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CALIZAS CRISTALINAS DE AGUA DE LAS PALOMAS, SIERRA DE ACONQUIJA, SIERRAS PAMPEANAS SEPTENTRIONALES: CARACTERÍSTICAS MINERALÓGICAS Y QUÍMICAS

 

Rosales Daneri, Julieta¹; Cisterna, Clara E.²; Aldonate María D.³; Vides María E.³

¹   Geoandina, Neuquén.

²   Facultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo, UNT–CONICET. Miguel Lillo 205, 4000, Tucu-mán. claracisterna@csnat.unt.edu.ar

³   Fundación Miguel Lillo.

Resumen. En Agua de Las Palomas (sierra de Aconquija, Catamarca), se presentan bancos tabulares y lentes de calizas cristalinas y esquistos calcosilicatados. Las calizas cristalinas están compuestas por Cal+Dol+ Act+Phl±Chu±Spl+Ttn+Ap, Cal +Phl+Act+Ttn+Ap, Cal + Phl, Cal+Chu+Di+Ap +Phl y Cal+Fo+ Clc+Pl+Di+Ttn+Ap. El pico metamórfico corresponde a facies anfibolitas alta, acorde a una temperatura de 700 º C. Se adjudica a estas rocas un protolito sedimentario, correspondiente a limolitas impuras, dolomías y lutitas. La composición química es principalmente cálcica pero significativos contenidos de alúmina se vinculan con la existencia de arcillas depositadas como impurezas. En las Sierras Pampeanas Septentrionales, las rocas analizadas se pueden comparar con los mármoles de: el miembro La Calera (sierra de Ancasti), Peñas Azules (Cumbres Calchaquíes) y Cerrillos (sierra de Aconquija).

Palabras clave. Calizas cristalinas, calcosilica-tos, metamorfismo, Neoproterozoico – Paleozoico Inferior, Sierras Pampeanas Septentrionales.

Abstract. “Agua de Las Palomas marbles, sierra de Aconquija, Sierras Pampeanas Septentrionales: mineralogical and geochemical characteristics”. In the Agua de Las Palomas area (sierra de Acon-quija, Catamarca) crops out tabular and lenticular levels of marbles and calc- silicate schists. Mar-bles are composed by Cal+Dol+Act+Phl±Chu± Spl+ Ttn+Ap, Cal+Phl+Act+Ttn+Ap, Cal+Phl, Cal+Chu+ Di+Ap +Phl and Cal+Fo+Clc+Pl+Di+Ttn+Ap. The metamorphic peak is related to high amphibolite facies, according to a temperature of 700 º C. A sedimentary protolith, represented by impure lime-stones, dolomites and shales, was indicated for the studied rocks. The chemical composition is mainly calcic but they also have important contents of aluminum oxides related with the presence of clays deposited as impurities. Along the Sierras Pampeanas Septentrionales, the analized rocks can be compared with the marbles of: La Calera mem-ber (sierra de Ancasti), Peñas Azules (Cumbres Calchaquíes) and Cerrillos (sierra de Aconquija).

Keywords. Marbles, calc- silicate schists, me-tamorphism, Neoproterozoic – Lower Paleozoic, Sierras Pampeanas Septentrionales.

Introducción. En el noroeste de Argentina existen amplios territorios integrados por rocas del basamento ígneo-metamórfico de las Sierras Pampeanas Septentrionales. Estas rocas son el testimonio de una compleja historia evolutiva y fueron objeto de numerosos estudios desde principios de 1900. En la sierra de Aconquija fue Rassmuss en 1918, quien analizó las rocas del basamento con mayor detalle en el tramo sur. Posteriormente, si bien se sumaron diferentes trabajos sobre la geología, estructura y petrografía de las metamorfitas, las referencias sobre la existencia de calizas cristalinas sigue aun siendo escasa. En el sur de la sierra de Aconquija, hacia el este de la cuesta de La Chilca, fueron reconocidos y descriptos bancos de calizas cristalinas en Agua de Las Palomas (Ahumada, 1978), estudiados en detalle por Rosales Daneri (2014).

En el presente trabajo se analizan los bancos de calizas cristalinas que se presentan concordantes con las unidades metamórficas en Agua de Las Palomas (cuesta de La Chilca), juntamente con los esquistos calcosilicatados relacionados con ellas. El estudio de la geología, mineralogía y características químicas permitirá: interpretar las condiciones de metamorfismo alcanzadas por estas rocas, definir la naturaleza del protolito y comparar los litotipos en el marco regional de las Sierras Pampeanas Septentrionales.

Marco geológico. La sierra de Aconquija (NO de Tucumán-SE de Catamarca) se extiende entre los 26°44´52” y 27°45´06” S (figura 1a). Se trata de un bloque alargado de rumbo noreste-suroeste, compuesto por unidades que integran el basamento ígneo-metamórfico del Neoproterozoico – Paleozoico Inferior. Las rocas más representativas corresponden a metamorfitas de bajo, mediano y alto grado, migmatitas, granitoides y fajas de milonitas. Mientras que las manifestaciones de mármoles son saltuarias y de reducidas dimensiones.

En el sector sur de la sierra de Aconquija, al este de la cuesta de la Chilca (27°37´41” – 27°37´45” S y 66°08´48” – 66°08´57” O), se presentan concordantes con las metamorfitas los bancos de calizas cristalinas de Agua de Las Palomas (figura 1b). En esta zona los litotipos dominantes son esquistos y anfibolitas con intrusiones de pequeños cuerpos lenticulares y venas de granitoi-des y pegmatitas. Asociados con las calizas cristalinas se intercalan capas de esquistos calcosilica-tados.

Los esquistos representan el litotipo más abundante, son grises-verdosos, de grano fino a medio y se caracterizan por presentar un importante ban-deamiento. La asociación mineral que caracteriza

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estas rocas es Qtz+Pl+Bt±Grt±Sill±Crd+Ilm+Ap+Zrn. Las anfibolitas constituyen delgadas capas (espesores menores a 50 cm) y lentes (no mayores a 1,5 m de longitud) concordantes y en contacto neto con los esquistos y las calizas cristalinas. Se trata de rocas negras-verdosas, de grano fino y marcada esquistosidad, integradas por Hbl+Pl± Bt+Ilm+Ttn.

Los esquistos calcosilicatados se ubican en el borde de los bancos de calizas o intercalados a lo largo de ellos. El espesor de estas capas no excede los 30 cm. Son rocas de grano fino a medio, generalmente bandeadas, compuestos por un dominio rico en cuarzo y plagioclasa (o microclino) y por otro negro verdoso con Hbl+Ep-Zo+Di+Grt+ Ttn+Cal+Ap y Hbl+Ep-Zo+Ttn+Cal+Ap.

Calizas cristalinas de Agua de Las Palomas. Conforman bancos tabulares y lenticulares, plegados, que se extienden de manera discontinua a lo largo de 0,75 km con dirección SO – NE. Su potencia varía entre 5 y 30 m y, acorde a las variaciones en su color y textura, se reconocen los siguientes tipos:

– Calizas cristalinas blancas: son el litotipo más abundante (70 % del total de la corrida, aproximadamente). Son rocas límpidas, macizas y de mayor competencia relativa al resto de las calizas, estando constituidas por Cal+Dol+Act+Phl±Chu±Spl+ Ttn+Ap. Hacia la zona de contacto con los esquistos presentan bandeamiento de unos pocos cm,

definido por la existencia de diópsido y epidoto. El tamaño de grano es medio a grueso, con blastos romboedrales de hasta 2,5 cm. Son comunes los porfiroblastos de espinelo octaédricos y azules (5 mm), junto a clinohumita anaranjada (2 mm). La dolomita se reconoce microscópicamente intercrecida con calcita.

– Calizas cristalinas rosadas: representan un 20% de los afloramientos y se encuentran formando lentes, de contactos netos, intercalados en las calizas blancas. Su asociación mineral consiste en Cal +Phl+Act+Ttn+Ap. Presenta textura fina con blastos euhedrales de calcita donde es posible distinguir su clivaje perfecto romboédrico. Blastos de tremolita verde, de aproximadamente 2 mm de largo y hábito fibroso y de epidoto verde amarillento de 1 mm pueden observarse diseminados.

– Calizas cristalinas blancas-amarillentas a verdosas: son escasas (alrededor de 5% en la corrida). Se intercalan con las calizas blancas como bandas de pocos centímetros (máximo 40 cm de espesor). La textura es seriada, con blastos de calcita romboédricos euhedrales (1 cm eje mayor). Son más friables que el resto de las calizas y en ellas también se reconoce annita (2 mm) y flogopi-ta dorada (1 mm). Están integradas casi exclusivamente por calcita, siendo la composición Cal + Phl.

– Calizas cristalinas grises: sólo representan alrededor de un 5% del total de afloramientos. Se trata de rocas de grano fino, compuestas por Cal+Chu+Di+Ap+Phl y Cal+Fo+Clc+Pl+Di+Ttn+Ap.

Figura 1. a. Mapa geológico regional de Sierras Pampeanas Septentrionales de Tucumán y Catamarca. b. Mapa de la cuesta de La Chilca.

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Figura 2. a. Diagrama CaO-MgO-FeO+MnO donde se observa la composición de las calizas. b. Diagrama propuesto por Herron (1988) y c. Diagrama utilizando los parámetros de Niggli (1920), ambos permiten identificar el protolito. d. Diagrama normalizado a corteza continental (Taylor y McLennan, 1995).

Metamorfismo. Sobre la base de las observaciones microscópicas y al análisis mediante rayos x de algunos minerales (actinolita, flogopita, espinelo, calcita, epidoto, annita, clinohumita, clino-cloro), se definieron para las calizas cristalinas las siguientes asociaciones:

– Cal+Dol+Act+Phl±Chu±Spl+Ttn+Ap, – Cal +Phl+ Act+Ttn+Ap, - Cal + Phl, - Cal+Chu+Di+Ap +Phl+ Di y Cal+Fo+Clc+Pl+Di+Ttn+Ap. La asociación Fo + Cal + Tr +Dol es un adecuado indicador de temperaturas, siempre que la presión sea conocida por otros procedimientos Winkler (1978). A 5 kb el intervalo de temperaturas para esta asociación sería de 680° a 700° C, con valores de X CO₂ comprendidos entre 0,87 y 0,3. Mientras que para Fo + Cal +Di +Dol, las temperaturas son iguales o ligeramente superiores a las temperaturas máximas de la paragénesis anterior (Winkler, 1978). Asimismo, ante temperaturas mayores se desarrollan las paragénesis Di + Fo + Cal + Tr o Di + Fo + Cal. La presencia de Al₂O₃ en estas rocas (tabla 1), permite la formación de clinocloro, una clorita magnésico-alumínica (Winkler, 1978), aunque ante altas temperaturas metamórficas y presiones relativamente bajas, el clinocloro puede ser reempla-

zado parcialmente por la espinela magnésica-alumí-nica (Winkler, 1978). En ausencia de cuarzo esta clorita persiste hasta altas temperaturas, como lo demuestra el hecho de que la paragénesis Fo+Cal+Dol+Clc haya sido observada en rocas de medio y alto grado (facies anfibolitas, zona de la si-llimanita); asimismo si la roca contiene potasio (tabla 1) también es posible la formación de flogopita en lugar del clinocloro (Trommsdorff, 1996; entre otros). Los esquistos calcosilicatados presentan Grt+Zo+Pl+Cal+ Qtz+Hbl+Di+Scp+Ttn+Ap y Pl+Cal+Hlb+Mc+Zo+Qtz+ Ttn+Ap, asociaciones que con granate (o sin granate), diópsido, escapolita, plagioclasa y hornblenda son diagnósticas de la fa-cies de las anfibolitas (Miyashiro, 1973).

Geoquímica. Las determinaciones químicas se realizaron mediante espectrometría de fluorescencia de rayos X en el Laboratorio de Geoquímica del Instituto de Geología y Minería de la Universidad Nacional de Jujuy. Estos datos corresponden a óxidos mayores, menores y algunos de los elementos trazas más comunes, obtenidos sobre roca total en 11 muestras representativas (tabla 1).

