y referencias allí citadas). Los bajos valores de P se atribuyen al fraccionamiento de apatito en la fuente.

Las relaciones La/Nb son un índice de contaminación cortical de los magmas (Thompson et al 1984). Los OIB y los basaltos alcalinos continentales tienen valores <1, valores mayores indican grados variables de contaminación con material cortical. La Traquifonolita Monte Chumao tiene un valor promedio La/Nb de 0,6 que sugiere que la contaminación cortical habría sido poco significativa. Por su parte, las relaciones Y/Nb < 1,2 determinadas para esta litología podrían ser indicativas de un origen mantélico (Eby 1990). Es altamente probable que esta roca sea el resultado de procesos de diferenciación magmática que afectaron a un fundido máfico derivado de una fuente mantélica. La naturaleza y la importancia relativa de esos procesos es un tema aún bajo estudio.

Para la discriminación del ambiente tectónico de emplazamiento se utilizó el diagrama triangular de Cabanis y Lecolle (1989), que utiliza las concentraciones de La-Y-Nb (figura 3e). Todas las muestras se proyectan en el campo de los basaltos alcalinos de “rift” continental. El diagrama de discriminación geotectónica de Wood (1980) basado en los elementos inmóviles Th-Hf-Ta, que se aplica a lavas basálticas, silícicas e intermedias, corrobora el ambiente de intraplaca (figura 3f).

Discusión y conclusiones. El estudio petro-lógico-geoquímico realizado permitió ajustar la clasificación petrográfica de traquita peralcalina propuesta por Mirré (1976), y clasificar más adecuadamente a la roca que conforma el Monte Chumao como una traquifonolita. Esta se presenta como un cuerpo subvolcánico (lacolito) que intruye al basamento cristalino. Su sección basal está bien expuesta con contactos netos con las rocas encajonantes, en tanto la sección cuspidal y su coberte-

ra metamórfica han sido erosionadas. Posee textura porfírica y una mineralogía simple compuesta en forma dominante por feldespato alcalino (sanidina y anortoclasa), y cantidades subordinadas de piroxe-no (egirina) y nefelina en una matriz de microlitos de feldespato con textura traquítica. La norma CIPW indica contenidos de hasta 14% de nefelina. Los fenocristales de sanidina tienen bordes cribosos y planos de maclas irregulares, dentados. Los feno-cristales de anortoclasa tienen aspecto inhomogéneo, están zonados, presentan exsoluciones micro-pertíticas y extinción anómala en parches. Algunos fenocristales tienen núcleos de anortoclasa y rebordes de sanidina. Estas texturas complejas pueden deberse a diversas causas (Maro y Remesal 2012 y referencias allí citadas), como contaminación del magma con rocas de la corteza, lo que es poco probable dado que el estudio geoquímico sugiere que la asimilación de material cortical no fue significativa. Otro mecanismo pudo ser la mezcla entre fundidos de distinta temperatura y composición, sin embargo no se han encontrado evidencias de dominios de diferente mineralogía y textura, como enclaves o bandeamientos macro o microscópicos que cabría esperar de haberse producido la mezcla de magmas con composiciones contrastantes. También es factible la mezcla térmica en un sistema cerrado en el que magmas más calientes emplazados en la base de la cámara mag-mática transferirían calor al magma hospedante generando convección y mezcla. Este aumento de la temperatura podría causar más de un evento de disolución y cristalización de un mismo cristal por la variación de las condiciones térmicas al moverse éste dentro de la cámara magmática. Finalmente, la rápida descompresión del magma durante su ascenso es también capaz de generar la reabsorción en cristales de feldespato. Aunque no puede descartarse la concomitancia de todos los procesos descriptos, este último argumento se ajustaría mejor a las observaciones realizadas.

Al comparar el quimismo de fonolitas y traqui-fonolitas a nivel mundial, todas tienen patrones similares de abundancia de elementos traza cuando se normalizan a composiciones máficas presumiblemente parentales, independientemente de los procesos petrogenéticos que les dieron origen (fusión, cristalización fraccionada, asimilación, etc) (Marsh 2010 y referencias allí citadas). Estos patrones, tal como sucede con la Traquifonolita Monte Chumao, muestran pronunciados enriquecimientos en Rb, Th, Zr y empobrecimientos notorios en Ti y P, lo que indicaría que la cristalización fraccionada podría haber sido el proceso dominante por el cual evolucionaron a partir de magmas máficos de composición alcalina derivados de una fuente mantélica.

En los diagramas de REE normalizados al con-drito la traquifonolita está enriquecida en LREE y tienen una concentración más baja y lineal de HREE. La leve anomalía negativa de Europio, sugie-

Figura 3: a) Diagrama de clasificación química de Le Maitre et al. (1989). El gráfico está normalizado en base anhidra, b) diagrama de clasificación química Si0₂ vs. Zr/Ti (Winchester y Floyd 1977), c) diagrama de REE normalizado al condrito de Nakamura (1974), d) diagrama mutielemental normalizado al manto primitivo de Lyubetskaya y Korenaga (2007), e)diagrama triangular de Cabanis y Lecolle (1989), f) diagrama de discriminación tectónica Th-Hf-Nb(Wood 1980).

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re la remoción (retención) de plagioclasa en la fuente, y es un buen indicador de que el líquido estuvo en equilibrio con la plagioclasa, ahora ausente. Un fenómeno similar al anterior explicaría la anomalía negativa en Sr evidenciada en los diagramas multielementos, así como la anomalía negativa en Ba que probablemente sea resultado de su partición en los feldespatos alcalinos. La impronta geoquímica y el ambiente tectónico de emplazamiento de intraplaca continental (“rift”), permiten correlacionar a esta litología con las demás manifestaciones volcánicas reconocidas en la Sierra de Valle Fértil (Mirré 1976, Castro de Machuca et al. 2015), y vincularla al magmatismo alcalino asociado al evento extensional triásico que afectó las Sierras Pampeanas Occidentales.