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Tabla 1. Composición química de las rocas analiz muestra 12 3 6 8	adas. 10 24 25 21 22 32
Si02 % 5.971 4.770 3.145 5.040 11.280	6.690 9.086 5.472 45.407 60.115 49.282
Ti02 0.061 0.009 0.065 0.014 0.019	0.072 0.048 0.094 1.402 2.883 3.300
A1203 0.891 0.004 2.017 0.016 0,004	0,566 0.829 2.705 13.963 9.205 16.026
FeO 0.224 0.126 0.247 0.121 0.199	0.435 0.360 0.172 7.277 5.381 9.561
Fe203 0.249 0.140 0.275 0.135 0.222	0.483 0.400 0.191 8.088 5.980 10.626
MnO 0.007 — 0.017 — 0.005	0.011 0.012 0.005 0.247 0.131 0.182
MgO 12.428 2.441 1.097 3.339 19.785	1.030 12.347 3.096 5.111 3.308 5.636
CaO 46.034 54.27 51.118 51.927 34.872	54.084 46.175 50.893 21.879 15.375 11.630
Na20 0.002 0.001 — 0.001 0.001	0.001 ...... 0.560 0.033 0.924
K20 0.093 0.001 0.031 0.001 0.010	0.111 0.038 0.352 0.858 0.070 1.625
P205 0.051 0.061 0.037 0.065 0.060	0.064 0.071 0.088 0.533 1.442 0.409
Bappm 20 — 20	20 20 367 72 263
Hf 2 — 2 ......	— 2 2 3 6 3
Nb 4—4 ......	4 7 24 52 18
Zr 47 — 49 ......	50 58 138 269 131
Y 10 — 9 ......	10 10 24 51 18
Sr 405 — 536	573 561 396 283 403
Rb 5 — 4 ......	5 8 41 5 60
Ni 2 — 2 ......	2 2 8 4 39
Co 2 — 2 ......	2 2 37 26 44
Cr 2 — 2 ......	2 2 49 68 167
Th 2 — 2 ......	2 2 4 2 2
U 2—2 ......	2 2 2 2 2
Para determinar posibles modificaciones los datos químicos obtenidos por procesos de metamorfismo y/o alteraciones se emplearon algunos parámetros, como las relaciones Mn/Sr, Mg/Ca y Sr/ Ca (c.f. Jacobsen y Kaufman, 1999; entre otros). Las muestras analizadas presentan para Mn/Sr valores entre 0,06 y 0,24 (sugeridos menores a 0,6). Con el mismo fin se calcularon los valores relativamente altos para Sr/Ca >10-3 y bajos contenidos de Mn Â800ppm (c.f. Veizer, 1983). La relación CaO-MgO-FeO+MnO (figura 2a) permite indicar una composición principalmente cál-cica (muestras 2, 3, 6, 10, 25) para la mayoría de las calizas cristalinas. Esto coincide con las asociaciones minerales que caracterizan las rocas, representadas en su mayoría por calcita (> %95 modal) junto a la presencia de silicatos ricos en Ca y de apatito. Un menor enriquecimiento en magnesio (muestras 1, 8, 24) se relaciona con un aumento en el contenido de dolomita, aunque también coincide con la presencia de clinohumita, clinocloro, flogopita y espinelo en estas rocas. De acuerdo a la relación Mg/Ca (entre 0,01 y 0,47), la composición inicial de las calizas varía entre limolitas impuras y dolomías, acorde al criterio de Condie et al. (1991), quien sugiere como parámetros comparativos para Mg/Ca = 0 - 0,75. En base a relación log SiO2/Al2O3 vs log Fe2O3/K2O (c.f. Herron, 1988) (fi-	gura 2b) el protolito de las rocas calcosilicáticas y anfibolitas corresponde a lutitas y lutitas ricas en Fe. Los datos químicos también se utilizaron para realizar el cálculo de los parámetros de Niggli (Ni-ggli, 1920). En el diagrama que relaciona al-alk vs c (figura 2c) las calizas cristalinas se ubican entre la zona de las limolitas y las dolomías impuras; los calcosilicatos se aproximan al campo de las pelitas. En general, con excepción del Ca, Mg, Fe, Mn, Pb, Sr y Ba, los elementos que componen las calizas cristalinas están contenidos en las fases no carbonáticas, es decir en los minerales aluminosili-cáticos. Las calizas cristalinas que incluyen minerales como clinohumita, flogopita y/o actinolita muestran enriquecimiento en el óxido de aluminio y el mayor contenido para este óxido se presenta en calizas cristalinas con annita (ej. muestra 25), que asimismo están enriquecidas en óxido de potasio (tabla 1). Las calizas con mayor contenido de óxido de magnesio se comparan con mármoles dolomí-ticos y también presentan bajos porcentajes de alúmina, corroborando su composición casi exclusiva de carbonatos de Ca y Mg. En un diagrama normalizado a corteza continental (figura 2d), las calizas muestran un marcado empobrecimiento en K que se relacionaría con la ausencia de feldespato potásico y/o micas en estas rocas. Las calizas y las rocas calcosilicáticas muestran enriquecimiento

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en Sr respecto de la composición promedio de la corteza, lo que se vincula a la presencia de calcita.

Interpretaciones y conclusiones. Los bancos de calizas cristalinas y los esquistos calcosili-catados son concordantes con los esquistos bandeados y acompañan la estructura principal de la zona. Rosales Daneri (2014) indica que el conjunto de metamorfitas que se disponen alternantes con rumbo NO-SE y altos ángulos de inclinación, definen una estructura S₀ posiblemente coincidente con la estratificación original.

– Sobre la base de las variaciones petrográficas y mineralógicas es posible distinguir diferentes tipos de calizas, con asociaciones minerales específicas que se traducen en sus características químicas.

– El análisis de los datos químicos permite indicar que no se habría producido movilización (o fue relativamente baja) de sus componentes químicos durante los episodios de metamorfismo que actuaron en la zona. Las calizas presentan composiciones que varían desde un 54% a un 34% de CaO, que permiten definirlas como mármoles calcíticos y mármoles dolomíticos, respectivamente.

– De acuerdo a la relación Mg/Ca = 0 - 0,75 (c.f. Condie et al., 1991) es posible indicar que las calizas varían composicionalmente entre limolitas impuras y dolomías. La presencia de otros óxidos en su composición testificaría la existencia de impurezas en la roca original, posiblemente arcillosas por ser ricas en alúmina y también minerales detríticos como circón (Condie et al., 1991). En relación con las rocas calcosilicatadas, el protolito correspondería a margas ricas en calcio – magnesio y la presencia de escapolita estaría relacionada con niveles de evaporitas en el protolito (cf. Munyan-yiwa, 1990).

– En relación con las condiciones de metamorfismo alcanzadas, de acuerdo a las isógradas de reacción propuestas por Winkler (1978) para los grados medio y alto de metamorfismo, las calizas cristalinas analizadas coinciden con las asociaciones que alcanzan temperaturas relativamente altas de la facies anfibolitas, caracterizadas por la presencia de forsterita – tremolita (actinolita) – calcita – dolomita. La existencia de forsterita – diópsido – calcita – dolomita es un indicativo de fracciones relativamente altas de CO₂ en la fase fluida que podría producir un incremento de 10° a 20° C (Winkler, 1978). Para las calizas ricas en magnesio, la presencia de diópsido también se asocia con fluidos ricos en CO₂ (XCO₂ > 0.9) (c.f. Munyan-yiwa, 1990). En síntesis, las asociaciones minerales indicadas sugieren que las calizas cristalinas alcanzaron un pico metamórfico con temperaturas cercanas a 700° C y en un ambiente relativamente rico en CO₂ (a una presión aproximada de 5 Kb). Para los esquistos calcosilicatados, sobre la base de los estudios realizados sobre el metamorfismo

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Figura 3. Diagrama ACF para las rocas analizadas y metamorfitas del marco geológico regional. Campos: A esquistos, gneises y migmatitas; B granulitas hipersténicas sierra de Quilmes; C rocas calcosilicatadas sierra de Ancasti; D ortoanfi-bolitas; E granulitas calcosilicatadas sierra de Fiambalá. 1 rocas pelíticas; 2 rocas cuarzo-felde-spáticas; 3 rocas calcáreas; 4 rocas básicas; 5 rocas magnésicas.

de margas ricas en calcio, el desarrollo de granate, plagioclasa y cuarzo indica rangos de temperatura entre 400º y 600º C (Winkler, 1978). Sin embargo esta asociación puede mantenerse a temperaturas mayores (hasta 875° C a 2 kb) cuando el cuarzo es escaso (Boettcher, 1970). El granate junto a zoisita, diópsido y esfena cristalizaría en fases ricas en H₂O (XCO₂ - 0.0 – 0.4) en las rocas calcosilicáticas (c.f. Munyanyiwa, 1990).

– En el marco geológico de las Sierras Pampeanas Septentrionales existen ejemplos comparables con las metamorfitas de Agua de Las Palomas. En la sierra de Ancasti (figura 1a), en el miembro La Calera (Miller y Willner, 1981) (complejo Sierra Brava) existen lentes y bancos de mármoles con Ca+Dol+Ol+Chu+Clc±Spl, concordantes con esquistos, gneises y anfibolitas (figura 3). En el caso de las calizas de Peñas Azules, en las Cumbres Calchaquíes (Ávila et al., 1999), se les adjudica un origen ligado a procesos de sedimentación química y metamorfismo (Ávila et al., 1999). En la misma sierra de Aconquija se ubican las calizas cristalinas de Cerrillos (González, 1978), predominantemente cálcicas, con epidoto, granate, diópsi-do, apatito, flogopita y ortosa, que podrían considerar equivalentes a las calizas cristalinas del área de estudio. En las Cumbres Calchaquíes, sierras de Aconquija y Ancasti también se hallan niveles de calcosilicatos de origen sedimentario (Toselli et al., 2003) y metamorfizados según las facies esquistos verdes – anfibolitas.

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EL DEPÓSITO DE WOLFRAMIO DE LA MINA LA INDEPENDENCIA, LA RIOJA, ARGENTINA. PARTE I: MARCO GEOLÓGICO Y PETROGRÁFICO

Ryziuk, Juan F.¹; Sardi, Fernando G.¹; Cisterna, Clara²; Alderete, Mario³; Peralta, Eduardo⁴

¹   INSUGEO (CONICET/UNT). Miguel Lillo 205. (4000) San Miguel de Tucumán, Argentina.

²   CONICET y Facultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo, UNT. Miguel Lillo 205. (4000) San Miguel de Tucumán, Argentina.

³   Facultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo, UNT. Miguel Lillo 205. (4000) San Miguel de Tucumán, Argentina.

⁴   Geologo consultor.

Resumen. El depósito de wolframio de la mina La Independencia está vinculado espacialmente al granito post-tectónico Los Coloraditos, de probable edad Carbonífera, sierra de Velasco, provincia de La Rioja. El yacimiento está formado por varias vetas epigenéticas de origen hidrotermal. La roca de caja es una facies félsica aplítica del granito Los Coloraditos, el que muestra texturas granofíricas y pertíticas; la albita de esta textura habría sido reemplazada por cuarzo sobretodo en cercanía a la vetas. Los minerales accesorios son escasos y consisten en muscovita, biotita, circón, granate, fluori-

ta, mientras que la turmalina y el epidoto serían minerales producto de alteración.

Palabras clave. Mineralización de wolframio, granito Los Coloraditos, sierra de Velasco.

Abstract. “La Independencia wolfram-bearing deposit, La Rioja, Argentina. Part I: geological and petrographic setting”. La Independencia wolfram-bearing deposit is spatially related to post-tectonic Los Coloraditos granite, probably of Carboniferous age, Sierra de Velasco, province of La Rioja. The deposit consists of several epigenetic veins of hy-drothermal origin. The wall rock is a felsic aplite facies of the Los Coloraditos granite, which shows granophyre and perthitic textures; the albite of this texture would have been replaced by quartz espe-cially in proximity to the quartz-vein. Accessory minerals are scarce and consist of muscovite, bi-otite, zircon, garnet, fluorite, while the tourmaline and epidote would be minerals of alteration.

Palabras clave. Wolfram mineralization, Los Coloraditos granite, sierra de Velasco.

Introducción. Las vetas de cuarzo-wolframita de la Mina La Independencia (o Los Coloraditos) se ubica en el sector centro-occidental de la sierra de Velasco, departamento Chilecito, provincia de La Rioja (Argentina). Geológicamente, la sierra de Ve-

Figura 1. a. Mapa geológico de la sierra de Velasco, con indicación de la zona de estudio (modificado de Grosse et al., 2011); b. Imagen satelital del Cerro Los Coloraditos, al oeste de la sierra de Velasco (tomado de Google Earth).

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lasco está constituida por granitos de diferentes edades y evolución. Las vetas de la Mina La Independencia se encuentran alojadas en un granito claro, muy cerca del contacto de éste granito con su roca de caja metamórfica.

La mayoría de los yacimientos hidrotermales de la sierra de Velasco están relacionados genéticamente al magmatismo carbonífero (Sardi et al., 2013). Se alojan en la cúpula de los granitos pa-rentales o bien en la roca de caja metamórfica de estos, muy cercanos al contacto entre ambos (Sar-di et al, 2013). La morfología es habitualmente veti-forme y la paragénesis en la mayoría de los casos es de W –wolframita principalmente- (Báez et al., 2012; Sardi et al, 2010). El yacimiento La Independencia ha sido explotado hacia principio y mediados del siglo anterior. En la actualidad, las labores se encuentran abandonadas y algunas de ellas tapadas con derrubios.

La presente contribución tiene como objetivo dar a conocer el contexto geológico regional y local del depósito de wolframio de la mina La Independencia como así también la petrografía de la facies félsica aplítica del granito Los Coloraditos que constituye la roca de caja de las vetas.

Geología Regional. La sierra de Velasco forma parte de la provincia Geológica de Sierras Pampeanas (Argentina). Está constituida esencialmente por granitoides de diferente naturaleza petrográfica de edad paleozoica (Báez et al., 2005; Toselli et al., 2005) y reducidos afloramientos de metapelitas y metapsamitas que por correlación se la designan aquí como Formación La Cébila, definida en la vecina sierra de Ambato ubicada más al norte (González Bonorino, 1951).

El magmatismo de la sierra de Velasco tiene un carácter temporalmente polifásico: uno desarrollado preponderantemente durante el Ordovícico y otro durante el Carbonífero (Toselli et al., 2007). Los granitos Ordovícicos ocupan mayor extensión que los Carboníferos y se sitúan en los sectores noro-ccidental, occidental y centro de la sierra con composición sienogranítica y monzogranítica con muscovita y biotita, ocasionalmente cordierita, siendo geoquímicamente peraluminosos (Toselli et al., 2007). Hacia el sur de la sierra se encuentran granitos Ordovícicos que presentan composición tona-lítica a granodiorítica con accesorios tales como allanita, titanita, magnetita, biotita y hornblenda (Bellos, 2008).

Figura 2. Fotomicrografías del granito Los Coloraditos. a. Textura granofírica (text grf); b. Textura per-títica con reemplazo de albita por cuarzo. c. Epidoto II en el granito Los Coloraditos, N//: nicoles paralelos; NX: nicoles cruzados.

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En la sierra de Velasco se han reconocido zonas de cizallas con orientación general NNO-SSE, que afectan las rocas graníticas del ordovícico y a partir de las cuales se originaron rocas miloníticas (López et al., 2007). Este cizallamiento habría tenido lugar durante el Silúrico superior-Devónico inferior (Höckenriener et al., 2003).

Los granitos Carboníferos intruyen las unidades precedentes y se encuentran ubicados en el extremo norte y sector noroeste, y en la parte central y centro-oriental de la sierra (Báez et al., 2004; Dahlquist et al., 2006; Grosse et al., 2009) (figura 1a). Corresponden a granitos de carácter post-tec-tónicos, sin indicios de deformación, de composición sienograníticas y monzogranítica con biotita y muscovita como minerales accesorios más importantes.

Geología del área. El cerro “Los Coloraditos” de dirección meridional, en donde se emplazan las vetas de la mina La Independencia, es una pequeña ‘península’ que se desprende hacia el oeste de la sierra de Velasco (figura 1b). Está conformado por un granito granatífero colorado, sin deformación, de textura equigranular a levemente porfírica, denominado granito Los Coloraditos. La roca de caja del granito granatífero Los Coloraditos consiste en una metamorfita de color oscuro con evidentes signos de deformación y con intrusiones de venas y venillas de cuarzo, menos frecuentemente por diques de pegmatitas estériles (Alderete y Peralta, 1969). Cerca del contacto, en ocasiones ésta roca se presenta marcadamente más oscura y con textura afanítica, masiva, dando lugar a una corneana resultante de un episodio de metamorfismo térmico.

Granito Los Coloraditos. El granito Los Coloraditos presenta litofacies diferenciadas, entre ellas un sienogranito aplítico gris muy claro, equi-granular, que es el que contiene a las vetas de la Mina La Independencia. Al microscopio, la roca presenta una textura hipidiomórfica a xenomórfica, in-equigranular seriada; esporádicamente con textura granofírica (figura 2a). El principal constituyente de esta roca es el cuarzo. Este mineral tiene hábito generalmente anhedral y a menudo la extinción es ondulosa a levemente ondulosa. El microclino es pertítico, aunque sin embargo, hacia cercanías de las vetas de cuarzo, la albita de esta textura habría sido reemplazado por cuarzo en donde se muestra en finas bandas usualmente paralelas y levemente curvadas (figura 2b); en el contacto entre estas bandas puede aparecer muy fina serici-ta. La plagioclasa se presenta con cristales anhe-drales y subhedrales, maclados polisintéticamente según ley Albita.

Los minerales accesorios de la roca granítica de la caja de las vetas son escasos, modalmente menos del 5% sobre el total. Consisten principal-

mente en muscovita con láminas que pueden alcanzar ½ mm y biotita, más pequeña; ambas comúnmente aparecen asociadas. La fluorita es un mineral poco frecuente, y se observa con hábito idio-morfo, de color verde claro y con buen desarrollo del clivaje octaédrico. El circón es idiomorfo prismático con terminaciones bipiramidales en algunos casos y de alto relieve; se halla incluido principalmente en biotita, raramente en cuarzo. Hacia el contacto con las vetas de cuarzo, la turmalina y el epidoto se hacen más frecuente. El primero aparece según cristales subhedrales a euhedrales de hábito prismático corto, característicamente pleo-croico. Mientras que el segundo, con granos eu-hedrales a subhedrales, está generalmente asociado a biotita, o se ubica en espacios intersticiales (figura 2c).

Discusión. El granito Los Coloraditos muestra una relación de campo netamente intrusiva sobre rocas deformadas atribuidas al magmatismo de edad Ordovícica de la sierra de Velasco. Los granitos Ordovícicos a su vez, contienen colgajos de techos, tabiques y enclaves de rocas metamórfi-cas atribuibles al Precámbrico superior-Paleozoico inferior. Los fenómenos de metamorfismo de contacto producidos por la intrusión del granito Los Coloraditos se manifiestan por la aparición de cor-neanas.

Este cuerpo habría tenido un emplazamiento somero atestiguado por sus rasgos texturales (ejemplo, la textura granofírica). Por otro lado, no muestra típicas texturas de deformación y las relaciones de campo indican un carácter netamente intrusivo a rocas deformadas atribuidas al Ordoví-cico. Estas observaciones y teniendo en cuenta la evolución del magmatismo de la sierra de Velasco (Toselli et al., 2007; Grosse et al., 2009; Dahl-quist et al., 2010) es posible inferir, a priori y ciertas reservas, que la edad relativa de este pequeño cuerpo portador de granate sería Carbonífera.

Las vetas que constituyen la mineralización de la mina La Independencia tienen una relación espacial con una facies félsica aplítica del granito Los Coloraditos muy cerca del contacto con la roca de caja. Esta constituye una de las manifestaciones de wolframio relacionada a granitoides juntamente con la de El Durazno ubicada al norte y El Canta-dero hacia el flanco centro-oriental de la sierra de Velasco y que también estarían vinculadas al mag-matismo de edad Carbonífera (Báez et al., 2012; Sardi et al., 2010). Sin embargo, la mina La Independencia no tendría relación con la faja wolframí-fera de la vecina provincia geológica del Sistema de Famatina de comprobada edad Ordovícica (Sardi et al., 2005; Sardi y Stein, 2012).

La secuencia metalogenética incluye la intrusión del cuerpo granítico Los Coloraditos a niveles corticales muy someros, muy probablemente durante el Carbonífero; fracturación en la cúpula del gra-

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nito, muy probablemente por enfriamiento; y relleno de estas fracturas por material silíceo acompañado por la mineralización hidrotermal de wolframio.

Conclusión. Las vetas de cuarzo-wolframio que constituyen la Mina Independencia se alojan en la cúpula de Granito Los Coloraditos muy cerca del contacto con la roca de caja metamórfica.

A base de las relaciones geológicas de campo de la roca granítica portadora de las vetas de cuarzo y de acuerdo al estudio textural del mismo, se infiere que la mineralización tendría relación con el magmatismo de edad Carbonífera de importante desarrollo en la sierra de Velasco.

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EL DEPÓSITO DE WOLFRAMIO DE LA MINA LA INDEPENDENCIA, LA RIOJA, ARGENTINA. PARTE II: TEXTURA Y MINERALOGÍA DE LAS VETAS

Ryziuk, Juan F.¹; Sardi, Fernando G.¹; Cisterna, Clara²; Alderete, Mario³; Peralta, Eduardo⁴

¹   INSUGEO (CONICET/UNT). Miguel Lillo 205. (4000) San Miguel de Tucumán, Argentina.

²   CONICET y Facultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo, UNT. Miguel Lillo 205. (4000) San Miguel de Tucumán, Argentina.

³   Facultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo, UNT. Miguel Lillo 205. (4000) San Miguel de Tucumán, Argentina.

⁴   Geólogo consultor.

Resumen. El depósito de wolframio de la mina La Independencia está vinculado espacialmente al granito Los Coloraditos el cual sería un producto del magmatismo Carbonífero de la sierra de Velasco, provincia de La Rioja. La morfología es vetiforme y la composición de la mena es de W. Las vetas están formadas esencialmente por cuarzo y presentan una textura masiva de cristalización primaria y en menor medida, textura sacaroide. La mineralización hipogénica se compone de wolframita, magnetita, molibdenita y bismutinita, y los minerales de ganga son principalmente silicatos y pirita. La alteración hidrotermal principal en la roca de caja es la silicificación. La turmalinización, y en menor medida, musco-vitización y propilitización afectan tanto al granito como a las vetas de cuarzo.

Palabras clave. Mineralización de wolframio, textura masiva, textura sacaroide, sierra de Velasco.

Abstract. “La Independencia wolfram-bearing deposit, La Rioja province, Argentina. Part II: texture y mineralogy of the veins”. La Independencia wolf-ram-bearing deposit is spatially related to the post-tectonic Los Coloraditos granite of probable Car-boniferous age, sierra de Velasco, La Rioja prov-ince. The morphology is vein-like and the ore-min-erals composition is W. The veins are formed es-sentially of quartz and present a massive texture of primary crystallization and to a lesser extent a secondary saccharoidal texture. The hypogenic mineralization consists of wolframite, magnetite, molybdenite and bismuthinite, and gangue minerals are mainly silicates and pyrite. The main hydrother-mal alteration in the wall rock is the silicification. The tourmalinization and to a lesser extent, musco-vitization and propylitization affect both the granite as well to quartz veins.

Keywords: Wolfram-bearing mineralization, massive texture, saccharoidal texture, sierra de Velasco.

Introducción. La mina La Independencia está ubicada en el sector centro-occidental de sierra de Velasco, en la provincia de La Rioja, Argentina. Este depósito tiene relación espacial con una facies fél-sica aplítica del granito Los Coloraditos, de probable edad Carbonífera. En la actualidad, existen labores que se encuentran abandonadas y algunas de ellas tapadas con derrubios.

Los primeros estudios de estas vetas hidrotermales corresponden a Kantor (1913), quien describe la geología local, las características de la mine-ralización y su génesis. Con mayores detalles, profundizaron estos contenidos Alderete y Peralta (1969). Tanto Guerrero et al. (1970) como Angelelli (1984) hacen alusión al depósito tomando como referencias trabajos previos, aunque con hincapié sobre la posición estructural de las vetas y de la mineralización primaria y secundaria.

El objetivo de esta presentación es dar a conocer un estudio detallado de las texturas y caracteres mineralógicos utilizando muestras tomadas en las escombreras.

Mina La Independencia. El rumbo de las estructuras mineralizadas es aproximadamente SO y SE con inclinaciones subverticales hacia el NO y SE (Alderete y Peralta, 1969; Angelelli, 1984). Además, Kantor (1913) identifica vetas de rumbo N-S con inclinación de 80º al E. El espesor de las vetas es de 0.40 m de acuerdo a Kantor (1913), mientras que Alderete y Peralta (1969) reconocen vetas de hasta 1.00 m de espesor (figura 1).

La mineralización principal de las vetas es la wolframita que según Alderete y Peralta (1969) se presenta en cristales de habito tabular, de pocos mm hasta 1 cm de longitud, suborientados según una lineación poco marcada.

La alteración de la roca de caja granítica consiste principalmente en una intensa silicificación. La turmalinización también es marcada en algunos sectores del granito. Respecto a la muscovitiza-ción, es una alteración poco frecuente y se manifiesta con el desarrollo de paquetes laminares de muy pocos centímetros de magnitud y venillas a escala microscópica.

Texturas del cuarzo. Macroscópicamente, el cuarzo de las vetas se presenta según dos principales ocurrencias texturales, aunque comúnmente asociadas:

– Cuarzo masivo, es la principal textura del yacimiento y por el color puede considerarse como: a) Cuarzo masivo gris: son masas anhedrales con fractura concoidea notable. Incluyen pocos minerales tales como muscovita y feldespato subidiomor-fo, blanco y con dimensiones que pueden alcanzar 1,2 cm. También se presentan cristales grandes de turmalina (aproximadamente de 1 cm de longitud) y por sectores óxido de hierro; b) Cuarzo masivo blanco: tiene la particularidad de contener la mayor

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cantidad de sulfuros, principalmente pirita y en menor medida, molibdenita. A su vez, esta clase textural presenta también la mayor cantidad de oquedades (huecos), las que pueden alcanzar aproximadamente unos 3 cm de longitud. En estas oquedades es donde se desarrollan la mayor parte de los cristales idiomorfos y subidiomorfos de pirita. También se observan inclusiones de diminutos cristales idiomorfos de turmalina, pirita y muscovita no mayores a 2 mm de longitud.

Al microscopio el cuarzo masivo presenta un entramado xenomórfico inequigranular, en muchos casos con texturas cataclastica incipiente. La extinción del mineral es siempre ondulosa y fragmen-tosa. Agregados microcristalinos de cuarzo rodean y/o se incluyen en granos de mayor tamaño (figura 2a); además se observan frecuentemente granos alargados de cuarzo con una misma orientación en la roca.

Figura 1. Mapa de detalle de la mina La Independencia (modificado de Alderete y Peralta, 1969).

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Figura 2. Macro y microfotografías de las texturas del cuarzo de la mina La Independencia. a. Venillas e islas de granos microcristalinos de cuarzo en el interior y borde de granos de mayor tamaño del cuarzo masivo de las vetas (microfotografía, NX). b. Fibrolita (fib) incluido en cuarzo de las vetas (microfoto-grafía, N//). c. Macrofotografía de granos individuales del cuarzo sacaroide de las vetas. d. Cristal de cuarzo (Qtz) idiomorfo bipiramidal en las vetas (microfotografía, NX). e. Cristal sobrecrecido de cuarzo (Qtz_‘s´) sobre otro grano de cuarzo, vetas (microfotografía, NX). f. Textura sacaroide remplazando al cuarzo masivo de extinción ondulosa (Qtz), vetas (microfotografía, NX). Referencias: N//, nicoles paralelos; NX, nicoles cruzados.

Acompañan a este mosaico aunque escasamente (Â 1%), plagioclasa anhedral maclada según ley Albita, feldespato potásico, granate y fibrolita (figura 2b).