Agradecimientos. Este trabajo fue subsidiado por el proyecto PIP 00294-CONICET.

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RELACIONES DE TEXTURAS MACROSCÓPICAS CON EL CONTENIDO DE AU-AG EN SONDAJES DEL PROYECTO ARROYO VERDE, MACIZO NORDPATAGÓNICO

Pavón Pivetta Cecilia^1-2; Garrido Mirta M.¹

¹   Departamento de Geología. Universidad Nacional del Sur.

²   Ingeosur–CONICET. cecilia.pavon@uns.edu.ar; mgarrido@criba.edu.ar

Resumen. Las relaciones entre las texturas macroscópicas y los contenidos anómalos de Au-Ag se presentan en gráficos donde se compara el tipo de roca, texturas de los minerales de ganga y los análisis químicos. En los sondajes pueden diferenciarse macroscópicamente dos zonas que se correlacionan con las mineralización de Au-Ag. La Zona 1 presenta anomalías relacionadas a texturas de relleno de espacios abiertos como costriformes, coloformes y masivas. La Zona 2 tiene anomalías relacionadas a clastos de veta brechados, con las texturas mencionadas, que se encuentran cementados con sílice negra rica en sulfuros.

Palabras clave. Arroyo Verde, texturas macroscópicas, contenido de Au-Ag, baja sulfuración.

Abstract. “Macroscopic textures related to Au-Ag content in drill holes of the Arroyo Verde Project, Northpatagonian Massif”. The relationship between macroscopic textures and the anomalous Au-Ag content are described here, using a graphic representation to compare rock types, gangue mineral textures and chemical analysis. Macroscopical-ly in drill holes, there are two distinctive zones that correlate with Au-Ag mineralization. Zone 1 has Au-Ag anomalies related to open space filling with crustiform, colloform and massive textures. Zone 2 Au-Ag anomalies are related to the breccia vein clasts with the described textures, cemented with sulphide bearing black silica.

Keywords. Arroyo Verde, macroscopic textu-res, Au-Ag content, low sulphidation.

Introducción. El proyecto Arroyo Verde se ubica en la zona centro oriental del Macizo Nord-patagónico, en el límite las provincias de Río Negro y Chubut (Figura 1A) con coordenadas 65°25´O; 41°57’37.27"S / 65°16’O; 41°57’41.91"S y 65°27’O; 42°06´S / 65°16’O; 42°06´S. El mismo está interpretado por Massaferro et al. (2000) como un depósito de tipo epitermal de baja sulfuración comprendido por un enjambre de vetas y venillas de diversos espesores. Estas vetas se emplazan dentro de un domo riolítico perteneciente al Complejo volcánico Marifil (Cortes, 1981) de edad jurásica tem-

prana. La veta “Principal Vein” se ubica en el sector central del Proyecto (Figura 1B) y se destaca por sus texturas y contenido de metales preciosos. Esta veta está cortada por los sondajes PO-37 y PO-94 (figura 1B) que son el objeto de estudio de este trabajo y permiten relacionar las texturas macroscópicas con el contenido de metales preciosos a lo largo de los mismos.

Marco Geológico. El basamento del área está constituido por rocas metamórficas de bajo grado de la Formación El Jagüelito (Ramos, 1975) la cual contiene braquiópodos inarticulados de edad cambro-ordovícica (Braitisch, 1965). Fue ubicada en el Cám-brico-Tremadociano a partir de trazas fósiles por González et al. (2002). Por encima del basamento metamórfico, se reconoce en cercanías de la zona de proyecto Arroyo Verde, la Brecha Salina Chica, de edad anterior al Triásico Superior (Cortés, 1981). Este autor la describe como una brecha de probable origen piroclástico, muy fracturada y alterada. Por encima de estas brechas, en la zona del proyecto, se reconocen el conjunto de lavas, piroclastitas y rocas subvolcánicas denominadas Formación Marifil por Malvicini y Llambías (1974). Cortés (1981) rede-finió la formación, llevándola a la categoría de complejo, diferenciando tres unidades, la Formación Puesto Piris en la base, la Formación Aguada del Bagual con pórfiros riolíticos que intruyen a la anterior y finalmente la Formación La Porfía, en la que distinguió tres miembros: uno inferior, con areniscas, tufitas arenosas en estratos delgados, de hasta 40 m de potencia y aglomerados volcánicos; el miembro medio, con tobas y tufitas de hasta 100 m y por último ignimbritas riolíticas que forman el miembro superior. Márquez et al. (2010) describen las facies volcánicas pertenecientes al Complejo Marifil que afloran en la localidad de Arroyo Verde donde diferenciaron facies de ignimbritas riolíticas, brechas piro-clásticas, domos y domos vítreos traquíticos y diques riolíticos.

Geología del Proyecto. En sondajes se reconocieron dos unidades principales. Una primera unidad fue reconocida en el sondaje PO-94 a los 231.5 m de profundidad y en el PO-93 a 196.2 m. La base no fue cortada por el sondaje. Se inicia la secuencia con una brecha monomíctica, clasto soportada, compuesta solo por grandes bloques de basamento. Hacia el centro de la unidad la brecha se describe como polimíctica, con clastos de basamento de menor tamaño y clastos de riolita angular. Hacia el techo de la unidad la brecha pasa a ser matriz soportada, los clastos de basamento se hacen escasos y de tamaño menor a 3cm, observándose un incremento en la proporción de los clastos de riolita masivas, angulares a subredon-deados. La matriz de la brecha se encuentra alterada pervasivamente a arcillas, al igual que los clastos de basamento, mientras que los clastos de

Figura 1. A) Ubicación del Proyecto Arroyo Verde en el límite de las provincias de Río Negro y Chubut. B) Geología del Proyecto en la zona de la «Principal Vein», modificado del mapa de Portal Resources Limited, 2008.