– Cuarzo sacaroide: se presenta en roca de color blanquecino y localmente con patinas de color rojizo claro atribuible a la impregnación de óxido de hierro. Los individuos de cuarzo son incoloros y

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Figura 3. Macro y microfotografías de la mineralogía de mina La Independencia. a. Turmalina de color azul (Tur), vetas de cuarzo (microfotografía, N// a la izquierda y NX a la derecha). b. Textura pertítica con reemplazado de cuarzo por albita (macrofotografía), vetas de cuarzo. c. Granate (Grt) en cuarzo masivo (macro-fotografía), vetas de cuarzo. d. Molibdenita (Mo) en cuarzo masivo blanco; Tur, turmalina (macrofotografía). e. Limonita (Lim) en los bordes de un grano de pirita (Py), vetas de cuarzo (macrofotografía).

blanquecinos, muy finos (menores a ½ mm) y se el fácil desprendimiento de granos de cuarzo (figu-hallan integrando un mosaico equigranular. La cohe- ra 2c). Este mineral presenta hábito prismático y sividad de estas rocas es muy baja lo que produce formas subidiomorfas a idiomorfas, en algunos ca-

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sos con terminaciones bipiramidales. También se han observado pequeños fragmentos de cuarzo masivo incluidos en la masa sacaroide, lo que permite indicar que este último habría reemplazado al anterior.

Microscópicamente, la roca muestra un mosaico hipidiomórfico de cuarzo aunque en algunos casos, el mineral es idiomorfo prismático bipiramidal en ambos extremos (figura 2d). La extinción es siempre recta y no hay indicios de deformación. La granulometría es equigranular, con granos entre 30 y 200 µm aproximadamente. Solo en casos aislados se observa el sobrecrecimiento de cuarzo sobre granos de mayor tamaño del mismo mineral (figura 2e). Acompañan al cuarzo, en forma subordinada, plagioclasa anhedral con maclado polisintético según ley Albita, a veces en combinación con macla Carlsbad. El feldespato potásico es más escaso que el mineral precedente, al igual que turmalina subhedral y muscovita.

Se destaca que el cuarzo de textura sacaroide reemplaza al masivo ya que se observan nódulos de este tipo de textura que rodean a granos anhe-drales mayores de más de 1 mm de extinción ondu-losa y fragmentosa marcada, típica textura del cuarzo masivo (figura 2f).

Mineralogía descriptiva. Wolframita. en la veta de cuarzo se presenta wolframita en cristales muy pequeños de pocos mm hasta 1 cm de longitud, suborientados según una lineación poco marcada (Alderete y Peralta, 1969). Guerrero (1970) destaca la presencia de tungstita (WO₃) sobre wolframita, de color amarillo claro, también limonita y hematita secundaria. La wolframita constituye el principal mineral de mena.

Turmalina (chorlita). Es un mineral muy común. Aparece en cristales columnares subidiomor-fos e idiomorfos, con numerosos casos de estrías en sus caras prismáticas. El tamaño del mineral es variable: presenta desde cristales milimétricos (generalmente se hallan incluidos en el cuarzo masivo gris) hasta cristales de 2,5 cm de longitud. La turmalina también ocurre como agregados de cristales finos (soles de turmalina). Por sectores se encuentra asociada con muscovita secundaria. Al microscopio se observa que los cristales más pequeños se asocian principalmente al mosaico de cuarzo masivo, mientras que los de mayor tamaño se vinculan o están asociados en grandes láminas de muscovita de 2 a 3 cm. Este mineral muestra su típico pleocroísmo en tonos del verde oliva, aunque también se suman individuos de color azul que permiten definir una turmalina alcalina (elbaíta?) (figura 3a).

Feldespato potásico. Es muy escaso y ha sido observado junto al cuarzo masivo gris. La albita de la textura pertítica de este mineral habría sido reemplazada por cuarzo (figura 3b).

Granate. Se presenta diseminado principalmente en la masa de cuarzo gris (figura 3c). Consiste en cristales idiomorfos, muy pequeños que no exceden el ½ mm. Presenta color rojo, notablemente transparentes a translucidos, y brillo vítreo. Se presentan ejemplares con formas dodecaedros y trapezoedros. Al microscopio, se observa que el mineral se encuentra diseminado en el cuarzo masivo o bien asociado a megacristales de magnetita, y a grandes láminas de muscovita.

Fluorita. No es un mineral común, se halla con granos euhedrales asociado a magnetita.

Magnetita. Es el mineral metálico más común encontrado en las escombreras. Los individuos son subhedrales a anhedrales y están incluidos en el cuarzo masivo blanco. La muscovita es un mineral que comúnmente se asocia a la magnetita y en algunos casos se observa una fina película de limonita en los bordes del mineral.

Molibdenita. Es de color gris plomo (figura 3d), clivaje perfecto, muy pequeña y forma agregados laminares cuya dimensiones no superan 1,2 cm por ½ cm de ancho. Se aloja sobre muy pequeñas diaclasas, en los tres tipos texturales de cuarzo, pero preferentemente en el cuarzo sacaroide.

Pirita. Está presente en los tres tipos texturales de cuarzo, siendo más frecuente en el cuarzo masivo blanco y también en finos granos en el cuarzo sacaroide. Se presenta habitualmente en forma idio-morfa y pueden medir ½ cm. Otro tipo textural de pirita es la que forma agregados masiformes con individuos microcristalinos. Estas masas pueden alcanzar aproximadamente 1 cm. Frecuentemente se observa pirita alterada meteóricamente, dando lugar ocasionalmente a cristales esqueléticos.

Bismutinita. Es un mineral muy escaso, su presencia es casi accidental. Muy pequeño menor a ½ mm incluido en la masa de cuarzo blanco, su-bidiomorfo, clivaje perfecto, y color negro y notable brillo metálico. Su identificación ha sido posible mediante técnicas de SEM-EDS (figura 4).

Epidoto II. Muy fino de escala microscópica, aparece en venas y venillas acompañando a muscovita II, a veces diseminado en las vetas; también en el granito. Es muy escaso. No muestra signos de deformación.

Hematita II. Forma agregados terrosos negros, con raya rojiza característica. Probablemente derive de la alteración de pirita, puesto que a veces se desarrolla en sus bordes (figura 3e).

Discusión. La alteración meteórica de la pirita puede ser explicada por la presencia de material

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Figura 4. a. Imagen SEM de microscopio electrónico de bismutinita (Bis) en el extremo superior derecho del fragmenta. b. Espectro composicional EDS de bismutinita, con indicación de picos en Bi y S.

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limonítico de color rojizo y amarillento sobre bordes y pequeñas fisuras internas de aquel mineral.

La mineralogía de mena (esencialmente wolfra-mita) y de ganga, como así también la alteración hidrotermal (turmalinización, silicificación) observada se correspondería con la de un yacimiento típicamente hipotermal.

El cuarzo masivo se considera como una textura de crecimiento primario en base al concepto de Dowling y Morrison (1988) y Dong et al. (1995). Sin embargo, el cuarzo tipo sacaroide representa una textura de crecimiento secundario y se infiere como formado en etapas post-depositacional del cuarzo masivo, en estadios de menor temperatura, al cual estaría reemplazando. Esta última textura generalmente se identifica en yacimientos epiterma-les donde el cuarzo reemplaza habitualmente a carbonatos (Dong et al., 1995).

Las texturas de deformación observada en las vetas podrían haber sido ocasionadas por efectos del emplazamiento de las mismas sobre una roca de caja rígida.

Conclusión. Las texturas de cuarzo masivo es la dominante en las vetas, y en forma secundaria, cuarzo sacaroide.

– De acuerdo a las texturas del cuarzo, las vetas habrían sido afectadas por fenómenos de recristalización.

– Los minerales hipogénicos son wolframita, magnetita, molibdenita y bismutinita. Entre los minerales de ganga, se encuentran principalmente cuar-

zo, turmalina, pirita, feldespatos, micas, granate, fluorita y fibrolita. La alteración hidrotermal dominante es la silicificación y la turmalinización, y en menor medida, muscovitización y propilitización (conformada por clorita y epidoto).

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METEORITO “REALICӔ: NUEVA CONDRITA ORDINARIA

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

Resumen. “Realicó” es un meteorito encontrado en la Provincia de La Pampa, Argentina. La única masa hallada, con un total de 12 kg aproximadamente, fue recuperada alrededor del año 1970 en el ejido de Realicó, (Latitud 35°01´S - Longitud 64° 19´ O). Para su estudio y clasificación se realizaron tres secciones delgado-pulidas a partir de una pieza de 47.51 g, que fue donada al Instituto de Ciencias Astronómicas de la Tierra y el Espacio (ICATE). La muestra consiste de cóndrulas con diferentes texturas: Radial a Piroxeno (RP), Olivino Barrada (BO), Porfírica - Olivino- Piroxeno (POP) y Granular- Olivino-Piroxeno (GOP), cuyos diámetros varían desde 600 µm a 1,54 mm. La matriz generalmente tiene aspecto desvitrificado con cristales (olivino y piroxeno) y minerales opacos. Los minerales esenciales son olivinos (Fa₂₅) y piroxenos bajos en calcio (Fs₂₁). Los minerales accesorios son sulfuros, óxidos de hierro y metal (Fe-Ni). La composición química de las fases principales indican que “Realicó” es un miembro del grupo L (con-dritas con bajo contenido en hierro). Las observaciones de los minerales y de las texturas permiten clasificarlo como una condrita equilibrada del tipo petrológico 5. Las características de choque en los cristales tales como: extinción ondulante, fracturas planares, bolsones fundidos y la presencia de troilita policristalina indican un estado de choque S3/S4. El fuerte grado de oxidación del metal y de la troilita indica un estadio de alteración W3.

Palabras clave: “Realicó”, Meteorito La Pampa, Condrulas, Condritas.

Abstract. The “Realicó” meteorite was found in La Pampa Province, Argentina. The only mass, with a total of 12 kg approximately, was recovered around 1970 in the Ejido of Realicó (Latitude 35° 01’S - Longitude 64°19' O). Three thin polished sections were prepared from a 47.51g piece, which was donated to the Institute of Astronomy, Earth and Space Sciences (ICATE). The sample consists of chondrules with different textures: Radial Pyroxene (RP), Barred Olivine (BO), Porphyritic-Olivine-Pyroxene - (POP) and Granular Olivine-Py-roxene (GOP), with apparent diameters ranging from 600 microns to 1.54 mm. The matrix looks de-vitrified with crystals (olivine and pyroxene) and opaque minerals. The major minerals are olivine (Fa₂₅) and low-Ca pyroxene (Fs₂₁). Accessory min-erals are sulfides, metal, iron oxides and Fe-Ni metal. The chemical composition of the major phas-

es indicate that “Realicó” is a member of the L group (low iron chondrites). The petrographic fea-tures and textures allow to classify “Realicó” as an equilibrated chondrite of petrologic type 5. The shock features record by crystals such as: undula-tory extinction, planar structure, melt pockets and the presence of polycrystalline troilite indicate a state of shock S3 /S4. El strong degree of oxida-tion of metal and troilite suggest an alteration stage W3.

Keywords. “Realicó”, La Pampa Meteorite, Chondrules, Chondrites.

1. Introducción. Las condritas ordinarias incluyen los grupos H, L y LL. Ellas son los materiales más comunes dentro de la colección de meteoritos, y constituyen más del 85% de los meteoritos observados como caídas. Se caracterizan por una alta abundancia de cóndrulas, con grandes diámetros aparentes (de tamaño milimétrico), con diferentes texturas y composiciones minerales. Algunas de las condritas menos transformadas muestran evidencia de alteración acuosa la cual afecta principalmente a la matriz y en algunos casos a la mesostasis de las cóndrulas (Hutchison et al., 1987). En general, las condritas H, L y LL son similares ya que tienen características petrológicas superpuestas. Para resolver las diferencias sistemáticas entre estos grupos (H, L y LL) se utilizan un número de parámetros específicos (Weisberg, M.K.et al., 2006).Uno de los más usado es el que estipula el Comité de Nomenclatura, donde se tiene en cuenta los rangos apropiados de porcentaje de moles de fayalita en olivino (Fa) y de ferrosilita (Fs) del piroxeno bajo en Ca. Esto permite diferenciar los grupos de condritas ordinarias (figura. 1).

Otro criterio importante a tener en cuenta en estos meteoritos es que ellos muestran una amplia gama de tipos petrológicos que se clasifican de 3 hasta 6, los cuales pueden ser subdivididos en varios miembros (tipos petrológicos 3,0-3,1) dependiendo del grado de alteración. Dodd (1981) adoptó criterios para los tipos petrológicos de las subclases de condritas y estableció las tendencias mineralógicas asociados a cada uno de ellos.

El meteorito “Realicó” fue encontrado en la Provincia de La Pampa, Argentina. La única masa, con un total de 12 kg aproximadamente (figura. 2A), fue recuperada alrededor del año 1970 en el ejido de Realicó, (Latitud 35°01´S - Longitud 64° 19´ O) pero sólo a 1000 metros al sur del límite con la provincia de Córdoba. Una sola pieza de 47.51 g fue donada al Instituto de Ciencias Astronómicas de la Tierra y el Espacio (ICATE), para su clasificación y estudio. El meteorito aún no ha sido enviado al Comité de Nomenclatura de la Sociedad Meteorítica para su aprobación. Al no estar reconocido oficialmente el nombre debe ser escrito entre comillas.