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composición riolítica se hallan parcialmente silicifica-dos. Esta unidad no presenta venillas de cuarzo ni valores anómalos de metales u otro elemento de interés. Podría asignarse esta unidad a la Brecha la Salina descripta por Cortes (1981).

Las segunda unidad se dispone en discordancia sobre la anterior. Está compuesta por un flujo riolítico que se presenta en parte masivo y en parte con bandeado de flujo, con fenocristales de cuarzo de pequeño tamaño y fenocristales de feldespatos completamente alterados a arcillas. La morfología de este cuerpo se corresponde con las

facies dómicas de del Complejo Marifil descriptas por Márquez et al. (2010). La extensión del cuerpo es de 900 m en sentido este oeste y 800 m en sentido norte sur, siendo su espesor aproximado en la zona de sondajes de 200 m. En los sondajes se pudieron observar dentro de la facies dómica, zonas de brecha monomíctica localizadas hacia el techo de la unidad, lo cual indica probables bordes de enfriamiento durante el emplazamiento. Esta unidad es la portadora de la mineralización.

En la zona del proyecto Arroyo Verde se han perforado varias vetas y venillas de interés, sien-

Figura 2. Perfil del sondaje PO-37 con valores de Au, Ag, As, Cu, Pb, Sb y Zn, litología, tipo de mine-ralización y alteración.

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do la estructura “Principal Vein” la de mejor desarrollo. Esta estructura se ubica al sudoeste, dentro de la facies dómica, con una orientación noroeste-sudeste, con un buzamiento de ~80°al sur-sudoeste y espesores que varían en rumbo desde 1 hasta 8 metros.

Metodología. En la zona de la “Principal Vein” se describieron la litología, estructuras de vetas y venillas y las texturas de los minerales de ganga a lo largo de los afloramientos y sondajes. El estudio de las texturas macroscópicas fue realizado mediante lupa de mano en campo y lupa binocular en laboratorio.

Los métodos de perforación en el sondaje PO-37 son de aire reverso hasta los 90m y de diamantina hasta 141m, mientras que para PO-94 el método de aire reverso llega hasta los 200m de profundidad y desde allí hasta 243,6m es de diamantina. Ambos sondajes tienen rumbo sur-norte, PO-37 presenta un buzamiento de 65° y PO-94 de 70°. Intersectan la “Principal Vein” a una distancia vertical desde superficie de 105m y 185m respectivamente. Las muestras para análisis químicos se realizaron en intervalos variables de muestreo entre 3 y 1 m. Los análisis pertenecen al Geólogo Rubén Davicino, gerente de exploración de la empresa Portal Resources Limited y dueño del proyecto Arroyo Verde. Los mismos fueron realizados en el laboratorio Alex Stewart Argentina SA a pedido de la empresa Portal Resources Limited en 2008. Las determinaciones de los análisis fueron pedidas para Au por ensayo al fuego (código Au4-50) y un escaneo ICP de 39 elementos (Ag, Al, As, Ba, Bi, Ca, Cd, Co, Cr, Cu, Fe, Ga ,Hg, K, La, Li, Mg, Mn, Mo, Na, Nb, Ni, P, Pb, S, Sb, Sc, Se, Sn, Sr, Ta, Te, Ti, Tl, V,W, Y, Zn y Zr. Código ICP-AR-39). Las muestras que dan un resultado con contenido económico de los elementos por encima del límite de detección fueron analizados nuevamente usando otro procedimiento.

Para visualizar de manera gráfica la relación entre las texturas descriptas y los valores de metales de los sondajes, se realizaron los perfiles de los sondajes PO-37 (figura 2 ) y PO-94 (figura 3 ) y se agregaron lateralmente los valores de los análisis químicos a escala, considerando anómalos a los valores mayores a 1 ppm en el caso del Au y mayores a 60 ppm en el caso de la Ag.

Resultados. En superficie la veta presenta tres zonas principales. En el centro de la veta, se describe la zona 1 con texturas de relleno de espacios abiertos: costriformes, coloformes de bandas de calcedonia blanca intercaladas con bandas de cuarzo transparente y de sílice negra, texturas en peine y masivas. La Zona 2 corta la zona 1 en su parte central (figura 4A) y también se la encuentra hacia el techo. Está compuesta por una brecha de clastos de vetas, angulares a subangu-

lares con texturas bandeadas de 2-5 cm de espesor y se encuentra cementada por sílice negra con sulfuros finos diseminados. La Zona 3 está compuesta por brechas hidrotermales de clastos de veta de cuarzo masivo en un cemento tipo jasperoi-de que se ubica hacia el techo de la estructura definida por las Zonas 1 y 2. Massaferro et al. 2000, han reconocido en superficie al menos 23 pulsos diferentes en la formación de la veta.

En los sondajes se separan macroscópicamente dos zonas (figura 4B). La primera zona está formada por una veta de color blanquecino con textura de brecha. Los clastos son de riolita fluidal con venillas de cuarzo transparente. El cemento de la brecha está conformado por un pulso de cuarzo tipo lechoso, blanquecino con escasos sulfuros, principalmente pirita y sulfuros negros de tamaño muy pequeño. Las texturas de este pulso son bandeadas, costriforme, masiva y lattice bladded reemplazada por sílice. El segundo pulso del cemento es de cuarzo transparente con una pequeña proporción de amatista. En el sondaje PO-94, que intercepta la veta a mayor profundidad, se reconoce un abundante porcentaje de amatista en la conformación de las bandas de la veta principal.

La segunda zona se emplaza en contacto neto irregular entre la roca de caja y el techo de la primera zona. En el sondaje PO-37, la zona 2 está compuesta por clastos veta de la primer zona y una escasa proporción de clastos de riolita, con distribución caótica. Los clastos de veta presentan textura bandeada de sílice (calcedonia?), adularia y cuarzo. El cemento es de sílice masiva negra con abundante proporción de sulfuros finos. En el son-daje PO-94 la zona 2 está representada por una brecha de clastos de veta de texturas lattice bladded y masivas, con cemento de cuarzo cristalino con escaso porcentaje de sulfuros.

Discusión. La relación entre los valores anómalos de Au y Ag con las diferentes zonas se muestran en las Figura 3 y 4. Se observa una diferencia importante entre las texturas y concentraciones de elementos de interés económico. En el sondaje PO-37 los valores elevados de Au (9.83 y 6.05 ppm) se correlacionan con las anomalías de arsénico y antimonio. Las texturas asociadas a estas anomalías son las que se separaron como Zona 2, reconociéndose clastos de veta con textura de relleno, cementados principalmente por sílice negra masiva y con abundantes sulfuros finos. Los valores de Ag se relacionan estrechamente con el plomo, mientras que el cobre y zinc se relacionan linealmente entre sí. Se asocian a estos las texturas bandeadas de cuarzo lechoso en el cemento de la brecha junto a sulfuros negros diseminados de la Zona 1. En el caso del sondaje PO-94, el Au es anómalo en las dos zonas de veta reconocidas macroscópicamente, con valores ente 29.47 y 12.04 ppm. En este sondaje el Au correla-

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Figura 3. Perfil del sondaje PO-94 con valores de tipo de mineralización.

Au, Ag, As, Cu, Pb, Sb y Zn, litología, alteración y

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Figura 4. A) Separación macroscópica de las dos Zonas de la estructura «Principal Vein» en superficie. B) Separación macroscópica de la veta en el sondaje PO-37.

ciona con la Ag y el antimonio, pero no correlaciona linealmente con el arsénico. Las texturas asociadas son también las Zona 2 y parte de la Zona 1, sobresaliendo texturas bandeadas, en escarapela y coloforme. Una diferencia notable es que en el sondaje PO-94, la plata aumenta considerablemente entre 202 y 203 m, mientras que Pb, Zn y Cu muestran una caída en ese metro muestreado. El valor de Pb se incrementa notablemente en la zona de brecha de falla, con un leve incremento de Zn y Cu.

Conclusión. En base a la comparación establecida se podría asumir que la mineralización de la “Principal Vein” presenta una variación textural y mineralógica en sentido vertical marcada, principalmente por la presencia de brechas con abundante cemento de sílice negra masiva en la zona superior que decrece en profundidad a medida que aparece mayor cantidad de amatista cristalina con texturas en peine y cuarzo masivo transparente.

Puede establecerse que el cemento masivo de sílice y sulfuros presente en la Zona 2, sería el portador de las anomalías de Au y Ag en el caso del sondaje PO-37. En cambio para el sondaje PO-94, las anomalías de Au y Ag son mayores y se hallarían asociadas tanto al cemento de la brecha de la Zona 2 como a las texturas de relleno de la Zona 1 de la veta. Esto permite inferir que hay dos pulsos portadores de mineralización de Au-Ag para esta veta.

Agradecimientos. Al Geólogo Rubén Davicino por confiarnos los datos de los sondajes y superficie de la Empresa Portal Resources Limited. Al Lic. Renzo Bonuccelli y a la Lic. Violeta González por ayudarnos en lo relacionado a la campaña. A Elsa y Héctor, dueños de El Empalme.

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FOSILDIAGÉNESIS EN AMONOIDEOS COMO HERRAMIENTA EN EL ESTUDIO DE LA MIGRACIÓN DE HIDROCARBUROS, FORMACIÓN LOS MOLLES, NEUQUÉN

Rainoldi, Ana L.^1,2; Fortunatti, Natalia²; Alvarez, Sofía²; Cesaretti, Nora N.²

¹   Centro Patagónico de Estudios Metalogenéticos. CONICET.

²   Departamento de Geología, Universidad Nacional del Sur, San Juan 670, Bahía Blanca, Argentina.

Abstract. Ammonites from the Los Molles For-mation (Jurassic) at Chacay Melehue section (Neu-quén, Argentina) were analyzed. Characteristic mi-neralogy and mineral textures, related to minerali-zing fluids and hydrocarbons, were recorded du-ring fossildiagenesis. Also, ammonites show shape variations, recording unbroken and brecciated for-ms. Mineralogical, textural and structural features are the consequence of variable pressures in the system during burial and differential behavior of ammonites against pressure system changes.

Key words. Fossildiagenesis, Los Molles Fm., ammonites, breccia, hydrocarbons.

Palabras claves. Fosildiagénesis, Fm. Los Mo-lles, amonoideos, brecha, hidrocarburos.