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2.  Metodología y técnicas analíticas. Para el estudio del meteorito se prepararon 3 secciones delgado-pulidas, las cuales luego se analizaron usando microscopía óptica, análisis cuantitativos en microsonda y microscopía electrónica de barrido (SEM). La microscopía óptica se llevó a cabo utilizando el Microscopio óptico (transmisión y reflexión) Olympus BX51 y los análisis en microson-da fueron efectuados con Microsonda electrónica ARL-SEMQ especialmente preparada con estándares internacionales de silicatos y metales para el estudio de meteoritos. Cuenta con 5 espectrómetros (1 TAP, 2 LIF, 2 PET), ambos equipos pertenecen al Instituto ICATE, provincia de San Juan. La técnica de SEM se realizó a través del microscopio electrónico de barrido ZEISS FE-SEM Óigma con EDS y EBSD, en el laboratorio LAMARX de microscopía electrónica y análisis por rayos X de la Universidad Nacional de Córdoba.

3.   Resultados. 3.1. Química Mineral. Se realizaron un total de 79 análisis en 4 áreas distribuidas de manera tal que abarquen todo el mosaico (figura. 2B). Los minerales esenciales son en su mayoría olivinos y piroxenos bajos en calcio (or-topiroxenos). Solo se ha encontrado un clinopiroxe-no en todos los análisis de las áreas estudiadas.

El miembro fayalitico (Fa) del olivino generalmente varía entre 24.44 y 25.40 % en peso, registrándose un valor elevado de 27.15 % en peso en el Área 3 (Tabla 1).

El miembro final ferosilítico (Fs) del piroxeno bajo en calcio, típicamente tiene un contenido que varía entre 20.66 a 21.59 % en peso (Tabla 1).

Los minerales accesorios son principalmente opacos tales como troilita, óxidos y metal Fe-Ni en muy bajas cantidades.

El vidrio de la matriz típicamente contiene SiO₂ entre un 63,71 y 66,51 % en peso. El contenido de Na₂O varía entre 4,23 y 10,26 % en peso. El Al₂O₃ y el CaO oscilan en un rango de 21,45-23,99 % en peso y 1,96-3,09 % en peso, respectivamente.

3.2. Petrología. Los estudios microscópicos de todas las muestras revelan la presencia de las siguientes cóndrulas: radial a piroxeno (RP), olivino barrada (BO) (Figura. 2C), porfírica de olivino- pi-roxeno (POP) y granular olivino-piroxeno (GOP). Las cóndrulas tienen diámetros variables desde 600 µm a 1,54 mm. Algunas cóndrulas se pueden identificar perfectamente pero en muchos casos los límites entre cada cóndrula no se encuentran bien definidos. El vidrio de las cóndrulas es generalmente de aspecto limpio con poca presencia de cristales.

Figura 1. Diagrama representativo de los datos de la base meteorítica para las condritas ordinarias. El conjunto de datos resultante contiene ~ 4600 condritas H, ~ 2950 L, y ~ 570 LL. Los porcentajes de moles de Fayalita (Fa) y de Ferrosilita (Fs) del total de 8179 ejemplares, fueron comparadas con los resultados obtenidos de las 4 áreas estudiadas de la nueva condrita «Realicó». Modificado de Grossman J.N. y Rubin A. E. (2006).

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Figura 2. Fotos del meteorito «Realicó». A) Imagen de la única masa recuperada, con un total de 12 kg aproximadamente y un tamaño de ~ 15cm. En la foto se puede observar la coloración rojiza del meteorito producto del fuerte grado de oxidación que presenta. B) Foto-mosaico realizado con luz reflejada en una de las secciones delgado-pulidas de «Realicó», en el cual se han marcado las 4 áreas donde se hicieron los 79 análisis. C) Cóndrula Olivino Barrada, con un diámetro aproximado de 1 mm. En la imagen tomada con luz transmitida se puede observar una cóndrula de núcleo barrado y en los bordes de la misma formación de pequeños cristales. D) Micrografía con luz transmitida de un bolsón fundido de aproximadamente 1,2 mm de longitud. En el interior se encuentran cristales de olivinos y piroxenos. El vidrio del bolsón tiene aspecto sucio (desvitrificado). E) Olivinos con deformación planar. Micrografía realizada con nicoles cruzados, donde pueden ver dos conjuntos de planos en un cristal de aproximadamente 340µm de longitud. Estas estructuras evidencian un estadio de deformación por choque que va de débil a moderado. F) Imagen con luz reflejada de un cristal de troilita policristalina de aproximadamente 200 µm de longitud. El sulfuro tiene formas irregulares y esta rellenando espacios. Las características de metamorfismo observadas en las troilitas policristalinas permiten clasificar el grado de choque como un S4.

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Tabla 1. Análisis químicos de los piroxenos y olivinos representativos de las 4 áreas estudiadas. Los datos están expresados en porcentaje en peso, con los respectivos miembros finales del piroxeno (Fe-rrosilita (Fs); Enstatita (En); Wollastonita (Wo)) y del olivino (Fayalita (Fa); Forsterita (Fo)).

Mineral	Miembros Finales	Áreas				Promedio
			2	3	4
	Wo	1,4	1,7	1,5	0,0	1,2
Piroxeno	En	77,3	77,6	77,0	79,2	77,7
	Fs	21,3	20,7	21,6	20,8	21,1
Olivino	Fo	74,1	74,9	72,2	75,1	74,1
	Fa	25,4	24,5	27,1	24,4	25,4

La matriz está formada por fragmentos de minerales de olivinos, piroxenos, y minerales opacos. El vidrio de la matriz en general tiene aspecto desvitrificado y en algunos sectores de las muestras se ha observado la presencia de bolsones fundidos (o “melt pockets”). En la figura 2D se puede observar los cristales de tamaños variables dentro de los bolsones fundidos.

Los olivinos tienen extinción ondulosa, deformación planar (figura 2E) y uniones triples de cristales a 120º.

Otro mineral identificado en sección pulida es la troilita policristalina (figura 2F), diseminada a lo largo de la muestra, con formas subeuhedrales y con tamaño que oscilan entre 10 y 200 µm aproximadamente.

4. Discusión. De acuerdo a Van Schums (1967), las condritas ordinarias del grupo L, tienen bajo contenido de hierro total (relación Fe/SiO₂) y alto grado de oxidación por lo que el porcentaje en peso de fayalita varía de 21-26 y 27- 31. El miembro fayalítico (Fa) en las muestras de “Realicó”, oscila entre 24.44 y 25.40 % en peso. Debido al elevado grado de oxidación que la muestra presenta en algunos sectores (área 3) se registró un valor elevado de 27.15 % en peso.

El tipo petrológico fue establecido considerando las siguientes características (Dodd 1981): 1) el contenido de CaO d”1 % en peso: esto se observa en los ortopiroxeno cuyos valores de CaO tienen un rango entre 0.7-0.9 % en peso; 2) características de la matriz: la misma se encuentra recris-talizada; 3) características de la integración matriz-cóndrulas: las cóndrulas están bien definidas pero con escaso delineado. Todas estas observaciones permiten clasificar a “Realicó” como una condrita equilibrada del tipo petrológico 5

Es importante destacar que el vidrio de las cóndrulas tiene un aspecto mucho más limpio que el de la matriz (con aspecto desvitrificado). Probablemente esa diferencia sea consecuencia que el vidrio de las cóndrulas estuvo protegido y menos

expuesto a los procesos de alteración secundario que ha sufrido la matriz del meteorito.

Se observa recristalización en cristales de olivi-nos, además de extinción ondulosa y fracturas pla-nares lo que indicaría según Stöffler et al. (1991), un estado de choque débil a moderado (S3/S4). Otras características que resultan de la presión y la temperatura a la que pudo haber estado expuesto “Realicó” es la formación de bolsones fundidos (figura 2D). Los mismos están compuestos por pequeños cristales de olivinos y piroxenos inmersos en vidrio caracterizados por tener una composición química sin variación. En general los vidrios presentan una composición plagioclasa normativa (Plagioclasa_71,5 Cuarzo_15,4 Corindón_6,2). La presencia de estos bolsones contribuye a asignarle un estado de choque S3/S4, con una presión de choque aproximada que varía entre 10 y 30 GPa.

De acuerdo con Bennett y McSween (1996), la relativa abundancia de las características de metamorfismo observadas en las troilitas policristalinas permite clasificar el grado de choque como un S4.

El índice de alteración se determinó usando la escala de alteración de condritas ordinarias propuesta por Wlotzka (1993), la cual establece un grado de alteración W3, para aquellas condritas cuyos metales y troilitas muestren una fuerte oxidación, transformando cerca de la totalidad de los metales a óxidos de hierro.

5. Conclusión. Basado en los estudios realizados la condrita ordinaria “Realicó” se clasifica como una L5, con un estado de choque S3/S4 y un grado de alteración W3.

Agradecimientos. Agradecemos por la donación de la muestra de “Realicó” al Cont. Spagnotto J. C. (Observatorio El Catalejo de Santa Rosa, La Pampa, Argentina), al Ing. Godoy J. por su asistencia con la microsonda electrónica y al Dr. Acevedo R. por las sugerencias efectuadas al presente trabajo.

El soporte financiero fue recibido de la Agencia (PICT Nº 0142) y CONICET (PIP 063).

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BIBLIOGRAFÍA

Bennett M.E., McSween H.Y. Jr. 1996. Shock featu-res in iron–nickel metal and troilite of L-group ordinary chondrites. Meteoritics and Planetary Science, 31, pp. 255-264.

Dodd, R.T. 1981. Meteorites - A petrologic-chemical synthesis. Supported by the U.S. Air Force, State University of New York, NSF, and Max-Planck-Gesellschaft. Cambridge, England and New York, Cambridge University Press, 377 p.

Grossman J.N., Rubin A. E. 2006. White paper re-port for the Nomenclature Committee on the composition of olivine and pyroxene in equili-brated ordinary chondrites. Unpublished.

Hutchison R., Alexander C. M. O’D., Barber D. J. 1987. The Semarkona meteorite: First recor-ded occurrence of smectite in an ordinary chondrite, and its implications. Geochemica et Cosmochemica Acta. 31, pp. 1103-1106.

Stöffler D, Keil K, Scott E.R.D. 1991. Proposal for a revised petrographic shock classification of chondrites. Meteoritics, 26, pp. 398-399.

Weisberg M.K., McCoy T.J., Krot A.N. 2006. System-atics and evolution of meteorite classification. In D.S. Lauretta and H.Y. McSween Jr., Eds., Meteorites and the Early Solar System II, p. 19-52. University of Arizona Press, Tucson.

Wlotzka, F. 1993. A weathering scale for the ordi-nary chondrites. Meteoritics, 28, p. 460.

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DEPÓSITOS DETRÍTICOS TIPO PLACER DE LOS CAÑADONES BETA Y TORTUGAS, ISLA GRANDE DE TIERRA DEL FUEGO, ARGENTINA

Santamaría Luis^1-3; Acevedo Rogelio D.^1-3; de Barrio Raúl E.²

¹   Centro Austral de Investigaciones Científicas (CA-DIC). Houssay nº 200, 9410 Ushuaia, Tierra del Fuego.

²   Universidad Nacional de La Plata. Instituto de Recursos Minerales, FCNyM. Calle 64 y 120, (1900) La Plata.

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

Abstract. The sands of the Atlantic coast of Tierra del Fuego beaches are characterized by the presence of heavy minerals including gold mined throughout history. The canyons Beta and Tortugas have rich minerals levels composed mainly magnet-ite, garnets, ilmenite and pyroxene, and gold is as-sociated to them. The distribution and abundance of these beds is related to the action of stream cur-rent. The abundant of ilmenite and garnet indicate a possible potential of these deposits as titanium ore or abrasive.

Keywords. Beach, heavy minerals, placer de-posit, cliff, backshore.

El término placer hace referencia a un tipo de yacimiento mineral caracterizado por la concentración natural de minerales pesados procedentes de la denudación de yacimientos primarios o desechos antrópicos debido a la actividad de agentes de transporte exógeno como el agua, el viento o el hielo. El litoral atlántico de la Isla Grande de Tierra del Fuego se caracteriza por la presencia de este tipo de concentraciones, explotadas a lo largo de la historia para la obtención de oro. En este trabajo se han seleccionado dos áreas ubicadas al Norte de la bahía de San Sebastián (figura 1), los cañadones Beta y Tortugas, con el objetivo de estudiar la composición mineral de las arenas de sus playas.

Se recogieron muestras de los niveles ricos ubicados en la zona supramareal para su posterior análisis en el laboratorio, donde se obtuvo el concentrado de minerales pesados a partir de un Knel-son y un elutriador. Con estos concentrados, previamente tamizados se identificaron mediante lupa binocular y microscopio de luz polarizada los distintos minerales. Aquellos minerales de mayor interés fueron analizados mediante microsonda electrónica Camebax SX50 de la Universidad de Oviedo (Asturias, España).

Los minerales presentan una granulometría ma-yoritariamente de tamaño arena, de media a muy fina. La mayor concentración de los niveles enri-

quecidos en minerales pesados se observa al pie de los acantilados (“backshore”), donde forman capas discontinuas, en ocasiones lentiformes, de unos pocos centímetros de espesor. Se observa una mayor abundancia y espesor de las capas ricas en cañadón Beta, donde alcanzan hasta 8cm (figura 1.A). En cañadón Tortugas estos niveles son muy difusos y su espesor escasamente alcanza el centímetro.

Los minerales identificados se pueden agrupar en silicatos y óxidos. El grupo de los silicatos está respresentado principalmente por minerales del grupo de los granates, pertenecientes a la solución sólida almandino-espesartina (figura 1.B). Tambien se identificó circón, titanita, piroxenos (Beta: hipersteno y diópsido, Tortuga: augita y diópsido), plagioclasa (albita), cuarzo, anfíbol (magnesiohornblenda), es-taurolita y turmalina, de la variedad dravita.