La Cuenca Neuquina constituye una de las principales cuencas hidrocarburíferas del país y cuenta con al menos tres rocas madres de hidrocarburos comprobadas (formaciones Los Molles, Vaca Muerta y Agrio), objeto de interés durante los últimos años como reservorios no convencionales tipo shale oil y shale gas. La localidad tipo de la Fm. Los Molles (Jurásico), Chacay Melehue (Guli-sano y Gutierrez Pleimling, 1995), es conocida por la diversidad y abundancia de su registro fosilífero, incluyendo amonoideos. Estudios previos en fosil-diagénesis en el área fueron realizados por Pera Vallejos y Cesaretti (2013, entre otros) con énfasis en las inclusiones fluidas de los minerales cementantes. En esta contribución se presentan nuevos datos mediante el análisis mineralógico y textural en amonoideos, con el fin de conocer la evolución de los fluidos asociados a la generación y migración de hidrocarburos.

Los amonoideos fosilizados (figura. 1a-c) se localizan dentro de sucesivos niveles que conforman la secuencia relevada. Los amonoideos brechados se encuentran en las zonas aledañas a estructuras de fallamiento menores y los amonoi-deos enteros en zonas sin disturbación tectónica. En ambos casos se identifica la misma secuencia paragenética, calcita I-baritina-calcita II, observándose características distintivas sobreimpuestas a estos minerales. Calcita I es de grano muy fino, se

presenta turbia y en contacto con el organismo fosilizado. La turbidez de la calcita se debe a inclusiones microscópicas del cuerpo del organismo y a pirita, también presente en restos del amonoideo.

Baritina se observa como relleno poikilotópico del amonoideo, presenta abundantes inclusiones fluidas acuosas y orgánicas tanto primarias como secundarias; las inclusiones fluidas orgánicas emiten fluorescencia color celeste blanquecina (hidrocarburos livianos) bajo luz ultravioleta (UV). En el amonoideo que se preserva entero (Figura. 1a), la baritina presenta planos de macla rellenos con calcita II (Figura. 1a’) y con impregnaciones de bitu-men. La baritina está fracturada y sólo en ocasiones se observan micrométricos desplazamientos de los planos de macla (Figura. 1a’). En el amonoi-deo brechado (Figura. 1b-c), la baritina incluye fragmentos del organismo. En algunos casos se observan óxidos de hierro que reemplazan parcialmente a los fragmentos del organismo (Figura. 1b) o rellenan planos de macla en baritina.

Calcita II es de grano grueso, límpida, presenta inclusiones fluidas orgánicas que emiten fluorescencia color celeste blanquecino (hidrocarburos livianos) bajo luz UV. En el amonoideo entero calcita II es escasa, se encuentra solo en posición periférica en el contacto con calcita I y baritina. En el amonoideo brechado calcita II es muy abundante, cementa zonas brechadas e incluye tanto fragmentos del organismo como fragmentos de la baritina previa y presenta maclado polisintético (Figura. 1b´). Durante la diagénesis temprana se habría iniciado la degradación del organismo, precipitación de pirita y de calcita I en contacto con la roca de caja incorporando inclusiones de la misma como así también de pirita. La primera manifestación de hidrocarburos en el sistema está registrada en la precipitación de baritina, la cual presenta abundantes inclusiones fluidas con hidrocarburos livianos. Temperaturas de homogeneización de las inclusiones fluidas acuosas en baritina obtenidas por Pera Vallejos y Cesaretti (2013) dan valores entre 120º y 150ºC que coinciden con la ventana de generación de hidrocarburos líquidos ± gas húmedo. La materia orgánica tanto de la caja hospedante como del amonoideo pudieron generar estos hidrocarburos incrementando la presión de fluidos dentro y fuera del organismo. En algunos casos los amonoi-deos no fueron fracturados y la baritina rellenó el espacio interno del organismo. En otros casos, los amonoideos se comportaron de manera frágil fracturándose y los fragmentos generados quedaron inmersos en la baritina poikilotópica.

Un segundo pulso de hidrocarburos queda registrado en la precipitación de calcita II, la cual presenta inclusiones fluidas de hidrocarburos livianos, también presentes en las inclusiones fluidas secundarias de la baritina. Este segundo pulso de migración de hidrocarburos produjo un nuevo incremento en la presión de los fluidos. En los amonoideos

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Figura 1. a) Amonoideo entero (no brechado), a’) baritina fracturada con plano de macla relleno por calcita II; la flecha roja señala el desplazamiento micrométrico de la fractura y del plano de macla. b) Amonoideo semi-brechado, b’) brecha con fragmentos de amonoideo y baritina. c) Amonoideo brechado, c’) calcita I en contacto con roca de caja pero no con los fragmentos producidos durante la segunda fracturación (flecha roja); calcita II cementa el segundo evento de barechamiento.

enteros la calcita II precipitó en contacto con la calcita I y baritina, zona de debilidad preexistente que favoreció la migración de los fluidos. En este caso la presión fue sensiblemente menor pudiendo ser absorbida por el maclado de la baritina y por la fracturación de la misma; los planos de macla, actuaron como zonas favorables para el ingreso de los fluidos que precipitaron calcita II (figura. 1b´) e impregnaron con bitumen. En los amonoideos brechados se generó un nuevo pulso de fracturación que incrementó el volumen del amonoideo y precipitó abundante calcita II con textura clasto flotante que incluyó a nuevos fragmentos del organismo (que no se encuentran en contacto con calcita I; figura. 1c´), como así también fragmentos de baritina previa (figura. 1b´). En los amonoideos previamente brechados, la presión actuó con mayor intensidad dando lugar a un nuevo brechamiento (textura brecha en brecha) y a la precipitación de calcita II maclada. Posteriomente durante la exhumación, se produjo la oxidación de pirita a óxidos de hierro que reemplazaron a los clastos y que migra-ron a través de planos de macla, zonas de debilidad favorables para la migración de fluidos.

Se interpreta una evolución diagenética diferencial donde los fluidos mineralizantes y orgánicos, registran durante la fosilización del organismo aumento de presión asociado a la compresión. Los amonoideos enteros, ubicados en zonas periféricas a las fallas, se comportaron como un cuerpo con-crecionario no rígido (Seilacher, 2001) absorbiendo la deformación a través de planos de macla y mi-crofracturas, en un estado de presiones en “equilibrio”. Los amonoideos brechados ubicados en cercanías a las zonas de falla, registran estado de sobrepresión a través de la rotura de los organismos en distintos pulsos, evidenciado en la textura brecha en brecha, vinculado a un proceso multiepi-sódico.

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LOW-CA PYROXENE REACTION CORONAES IN THE BASALTS OF ALTA SIERRA DE SOMÚN CURA VOLCANIC COMPLEX. NORTH PATAGONIA

Remesal, M. B.^1,2*; Cerredo, M.E.² Cordenons, P. D.^1,2 and Salani, F. M.^1,2

¹   Departamento de Geología, FCEN, Universidad de Buenos Aires, Int. Güiraldes 2160 (C1428EGA), Pabellón II, Ciudad Universitaria, Buenos Aires, Argentina.

²   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, Int. Güiraldes 2160 (C1428EGA), Pabellón II, Ciudad Universitaria, Buenos Aires, Argentina. E-mails: remesal@gl.fcen.uba.ar (M. B. Remesal). cerredo@gl.fcen.uba.ar (M. E. Cerredo). padacorde@gl.fcen.uba.ar ( P. D. Cordenons). flaviamsalani@gmail.com (F. M. Salani).

Abstract. Low-calcium pyroxene occurs in the basaltic rocks of the Alta Sierra de Somún Curá Volcanic Complex belonging to different chemical and petrographical groups. Textural and composi-

tional variations of the pyroxene are described, along with the development of reactions rims and coronaes. The several typologies of low-Ca pyrox-ene are evaluated as tools for the petrological evo-lution of the host rocks.

Keywords. Low-calcium pyroxene, reaction zones, volcanism, Alta Sierra de Somún Curá, Mi-ocene, North Patagonia.

Resumen. “Coronas de reacción en torno a piroxeno de bajo calcio en los basaltos del Complejo Volcánico de Alta Sierra de Somún Curá, Pata-gonia Norte”. Esta contribución se refiere a la presencia de piroxeno de bajo contenido en calcio en las rocas basálticas del Complejo Volcánico de Alta Sierra de Somun Curá ; el citado piroxeno aparece en basaltos de diferentes grupos petrográficos y químicos. Se describen ya analizan las variaciones texturales y composicinales del piroxeno así como la presencia de anillos y coronas de reacción.

Las diversas tipologías reconocidas se evalúan como herramientas útiles para la interpretación evolutiva de las rocas portadoras.

Palabras clave. Piroxenos de bajo calcio, zonas de reacción, vulcanismo, Alta Sierra de Somún Curá, Miocene, Patagonia Norte.

SOMUN CURA PLATEAU

_Q Somún Cura Plateau 4o<

500 km

50km

42° -

4%r

Post-p/afeau volcanic complexes ASSC Alta Sierra de Somún Cura

Plateau Basalts

Volcanic Complex

Figure 1. Geological sketch of the Somún Curá Magmatic province, with indication of the ASSCVC.

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Figure 2. TAS diagram displaying the full compositional spectrum of the post-plateau association of de ASSCVC. Data from Maro and Remesal (2012) and own unpublished information.

Introduction. The Alta Sierra de Somun Cura Volcanic Complex (ASSCVC) is a bimodal assem-blage dominated by lava flows with subordinated pyroclastic contributions located at central Río Negro province, within the Oligo-Miocene Somún Curá Magmatic Province (figure 1). The ASSCVC defines a bimodal subalkaline-alkaline trend with a gap be-tween 54 and 58 SiO₂ wt %, as commonly found within the Somún Curá province.

Several bimodal volcanic buildings make de highest reliefs (~ 1500-1600 m. a.s.l.) of the Com-plex, they are arranged along a nearly 25 km-long belt, of NNW-SSE strike set within a low relief vol-

canic field of basaltic composition and roughly circular outline (~ 400 km²). The basaltic rocks ASS-CVC belong to distinct chemical groups: subalka-line, transitional, alkaline basalts and minor under-saturated rocks.

An outstanding petrographic characteristic of the transitional and alkaline basalts is the presence of low-calcium pyroxene crystals, with character-istic low birrefringence and low- to null extinction angle, surrounded by reaction coronaes composed of clinopyroxene+olivine, either in aggregates or as a simplectitic intergrowths. This contribution deals with the low-calcium pyroxene occurrences within

Figure 3. SEM image of low-calcium pyroxene (opx) and its clinopyroxene (cpx) rim (type a); represen-tative spectra of both phases are also shown. This is the type in equilibrium occurring in subalkaline ba-salts of ASSCVC.

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the different groups of basalts of the ASSCVC, their characterization and petrologic meaning in the evolution of the post-plateau magmatism of the Somún Curá province.

Methodology. The basaltic components of the ASSCVC were first analyzed with the petrographic microscope which allowed a preliminary grouping on the basis of modal mineralogy. Later some se-lected, representative samples of each group were submitted for whole rock chemical analysis (at Act-Labs, Canada) and/or were further subjected to semiquantitative analysis of mineral compositions. The EDS spectrometer-SEM (scanning electron mi-croscope) of the Centro de Microscopías Avanzadas (Buenos Aires University) allowed the in situ determinations of mineral compositions.