Entre los óxidos contenidos en las arenas se identificó magnetita, ilmenita (figura 1.C), hematita, rutilo y corindón. Junto con estos minerales, se identificó oro como fino polvo.

Los granates, piroxeno y circones presentan inclusiones opacas compuestas por magnetita e il-menita, aunque en algunos casos también pueden corresponder a Elementos del Grupo del Platino (Zappettini et al. 2004).

La procedencia de estos materiales se localiza principalmente en los sedimentos de origen glacial, emergidos y sumergidos, que constituyen una parte de los acantilados o terrazas marinas y fluviales de edad cuaternaria (Ponce et al. 2011 y Acevedo et al. 2007). Estos materiales son retrabajados por los cursos fluviales existentes en este sector (Gómez y Martínez 1997) y por la acción erosiva marina, depositándolos posteriormente a lo largo de la costa.

La mayor concentración de estos niveles en cañadón Beta, cuyo arroyo es activo a lo largo de todo el año, frente al cañadón Tortugas donde el flujo de agua es muy esporádico, indica una relación entre la presencia de cursos de agua continuos y la formación de depósitos ricos en minerales pesados.

Estos niveles están representados principalmente por granates, piroxenos, magnetita e ilmeni-ta, dándoles tonos rojizos y oscuros. Asociado a estos niveles se encuentra el oro, por lo tanto actúan como guía para la obtención de dicho mineral. La abundante presencia de ilmenita y granate en las arenas, indica una posible potencialidad del yacimiento como mena de titanio (ilmenita) y/o como material abrasivo (granates).

BIBLIOGRAFÍA

Acevedo, R.D., Roig, C.E., Valín-Alberdi, M.L., Subías, I. y Villar, L. 2007. First gold and other heavy minerals microprobe analysis from Ca-ñadón Beta deposits in the nort part of Tierra

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del Fuego. GeoSur. Santiago de Chile. Libro de Resúmenes, 3.

Gómez, M.A. y Martínez, D.E. 1997. Distribución de minerales pesados en playas del litoral atlántico de la Tierra del Fuego, entre cabo San Sebastián y cabo Domingo. Revista de la Asociación Geológica Argentina 52 (4): 504-514.

Ponce, J.F., Rabassa, J., Coronato, A. y Borromei, A.M. 2011. Palaeogeographical evolution of the Atlantic coast of Pampa and Patagonia

from the last glacial maximum to the Middle Holocene. Biological Journal of the Linnean Society, Palaeogeography and Palaeoclimatolo-gy of Patagonia: Implications for Biodiversity, 103 (2): 363-379. Zappettini, E., Villar, L., Segal, S., Celeda, A., Romano, A. y Acevedo, R.D. 2004. The origin of Platinum in Tierra del Fuego: Geological evi-dence. Bolletino di Geofisica teorica ed appli-cata. Instituto Nazionale di Oceanografia e di Geofisica Sperimentale. 45 (2): 129-132.

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Figura 1. Localización área de trabajo. A) Niveles ricos. B) Granates. C) llmenita.

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ESTUDIO PRELIMINAR DE LOS RASGOS TEXTURALES DE LAS VETAS HIDROTERMALES DE FLUORITA DE LA ZONA DE EL ALTO, CATAMARCA

Sardi, Fernando G., Ryziuk, Juan F.

INSUGEO (CONICET/UNT). Miguel Lillo 205. (4000)

San Miguel de Tucumán, Argentina.

llan estructuras ‘stockwork’ en los granitos. La fluorita aparece en textura principalmente granular, y en algunos casos finamente bandeada (crustifor-me) y brechoide. Predominantemente es de color violeta en diferentes tonalidades. El cuarzo presenta en granulometría variable. Se han observado texturas de crecimiento primario tales como masivo, en peine y zonados, y texturas secundarias de recristalización y reemplazamiento.

Resumen. Las mineralizaciones de fluorita estudiadas en esta contribución se alojan en los granitos Sauce Guacho y Los Mudaderos, en el departamento El Alto, sierra de Ancasti. Las vetas tienen corridas, aunque discontinuas, de pocos cientos de metros y espesores variables desde muy finas venillas de magnitud centimétricas a unos 1,60 metros. En algunos casos, se desarro-

Palabras claves. Fluorita, vetas epitermales, texturas, sierra de Ancasti.

Abstract. “Preliminary study of the textural features of the hydrothermal fluorite-bearing veins from El Alto, Catamarca”. The mineralizations of fluorite are hosted in the Sauce Guacho and Los Mudaderos granites, in the Los Altos area, sierra

Figura 1. Macro y microfotografías de la fluorita de la zona El Alto, Catamarca. a) Textura granular de las vetas de mina Dal (macrofotografía). b) Venas y venillas de fluorita y cuarzo en contacto neto con el granito Sauce Guacho, mina Dal (macrofotografía). c) Fluorita de color violeta con textura zonada, veta de La Isabella (microfotografía, nicoles paralelos). d) Textura brechosa con clastos angulosos de fluorita en matriz de grano de cuarzo muy fino (calcedonia), manifestación de Virgen Morena (microfotogra-fía, nicoles cruzados).

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Figura 2. Microfotografías de texturas de crecimiento primario de cuarzo, Mina Dal. a) Cuarzo zonado con sectores de aspecto ‘turbio’ (nicoles paralelos). b) Textura ‘en peine’ (nicoles cruzados).

de Ancasti. The longitude of the veins, although discontinuous, is of a few hundred meters; the thicknesses is variable from veinlets of centimetric magnitude to around 1.60 m. The ‘stockwork’ is observed in the host-granites. The fluorite appears mainly granular texture, and sometimes crustiform banding texture. The color of the mineral is pre-dominantly violet in different tonalities. The quartz has variable size. Textures of primary growth such as massive, in comb and zonation, and secondary textures of recrystallization and substitution in the quartz has been observed.

Keywords. Fluorite, epithermal veins, textures, sierra de Ancasti.

Introducción. Los yacimientos vetiformes de fluorita de la zona de El Alto se ubican en el sector noroeste de la sierra de Ancasti. Esta sierra forma parte de la provincia geológica de Sierras Pampeanas y geológicamente está constituida por rocas metamórficas de diferentes grados de metamorfismo regional e intrusiones principalmente graníticas.

Aunque las vetas de fluorita se encuentran relacionadas espacialmente con dos de esas intrusiones graníticas (cuerpos de Sauce Guacho y Los Mudaderos), su relación genética no está totalmente definida y será motivo de futuras investigaciones.

Estos yacimientos han sido explotados durante el siglo pasado (mina Dal y Virgen Morena) y en la actualidad las labores se encuentran en un buen estado de conservación, sobre todo las de la mina Dal. Las estimaciones de reservas de mineral realizadas por Petek (1969) habrían alcanzado para entonces en unas 50.000 toneladas con una ley media estimada en un 80 % de fluoruro de calcio.

El objetivo de la presente contribución es dar nuevos aportes al conocimiento textural de las vetas de fluorita del Departamento El Alto, provincia de Catamarca.

Marco geológico. La sierra de Ancasti forma parte de la provincia geológica de Sierras Pampeanas. Está compuesta de un basamento metamórfico e intrusiones ígneas de composición principalmente graníticas (Aceñolaza et al., 1983). Entre estos granitos, se destacan en la zona de mineralización de fluorita, los granitos Sauce Guacho y Los Muda-deros (o Santa Rosa). El primero tiene textura equi-granular de grano fino a medio, composición mon-zogranitico a sienogranitico, mientras que el segundo es porfírico y composición litológica similar al anterior. Geoquímicamente, ambos granitos son pe-raluminosos a fuertemente peraluminosos, y son de carácter sin-colisional a post-orogénica (Ryziuk et al., 2011; Fogliata et al., 2012). Cada granito habría evolucionado individualmente, intruídos en dos pulsos magmáticos cercanos, pero diferentes (Ryziuk et al., 2011). Toselli et al. (2011) determinan que la intrusión de estos granitos habría ocurrido entre el Devónico superior y Carbonífero inferior a base de dataciones U-Pb en monacita.

Características de los yacimientos. Los yacimientos de fluorita se encuentran ubicados en el Departamento El Alto, donde se destaca principalmente la mina Dal, localizada en el sector sureste del cuerpo granítico Sauce Guacho, y las manifestaciones de La Isabella y Virgen Morena, en el sur del granito Los Mudaderos. La mina Dal tiene coordenadas 28º19’47" S y 65º27’27" O, y las coordenadas de La Isabella y Virgen Morena son 28º25’ 30" S – 65º31’42" O y 28º26’35" S – 65º32’02" O, respectivamente.

Los yacimientos consisten de vetas hidrotermales de fluorita con cuarzo y en algunos casos calcedonia que rellenan fracturas y zonas de falla. El rumbo de las vetas en mina Dal es de N 330º; en La Isabella N 200º y en Virgen Morena 230º. La inclinación es vertical a subvertical. En todos los casos, el contacto con la caja granítica es neto. El espesor de las vetas fluoríticas es, variable entre 3 a 4 cm has-

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ta 1,60 m para la mina Dal con una corrida de pocos cientos de metros; espesor de alrededor de 30 cm para Virgen Morena, con el desarrollo de más finas venillas entrecruzadas, tipo stockwork, con un corrida de unos 150 m en forma discontinua; y en Virgen Morena tiene una corrida también discontinuamente de unos 350 m y el espesor visible puede estimarse en unos 55 centímetros.

Texturas y mineralogía. En general, la fluorita de las vetas presenta aspecto macizo granular (figura 1 a y b), y en otros casos, un bandeado paralelo al contacto con el granito. A nivel macroscópico, el mineral tiene generalmente color violeta con diferentes tonalidades, y muy delgadas venillas de cuarzo y calcedonia, en los cuales es frecuente la formación de drusas de dimensiones milimétricas. Estas venillas son generalmente paralelas entre sí, y a veces, anastomosadas. En la veta de Virgen Morena, la fluorita purpura oscuro, de aspecto granular grueso, se desarrolla en los bordes, y en el centro se presenta calcedonia de color claro en textura bandeada coloforme. Los espacios abiertos drusiformes generalmente desarrollados en bandas de calcedonia son frecuentes. El espesor de la banda de calcedonia es de unos 3,3 centímetros.

Al microscopio, se observa que la fluorita desarrolla comúnmente cristales idiomorfos y subidio-morfos, incoloro y violeta claro y en algunos casos este mismo color con mayor intensidad. La textura zonada de la fluorita se desarrolla especialmente en la manifestación de La Isabella (figura 1c). La textura tipo brechosa se ha sido observada en aislados sectores de la manifestación de Virgen Morena (figura 1d).

El estudio microscópico del cuarzo permitió el reconocimiento de varias texturas, las que pueden clasificarse de acuerdo al criterio de Dong et al. (1995) como ‘texturas de crecimiento primario’ (cuarzo masivo, en peine, cristales zonados; figura 2 a y b) y ‘texturas secundarias’ de recristalización y/o reemplazamiento (plumosa y sacaroide, respectivamente). Se reconocieron a estos tipos de texturas espacialmente relacionadas unas con otras en las vetas. Es muy frecuente que el cuarzo, sobre todo el de crecimiento primario, aparece con aspecto ‘turbio’, no límpido a nicoles paralelos, lo que si muestra el cuarzo de texturas secundarias.

Consideraciones finales. De acuerdo a las texturas del cuarzo y de la fluorita, la historia de formación de las vetas habría sido compleja, implicando varios pulsos mineralizantes y eventos de fracturamientos. Se puede considerar que las texturas del cuarzo son aquellas desarrolladas en yacimientos epitermales. Caracteres similares de la fluorita presentados en esta comunicación tales

como la textura granular, bandeado (crustiformes), y en algunos casos brechoides han sido descriptas para un sistema epitermal de vetas de U-F en el Granito Los Ratones en Fiambalá (Catamarca) por de La Hoz et al. (2010).

Aunque la relación genética de las vetas de fluorita con los granitos Sauce Guacho y Los Mu-daderos es por el momento una controversia, y en concordancia con las conclusiones obtenidas por Coniglio et al. (2006) con un depósito de similares características emplazadas en rocas graníticas del Cerro Áspero (Córdoba), la fuente más plausible de flúor pareciera ser el lixiviado de biotita y fluorapa-tito de estos granitos por la acción de fluidos hidrotermales.

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APLICACIÓN DE PROCESOS DE PREPARACIÓN PARA LA ADECUACIÓN DE ARENAS PARA SU POSIBLE USO EN LA INDUSTRIA PETROLERA EN FUNCIÓN DE SUS CARACTERÍSTICAS MINERALÓGICAS

Sarquís P. E.; Cevinelli H.; Matar M. A.; Salem C.; García L.

Instituto de Investigaciones Mineras, U. N. San Juan. psarquis@unsj.edu.ar. Av San Martín 1109 oeste, (J5400) San Juan.

Resumen. Las arenas y los materiales cerámicos usados como agentes de sostén en los yacimientos de hidrocarburos no-convencionales, deben ajustarse a especificaciones muy difíciles de cumplir. Los recursos minerales para preparar arenas que reúnan estas exigencias se extraen de arenas aluviales no consolidadas y de areniscas cementadas. La mayoría de las arenas de playa y de márgenes de río son impuras y demasiado angulosas para ser utilizados en fractura hidráulica (“fracking”).