The basic components of Alta Sierra de Somún Curá Volcanic Complex. General de-scription of the ASSCVC (Franchi et al., 2001 and references therein) indicate its post-plateau nature and dominant alkaline character. Several contribu-tions have also contributed to the knowledge of this Complex (Maro and Remesal, 2011 and 2012; Re-mesal et al., 2011, Salani et al., 2008). The pres-ence of different groups of basalts has been al-

ready indicated (Remesal., 2000, Remesal et al., 2007).

The basaltic rocks ASSCVC belong to distinct chemical series:

a)  An oldest subalkaline group of basalts and basaltic andesites is found at the base of some volcanic successions in the volcanic field. They also occur associated with trachytes in the bimodal volcanoes of the ASSCVC.

Rocks are generally porphyric, with plagioclase phenocrysts often accompanied by olivine and rarely orthopyroxene microphenocrysts, Disequilib-rium processes are displayed by rounded, crivated clinopyroxene and plagioclase crystals, along with plagioclase-orthopyroxene aggregates. The ground-mass is a fine to medium grained either subophitic plagioclase-pyroxene intergrowth, or intergranular, plus olivine and opaque minerals; glassy patches occur occasionally. Posthumous immiscibility tex-tures are common.

b)  On the basis of their alkalis content within the TAS diagram, a second group of transitional basalts is recognized. This group embodies both subalkaline as alkaline terms, plotting in the basalt, trachybasalt, basaltic andesite and basaltic tra-chyandesite fields. Rocks occur mainly as spatter cones in the volcanic field and subordinately within

Figure 4. SEM image of low-calcium pyroxene (opx) outlined by a clinopyroxene (cpx)-olivine (oliv) coro-nae (type b) occurring in transitional subalkaline basalts. Representative spectra of the three phases are shown. Note the limited coronae development (~ 0.15 mm) in relation to the core diameter (~ 15 mm).

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the bimodal volcanoes. Chemical composition as well as modal mineralogy allows a further grouping into subalkaline and alkaline transitional groups. The former is represented by scarcely porphyric rocks with olivine and rare plagioclase microphenocrysts, set in a fine intergranular groundmass made of plagioclase, clinopyroxene, olivine, opaque miner-als. Posthumous immiscibility patches are often present. In addition, rocks commonly bear a crystal population of plagioclase, clinopyroxene and plagio-clase-ortopyroxene aggregates characterized by disequilibrium features (rounded or irregular out-lines, spongy rims). Orthopyroxene surrounded by a olivine-clinopyroxene coronae of simplectitic tex-ture complete the disequilibrium associations found in this basalt group.

The group of alkaline transitional basalts, in turn, is generally aphyric except for the presence of tiny olivine microphenocrysts, and crystals and aggregates in disequilibrium as the above de-scribed. The intergranular to ophitic groundmass is composed of plagioclase, clinopiroxene, opaque minerals and olivine; glassy patches are common.

c) Trachybasalts and trachyandesites alkaline rocks occur chiefly as eruptive phases and lesser large lava flows of the volcanic field. The phenoc-ryst assemblage includes olivine and clinopyroxene, accompanied by rare orthopyroxene crystals sur-rounded by well developed clinopyroxene-olivine simplectite coronae, generally with an outer reac-tion zone of olivine crystals. Crystals are immersed in a fine to very fine-grained groundmass rich in alkaline feldspar, plus clinopyroxene, olivine, opaque minerals and common glassy patches

d) Lastly a minor component in the volcanic field are sodalite-bearing foidites occur locally, in restricted bulbous effusions. Olivine, large sodalite crystals and green clinopyroxene are the phenoc-ryst phases, accompanied by accessory amounts of apatite.

Low-calcium pyroxene texture/typology.

Low-calcium pyroxene is a common (although not ubiquitous) phase within the basalts of ASSCVC except for the undersaturated rocks. The low-calcium pyroxene occurs in several typologies in the different basaltic groups.

a)  Crystals in equilibrium. They occur only in the subalkaline basalts and basaltic andesites as euhedral prismatic crystals slightly larger than groundmass grain size but within the same textural network. Low-calcium pyroxene is commonly out-lined by thin (< 30 m) discontinuous rims of clinopyroxene.

Semiquantitative mineral determinations indícate an overall low-calcium pyroxene composition: Wo₄\ En₇₅\ Fs₂i, and a clinopyroxene rim with Wo~₃₀; En~₅₀; Fs~2o

b)  Low-calcium pyroxene surrounded by a thin simplectite clinopyroxene-olivine rim. This type is found in transitional (mostly subalkaline) rocks, relie low-calcium pyroxene ranges from 0.4 up to 3 mm in size, and reaction zones generally display irregular thickness (0.15-0.5 mm). EDS mineral determinations indícate an overall low-calcium pyroxene composition: Wo~₃\ En~₆₆\ Fs~₃i, and a clinopyroxene rim with Wo~₃₅; En ~₄₄; Fs~-|₈.

Figure 5. SEM image of low-calcium pyroxene (opx) outlined by a clinopyroxene (cpx)-olivine (oliv) co-ronae (type c). Representative spectra of the three phases are shown. Note the large coronae thickness (~ 0.45 mm) enveloping a central crystal of ~ 3 mm. Image corresponds to a trachybasalt.

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Figure 6. Bar chart displaying the difference between whole rock composition and average low-Ca pyroxene for the significant major oxides (expressed in weight percent).

c) Low-calcium pyroxene surrounded by a well developed reaction coronae. This type is commonly found in alkaline rocks; low-calcium pyroxene oc-cur either as single crystals (0.5 to 2 mm), or crys-tals with subgrains (2-4 mm) and within larger polymineral enclaves (up to 5 cm). EDS mineral de-terminations indicate an overall low-calcium pyrox-ene composition: Wo~₄; En~₈₀; Fs~₁₅, and a cli-nopyroxene rim with Wo~₃₀; En ~₅₅; Fs~₁₅.