Las plantas de tratamiento tienen una secuencia de operaciones diseñadas en base a las características mineralógicas de las arenas y a su forma de ocurrencia. Algunas plantas de procesamiento aplican una capa de resina a las partículas. Esta capa ayuda a la arena a fluir como una mezcla y aumenta la fuerza de aplastamiento. La arena debe ser de grano redondeado y sin angulosidades en su superficie. El conjunto de los granos debe soportar elevadas presiones con una mínima rotura, menor al 10% en peso.

Se presentan algunos resultados de estudios sobre materias primas de características variadas y su respuesta a procesos convencionales y especiales. Estos últimos para los casos en que la materia prima ofrece serios problemas de adecuación para su uso en fractura hidráulica. Se relaciona la composición mineralógica con la respuesta a los ensayos normalizados.

Palabras clave. Arenas, procesamiento, mineralogía, ensayos, especificaciones, normas.

Abstract. “Sand deposits processing for oil in-dustry specification and their possible use as frac sands based on their mineralogical characteristics”. Sands and ceramic materials used as proppants in the non-conventional oil extraction, must suit very severe specifications. Mineral resources to prepare frac sands that meet these requirements are mined from unconsolidated alluvial and cemented sand-stones. Most of beach and riverbanks sands are impure and too angular to be used in hydraulic fracturing process (known as fracking). Processing plants comprise a sequence of operations based on mineralogical characteristics and its occur-

rence. Some processing plants apply on particles a layer of resin. This layer helps the sand to flow as a mixture and increases the crushing resistance. Sand should be a spherical grain without angula-tions on its surface. The bulk of grains must with-stand high pressures with minimal breakage, less than 10% by weight. This work presents results studies of raw materials of varied features and their behavior to conventional and special mineral processes. In the last case applies when the grain characteristics offer serious difficulties of adapta-tion as frac sand. The mineralogical composition is correlated to the response to standardized tests.

Key words. Sands, processing, mineralogy, lab evaluation, specifications, standards.

Introducción. El Hidrofracturamiento, que también se conoce como fractura hidráulica, consiste en perforar un yacimiento de petróleo o gas natural a miles de metros de profundidad y el uso de explosivos para crear aberturas en el entubamiento y en la roca vecina al pozo. Luego se bombea a alta presión, una mezcla de agua, arena de fractura-ción y productos químicos con el fin de ampliar las grietas y mantenerlas abiertas. Al fracturar la roca y conservar la comunicación con la perforación, es posible extraer los hidrocarburos contenidos en la formación.

Muestra

T

•     Secado

•    Disgregación

T

Eliminación de gruesos Atrición

Lamas <— Hidro-clasificación

Arenas

Óxidos h— Separación Magnética

Arena procesada

T

Fracciones granulométricas

Figura 1. Esquema de las operaciones de ensayos sobre las muestras de arena.

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La mezcla bombeada a altas presiones, del orden de 400 kg/cm², abre los planos de debilidad, venciendo la presión de la roca sobrepuesta y produce fracturas, los granos de arena quedan como relleno de las fracturas y facilitan el drenaje de los hidrocarburos hacia el pozo.

El fracturamiento hidráulico se conoce desde hace unos 60 años, pero los recientes avances en perforación direccional y otras tecnologías, en combinación con el “fracking”, permiten la extracción de recursos de gas natural y de petróleo que antes no eran económicamente rentables.

Las arenas de depósitos sedimentarios y las areniscas deben ser procesadas para obtener un producto que se ajuste a las exigencias de la norma específica. Muy pocas arenas se adaptan para este uso, las características mineralógicas y en particular la resistencia mecánica y forma de los granos, deben estudiarse con mucho cuidado para definir su aptitud para la industria petrolera.

Arenas de fracturación. Las arenas para “fracking” son arenas silíceas o de dióxido de silicio (SiO₂), con más de un 98% de cuarzo. Las arenas silíceas han sido utilizadas por miles de años ya que tienen muchos usos, desde pavimentación de caminos hasta el filtrado de agua potable.

No todas las arenas de sílice pueden utilizarse para hidrofracturamiento. Para cumplir con las especificaciones, la arena debe estar formada por cuarzo casi puro, muy bien redondeado y debe cumplir con normas de gradación de tamaño. La arena debe tener una alta resistencia a la fuerza de compresión, generalmente entre 400 a 1.000 kg/cm².

Figura 2. Arena procesada clase 30/50#.

Los recursos minerales para preparar arenas que cumplan estas exigentes especificaciones, se extraen de arenas aluviales no consolidadas, de areniscas y areniscas mal cementadas del Cámbrico y Ordovícico. La mayoría de las arenas de playa y de márgenes de río son de baja redondez, son de superficie angulosa y además están muy contaminadas por óxidos y por materia orgánica, para ser utilizados en “fracking”. Argentina, al igual que Wisconsin, tiene algunos recursos de arena que podrían procesarse para producir arenas de uso petrolero.

Procesamiento. No hay en la naturaleza un depósito de arena que se pueda usar en forma directa para fracturación hidráulica. Las arenas deben someterse a procesos de disgregación, depuración y clasificación. Las arenas de fracturación deben ser de tamaño uniforme. Para lograr esta uniformidad, la arena se trata en una planta de procesamiento. La planta debe también lavar, secar, clasificar y almacenar a la arena.

Las plantas de procesamiento están diseñadas en función de las características mineralógicas de las arenas y de su forma de ocurrencia. Cuando se trata de material consolidado, tales como las areniscas en donde los granos están unidos por cementos calcáreos, ferruginosos y arcillas, esta roca debe ser triturada con equipos convencionales para reducir su tamaño. Luego viene una etapa en húmedo en donde se lava la arena, se disgrega, se limpia su superficie, se depura y se eliminan las fracciones excesivamente gruesas y las finas.

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Figura 3. Muestra de arena procesada clase 30/50#.

Los equipos principales comprenden atriciona-dores, zarandas, hidroclasificadores, hidrociclones, clasificadores a espiral, zarandas circulares, hornos de secado, espesadores, etc.

Algunas plantas pueden agregar un proceso ulterior, aplicando a las partículas una capa de resina. El alto valor de las arenas de fracturación ha despertado un gran interés por localizar recursos que se adapten a este uso. Se están estudiando y poniendo en marcha canteras y plantas de procesamiento en la provincia de Neuquén.

El conjunto de los granos debe soportar altas presiones con una mínima rotura, menor al 10% en peso. Los depósitos más viejos, en términos geológicos (cámbricos y ordovícicos), son los que mejor se adaptan para esta aplicación. Se usan distintas fracciones granulométricas, tales como la 20/30, 30/50, 50/70, 70/140 mallas ASTM, etc.

Esfuerzo efectivo sobre el agente de sostén. Para definir el tipo de agente de sostén a utilizar es necesario conocer el esfuerzo al que

Tabla 1. Resumen de los parámetros de los tramos del pozo 2.

Tramo	Compresión 400 kg/cm2 Finos en %		Solubles %	Redondez 0,5	Cuarzo lechoso %
2,4-3	7		5	0,5	20
3-4,5	10		4	0,5	14
4,5-6	9		3	0,5/0,6	19
6-7,5	9		3	0,4	21
7,5-9	9		3	0,5	22
9-10,5	7		3	0,5	34
10,5-12	7		4	0,5	48
12-13,5	8		3	0,5/0,6	22
13,5-15	10		4	0,5	23
15-16,5	9		4	0,5	17
16,5-18	9		4	0,5	20
18-19,5	10		4	0,5	16
19,5-19,9	9		4	0,5	17

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Figura 4. Representación de los cambios en la lechoso en los tramos del pozo 1.

resistencia a la compresión y el contenido de cuarzo

será sometido. El Esfuerzo efectivo es igual a al Estrés menos la Presión Poral dentro la fractura. En los reservorios convencionales se suele considerar de manera conservadora que la presión po-ral es igual a la presión de producción en el fondo de pozo (BHFP). Sin embargo, en un sistema de fracturas dendríticas, como las generadas en sha-le, se debe considerar una pérdida de presión a lo largo de la fractura y, por ende, la presión Poral lejos del pozo será menor que la presión cerca de los punzados.

Esto significa que el agente de sostén que fue inyectado a mayor distancia del pozo (la primera parte de la inyección en el pozo), estará sometido a un menor esfuerzo efectivo y no siempre va a requerir la misma resistencia a la compresión que el agente de sostén bombeado al final de la inyección. Cuando se rompen, los granos de agente de sostén generan una cierta cantidad de partículas finas, las que se reacomodan y terminan por tapar los poros del empaque. La norma API 19C no especifica un valor máximo de finos permitido, pero se suele tomar un 10% como máximo. Es importante definir bien cuál será la presión de confinamiento a la que será sometido el agente de sostén, ya que un material puede ser descartado por su baja resistencia a 700 kg/cm²; pero para en otros casos es más que suficiente que tenga baja rotura a 400 kg/cm².

Cuando se recubren los granos con una película de resina se mejora la calidad del material, esto se debe a que se obtiene una mejor distribución de los esfuerzos entre granos, lo que incre-

menta la resistencia a la compresión del empaque. Los finos generados por la rotura de grano quedan entrampados dentro de la resina y, por ese motivo, no tapan los poros del empaque, y no reducen su conductividad. Hay diferentes calidades de resina y de resinado, por lo cual una arena resinada de buena calidad puede técnicamente competir con agentes sintéticos a un menor costo.

En fracturas convencionales, donde se trabaja con geles de alta viscosidad, se pretende siempre generar un canal de alta conductividad, por lo cual, se busca trabajar con una granulometría de mallas ASTM 20/40 a 12/20. En este tipo de reservorios, una malla fina como la 100, se utiliza poco y no se considera como agente de sostén, pero sí como reductor de filtrado. En reservorios de shale oil se busca, primero, generar una red de fracturas de poco ancho que se crucen en varias direcciones y, después, crear una fractura principal corta que las conecte al pozo. El ancho, en la red de fractura es mínimo. Además, los granos de agente de sostén deben dar una y otra vuelta para pasar de una a otra fractura. En consecuencia, se necesitan primero granos muy finos (por ejemplo: malla 100) y luego se aumenta gradualmente hacia mallas mayores (30/50 o 20/40).

La Redondez y la Esfericidad de los granos se relacionan directamente con la resistencia a la compresión y a la vez con la porosidad y permeabilidad al empaque. Los materiales sintéticos (bauxitas o cerámicas) son los que más se aproximan a una esfera. Para las arenas es conveniente que se

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Figura 5. Representación de los cambios en la resistencia a la compresión y el contenido de cuarzo.

aplique la norma que las regula (redondez y esfericidad promedio mayor a 0,6) ya que, en caso contrario, la conductividad es baja.

Como resumen de lo anterior, se puede decir que al seleccionar el agente de sostén, se debe tener en cuenta cuales son los materiales que están disponibles. No es necesario aplicar durante todo el tratamiento un agente de sostén de alta calidad, por el contrario, se puede utilizar primero arenas naturales, y terminar con un agente de sostén de mayor calidad.

En vista de los grandes volúmenes de agentes de sostén que se necesita para un pozo y su alto costo, se constituye en un ítem muy importante en el costo total de la completación del pozo. Por lo tanto, es imperioso contar con alternativas a los productos importados, es decir, generar las condiciones para producir agentes de sostén en el país, en cantidad y calidad requeridas.

Procesamiento de las arenas. Hay muchos procesos que se pueden aplicar para preparar arenas de fracturación, la selección de los mismos, las condiciones de trabajo y las operaciones, dependen de las características de los yacimientos y también de la disponibilidad de agua, energía, gas, del costo de trasporte, etc. Los procesos más importantes son: trituración, desgaste superficial de los granos, hidro-ciclonado, hidro-clasificación, espesamiento, filtración, secado, separación magnética, clasificación granulométrica. Además están las operaciones complementarias de captación de polvos, tratamiento de efluentes, etc.

Metodología. Las muestras estudiadas para este trabajo provienen de depósitos del sur argentino. Se realizó un control de las arenas y se apartó porciones para estudios petrográficos y para los ensayos de laboratorio. Cuando las muestras correspondían a areniscas consolidadas, se aplicó una secuencia de operaciones de trituración en etapas. Los trabajos de laboratorio se hicieron en el Instituto de Investigaciones Mineras de la UNSJ.

Tanto a las arenas sueltas como a las consolidadas, luego de la trituración, se le aplicaron diferentes procesos de depuración para mejorar la pureza y sus propiedades. El primer proceso fue la atrición, el objetivo fue alcanzar un alto grado de limpieza superficial de granos. Consiste en la agitación de una pulpa densa formada por arena y agua con un atricionador de acero inoxidable usando distintas densidades, velocidades y tiempos de agitación.

Luego de estos procesos, la muestra se trató por hidrociclonado e hidroclasificación para eliminar a los individuos gruesos (mayores a malla 20) y al material fino, inferior a 140 mallas.

La operación siguiente consistió en una separación magnética de alta intensidad con el fin de extraer a las partículas de óxidos de varios metales y granos de cuarzo con inclusiones o incrustaciones de materiales para o ferromagnéticos.

Finalmente, al material procesado se le hicieron una serie de determinaciones con los procedimientos que indica la norma ISO 13503-2:2006, ANSI/ API y estudios complementarios, tales como los mineralógicos (identificación, composición porcentual

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y observación en lupa y microscopio, de acuerdo al tamaño de grano). Estas determinaciones brindaron información para determinar las posibilidades de uso de las arenas y también para vincular su composición mineralógica con sus propiedades físicas. Resultados de estas observaciones se exponen más adelante. En la figura 1 se indica una secuencia típica de estas operaciones.