Discussion. The different habits, textures and compositions shown by low-Ca pyroxene in the basalts of ASSCVC indicate distinct relations with the host magma. Thus, the euhedral (type a) habit occurring in subalkaline basalts and basaltic andesites was confidently interpreted as a crystal in equilibrium with the host magma, except for the thin clinopyroxene rim, whereas the presence of coronae with clinopyroxene-olivine associations (extra phases such as phlogopite, plagioclase may be occasionally present) indicate some type of dis-equilibrium with the host rock. It has been probed on experimental grounds (Shaw et al., 1998; Shaw, 1999) that clinopyroxene-olivine coronaes around low-Ca pyroxenes are in fact reaction zones resulting from low pressure reaction of or-thopyroxene with Si undersaturated alkaline melts.

Although our mineral composition data base was acquired by EDS determinations, and is there-fore of semi quantitative nature, some reliable trends may be interpreted from more than the sev-enty mineral determinations performed on the core low-Ca pyroxene and the clinopyroxene-olivine coronae assemblages. A constant decrease in the X_Mg from low-Ca pyroxene ® clinopyroxene ® oli-vine is displayed by the alkaline samples (type c).

Analogous decreasing X_Mg is observed between low-Ca pyroxene and its clinopyroxene rim in the subalkaline samples (type a), whereas no signifi-cant difference was appreciated in the type b py-roxene and its envelope occurring in the transition-al subalkaline samples.

In this connection, figure 2 may help to interpret such differences in the trends of X_Mg. Figure 2 dis-plays the differences between whole rock compo-sitional data and average low-Ca pyroxene mea-surements for each major oxide. Therefore some comparison may be established among the groups of basalts:

– similar positive contrasts for TiO₂, Al₂O₃, CaO, Na₂O and K₂O are evident in all cases

– SiO₂, MgO, CaO and X_Mg (expressed as per-centages) show negative values and

– FeO displays disparate trends in alkaline and subalkaline rocks: it is higher in the alkaline rocks than in their included low-Ca pyroxenes, the in-verse relation holds for the subalkaline samples.

Fairly thin coronae (Figure 3) are developed when the difference in silica contents between the host rock and the low-Ca pyroxene are limited and FeO values in the liquid are lower than in the py-roxene.

Conclusion. Several typologies are displayed by the low-Ca pyroxene in each basaltic group of the el ASSCVC. The low-alkalies subalkaline rocks bear crystals in quasi equilibrium, whereas in tran-sitional and alkaline basalts the low-Ca pyroxene is enveloped by reaction zones.

The origin of this last type of pyroxene could be related to:

– An earlier fractionation stage of the same

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host liquid. This may correspond to the crystals with narrow reaction zones (type b) of the transi-tional subalkaline rocks.

– A mixing event between early cumulus phas-es fractionated from a saturated magma which be-cames in contact with a undersaturated, alkaline liquid. The thick, well developed reaction zones around pyroxene of the alkaline basalts are inter-preted in this way.

– Different types of reaction zones (i.e: includ-ing thickness, compositional contrasts with the whole rock, presence of extra phases) may be the result of several variables: time and temperature of reaction, composition of the host liquid, composition of low-Ca pyroxene, which are the objective of an ongoing research.

Acknowledgements. This is a contribution to UBACYT 20020130100650BA project.

BIBLIOGRAPHY

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Maro, G. and Remesal, M, B. 2011. El Vulcanismo de la Alta Sierra de Somún Curá: El Cerro Corona, Provincia de Río Negro, Argentina. XVIII Congreso Geológico Argentino. S6. Evolución

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Remesal M.; Maro, G.; Mackern, A.; Parica, C.; Salani, F.M. and Cerredo, M. E. 2011. Volcanic centres in the Alta Sierra of Somún Curá and surroundings, Patagonia, Argentina. 22^Th LAK 2011, Abstracts: 150, Heidelberg. Alemania.

Remesal, M.B.; Parica, C.A; Salani, F.M. and Cerre-do, M.E. 2007. Compositional variations in Post Plateau Basalts of Somun Cura, Patago-nia. 20^th Colloquim on Latein American Earth Sciences. Kiel. Abstracts: 53-54.

Remesal, M. 2000. Centros eruptivos sobre la meseta basáltica de Somún Curá, Patagonia extrandina, Argentina. 17 Geowissenschaftli-ches Lateinamerika-Kolloquium. Stuttgart. Deustchland. CD 63.

Salani, F.; Remesal, M. and Cerredo, M. E. 2008. Somun Curá post- plateau stage: large bimodal complexes, northern Patagonia. Argentina. In-ternational Association of Volcanology and Chemistry of the Earth´s Interior. General As-sembly Reykjavík, Iceland.

Shaw, C. S. J., Thibault, I., Edgar, A. D. and Lloyd, F. E. 1998. Mechanisms of orthopyroxene dis-solution in silica-undersaturated melts at 1 at-mosphere and implications for the origin of silica-rich glass in mantle xenoliths, Contribu-tions to Mineralogy and Petrology, 132: 354-370

Shaw, C. S. J. 1999. Dissolution of orthopyroxene in basanitic magma between 0.4 and 2 GPa: further implications for the origin of Si-rich al-kaline glass inclusions in mantle xenoliths, Contributions to Mineralogy and Petrology, 135: 114-132.