Resultados. Para los fines de este estudio se realizó un muestreo en un yacimiento de arena se-miconsolidada. Se practicaron perforaciones tomando muestras a distintas profundidades. Estas muestras se procesaron en forma separada y los productos finales se caracterizaron mineralógicamente y se hicieron las determinaciones de sus propiedades según las norma ISO 13503-2:2006, ANSI/API.

En las figuras 1 y 2 se observan las características de las arenas procesadas. Las partículas tienen formas sub-redondeas y se puede distinguir que están formadas mayormente por cuarzo.

Entre los granos de cuarzo se pueden diferenciar dos tipos, las más abundantes corresponden a cuarzo hialino. En las muestras estudiadas este tipo de cuarzo representa entre un 60 y un 70%. Se destaca por su forma redondeada, solo algunos pocos granos tienen bordes angulosos.

Los otros granos son de cuarzo lechoso, si bien estas partículas tienen bordes redondeados y esféricos, su forma suele ser más alargada. La causa de esta diferencia en la forma de los granos obedece a sus propiedades mineralógicas. Como se indica más adelante, esto se refleja en parámetros como por ejemplo la resistencia a la compresión.

En las figuras 4 y 5 se muestran curvas en las que se han representado las características más destacadas de las muestras de cada tramo. Estas propiedades son la resistencia a la compresión a 400 kg/cm² y el contenido de cuarzo lechoso.

La segunda determinación se realizó por estudios mineralógicos en microscopio con analizador de imágenes. Las mediciones se hicieron sobre la fracción 200-600 mµ.

Para reducir los errores de hicieron conteos de partículas en 10 campos en cada caso, promediando los resultados. Se identificaron y contaron las partículas de cuarzo lechoso, las de cuarzo hialino, las de minerales blancos (carbonatos y otras impurezas) y los granos oscuros (óxidos de Fe, Mn, y otros). En las dos gráficas se observa una correspondencia entre los parámetros representados. Esto indica que existe una relación entre el contenido de cuarzo lechoso y la resistencia a la compresión.

En la tabla 1 se han resumido algunos datos importantes del pozo 2, tales como la rotura por compresión a 400 kg/cm² y el contenido de elementos solubles en la mezcla de ácidos que marca la norma; se identifica un tramo del pozo en donde la arena presenta mejores propiedades. Esto ocurre entre los 9 y los 13,5 metros de profundidad. En este mismo tramo se ha determinado un mayor porcentaje de cuarzo lechoso, de entre el 20 y el 50%.

Esta conclusión muestra una relación entre la composición mineralógica y las propiedades de una arena para fracturación, un mayor contenido de cuarzo lechoso es favorable por su mayor resistencia a la compresión y otras propiedades.

Conclusiones. Los procesos que requieren las arenas sueltas y las consolidadas para producir arenas para “fracking”, dependen sobre todo de las características mineralógicas, de su forma y del tipo de yacimiento.

Las propiedades finales del producto depurado también están directamente relacionadas a su mineralogía. En distintas muestras estudiadas se observa que un mayor contenido de cuarzo lechoso les da a las arenas una mayor resistencia a la compresión y por lo tanto mejores posibilidades de adecuarse a las normas para agentes de sostén.

El contenido de cuarzo lechoso, determinado como la media del conteo en varios campos del microscopio sobre clases granulométricas cerradas, muestra que en los tramos de los pozos en donde aumenta esta variedad de cuarzo, hay una mayor resistencia a la compresión y menor pérdida por solubilidad.

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CARACTERIZACIÓN GEOLÓGICA Y MINERALÓGICA DEL SISTEMAS DE VETAS EPITERMALES NE-SO DEL DISTRITO MINERO ANDACOLLO, PROVINCIA DE NEUQUÉN

Strazzere, Leonardo¹, D’Annunzio, M. Celeste¹ y Tamborindeguy, Melisa ²

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

²   CORMINE SEP.

Resumen. El Distrito Minero Andacollo, se ubica en el flanco occidental de la Cordillera del Viento. Las menas más importantes de oro y plata ocurren en sistemas vetiformes rumbo NE-SO. Constituyen cuerpos de cuarzo masivo que sobresalen de la superficie, alcanzando 2 a 5 metros de ancho promedio. Por lo general estas vetas presentan una relación Au-Ag 1:200. Se encuentran asociados exclusivamente las tobas de la Formación Arroyo del Torreón. Este sistema se caracteriza por la presencia de pirita, calcopirita, esfalerita, galena, elec-trum y argentita en ganga de cuarzo y en menor medida carbonato.

Palabras clave. Distrito Minero Andacollo, vetas Epitermales de cuarzo NE-SO, calcografía.

Abstract. The Andacollo Mining Distritc is lo-cated in the west side of the Cordillera del Viento. The gold and silver ores are related to massive quartz veins systems with NE-SW azimut. These veins represent bodies from 2 to 5 meters wide. The Au-Ag ratio in this bodies is 1:200. This sys-tem is only associated to the Arroyo del Torreón Formation. It´s formed by pyrite, chalcopyrite, sphalerite, galena, electrum and argentite in quartz and carbonate gangue.

Introducción. En el flanco occidental de la Cordillera del Viento y a 2 km al oeste de la localidad de Andacollo, en la provincia de Neuquén se reconocen importantes manifestaciones minerales identificadas como Distrito Minero Andacollo (figura 1).

En un área aproximada de 50 km² se reconocen importantes sistemas de vetas con rumbos variados, sumando un total de 38 km lineales de estructuras mineralizadas (figura 2). Las mismas se encuentran alojadas en rocas piroclásticas de composición riolítica, areniscas y lutitas del Carbónico Superior y en rocas volcánicas básicas de Pérmico Superior. Su origen parece estar estrechamente vinculadas con cuerpos subvolcánicos de composición riolítica asignados al Carbónico, así como también con los intrusivos graníticos del Pérmico (figura 2).

Una particularidad importante del Distrito Minero Andacollo es la presencia de dos sistemas de vetas con diferentes rumbos. Uno variando entre NE-SO y otro que se alinea en la orientación E-O. Tanto la forma y composición de los cuerpos como los minerales presentes, y las rocas que afectan, muestran diferencias importantes comparando ambos sistema de vetas.

Si bien las explotaciones de Au y Ag de Anda-collo datan de 1900, los primeros estudios específicos sobre las mineralizaciones, corresponden a Stoll (1957) quien describe las vetas de Andacollo como mesotermales determinando una edad eocena para la mineralización. Zöllner y Amos (1973) en la Hoja Geológica Chos Malal aportan nuevos datos de mapeos y descripciones geológicas, insinuando una edad para la mineralización entre el Pérmico y el Cretácico.

Trabajos más detallados sobre la distribución vertical de la mineralización de los sistemas epiter-males de La Primavera, unos 10 km. al sur de An-dacollo, son aportados por Domínguez y Garrido (1982). Dichos autores relacionan genéticamente las vetas con importantes procesos volcánicos y aportes de aguas magmáticas. Establecen temperaturas de homogenización a partir de inclusiones

Figura 1: Ubicación del Distrito Minero Andacollo.

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fluidas variando entre 190ºC y 310ºC, dependiendo de la ubicación espacial de cada sistema. Determinan una edad comprendida entre el Triásico-Cretá-cico Superior para la mineralización.

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

El objetivo de este trabajo es caracterizar la mineralogía de las menas, tanto auríferas como argentíferas, del Sistema de Vetas NE-SO y relacionarlas a los diferentes cuerpos vetiformes del Cerro Minas, lugar donde opera actualmente la explotación subterránea.

Geología de área. En la zona comprendida entre Andacollo y la Cordillera del Viento, se exponen rocas sedimentarias y volcánicas del Carbónico Superior, siendo estas las unidades más antiguas afectadas por mineralización. Inicialmente fueron agrupadas por Zöllner y Amos (1973) como Grupo Andacollo. Estos autores dividen a la unidad en tres formaciones, Tobas Inferiores, Formación Huaraco (lutitas y areniscas), y las Tobas Superio-

res. Además identifican discordancias erosivas entre dichas unidades. Posteriormente esta nomenclatura fue modificada por Rovere et al. (2004) quienes describen para el Grupo Andacollo las Formaciones Arroyo del Torreón, compuesta por ignim-britas y tobas de composición dacítica a riolítica, la Formación Huaraco que representa una secuencia marina de lutitas oscuras, areniscas y conglomerados, y finalmente la Formación La Premia, compuestas por tobas y volcanitas básicas (figura 2).

Intruyendo las unidades anteriores, se reconoce al Granito de Huinganco, (Zólner y Amos, 1973, Ro-vere et al. 2004, Llambías et al. 2007) con facies graníticas, granodioríticas y porfíricas (Figura 2). Edades K-Ar en biotitas aportada por Suarez y De La Cruz, (1977) arroja una dead de 287±9 Ma. La Dacita Sofía (Rovere et al. 2004) representa reducidos cuerpos subvolcánicos de dacitas y riolitas flui-dales (figura 2). Una edad K-Ar efectuada por, Llam-bías (1986) arroja una edad de 260±10 Ma. Nuevos datos aportados por Suárez et al. (2008) indican una edad U-Pb en circones de 327.9±2.0 Ma. Finalmente espesos estratos de ignimbritas (figura 2), brechas volcánicas y coladas de composición an-desítica a riolítica son descriptas y reunidas bajo la denominación de Grupo Choiyoi (Zólner y Amos, 1973, Rovere et al. 2004, Llambías et al. 2007) Se encuentra cubriendo discordantemente las unidades anteriormente mencionadas y se las interpreta como

Figura 2: Geología y ubicación de los sistemas vetiformes del Distrito Minero Andacollo. C-Ds: Dacita Sofía, Carbónico. C-At: Formación Arroyo del Torreón, Carbónico. C-Fh: Formación Huaraco, Carbónico. P-Gh: Granito de Huinganco, Pérmico. P-Gc: Grupo Choiyoi, Pérmico.

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los equivalentes efusivos y piroclásticas del Granito de Huingancó. Suárez et al. (2008) aportan una edad U-Pb en circones de 281.8±2.1 Ma.

El análisis tectónico y estructural fue aportado por Giacosa (2011) indicando regimenes compre-sionales y extensionales que genera fallas y frac-

Figura 3: Características generales de las Vetas de Cuarzo: a) Veta Buena Vista emplazada en la formación Arroyo del Torreón. Obsérvese la Formación Huaraco hacia el sur. b) Textura bandeada donde intercalan bandas de cuarzo gris traslúcido y cuarzo con adularia. c) Muestra de mano pulida donde se observa cuarzo gris, pirita fina, y pequeños cristales de argentita y sulfosales de plata. Qz: Cuarzo. Arg: Argentita. Py: Pirita. d) Microfotografía de corte calcográfico donde se observan las asociaciones típicas minerales. Qz: Cuarzo. Arg: Argentita. Cpy: Calcopirita. Ga: Galena. e) Microfotografía de corte calco-gráfíco donde se muestra una venilla de electrum y cristales de argentita dispersos en una masa de cuarzo gris. Elc: Electrum. Arg: Argentita. Qz: Cuarzo. f) Microfotografía de corte calcográfíco donde se observa electrum asociado a argentita en cuarzo gris. Elc: Electrum. Arg: Argentita. Qz: Cuarzo. g) Mi-crofotografía de corte petrografico con polarizador donde se muestra la textura del cuarzo masivo con parches de calcita. Qz: cuarzo. Cal: Calcita. Op: Opacos.

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turas donde se alojan los cuerpos vetiformes portadores de Au y Ag. Giacosa (2011) sugiere que la fase compresional es de edad pre-Eoceno y habría sido sincrónica con alguna de las fases que contribuyeron al alzamiento de la cordillera del Viento a partir del Cretácico superior.

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

Resultados. Los cuerpos con rumbo general NE-SO se componen casi exclusivamente de cuarzo, por lo que fueron denominadas Vetas de Cuarzo, mientras que los sistemas que se orientan según la dirección E-W presentan importantes concentraciones de sulfuros, por lo que fueron denominadas como Vetas de Sulfuros. En este trabajo solo se consideraran las Vetas de Cuarzo.

Vetas de Cuarzo. Están caracterizadas por ser las principales fuentes de Ag del Distrito Minero Andacollo presentando una relación Au-Ag 1:200. En superficie, estas estructuras mineralizadas representan cuerpos de cuarzo masivo que sobresalen de la superficie, alcanzando 2 a 5 metros de ancho promedio, pudiendo alcanzar anchos máximos de 8 metros (Figura 3, a). Generalmente estas estructuras se extienden por más de 300 metros, y pueden alcanzar hasta 1700.

Ejemplos clásicos trabajados en la mina son Veta Buena Vista, San Pedro Norte (Karina), San Pedro Sur y Campo de Vetas (figura 2). Estos sistemas se encuentran asociados exclusivamente las tobas de la Formación Arroyo del Torreón (Rovere et al. 2004). Debido a que las tobas se encuentran fuertemente silicificadas, la unidad se comporta como un bloque por lo que estos cuerpos vetifor-mes se encuentran emplazados en zonas de debilidad donde no se percibe movimiento a los largo de los planos.

Macroscópicamente, la textura de cuarzo predominante es masiva (Buena Vista, figura 3 a y c), en menor proporción bandeadas (San Pedro Norte, figura 3 b) y crustiforme (Campo de Vetas). El tipo de cuarzo reconocido es blanco con derivados traslúcidos, blanco grisáceo y blanco lechoso (baja ley Au-Ag) Los exponentes grisáceos son los que presentan alta ley Au-Ag (figura 3 a y c). En algunos sectores se observan venillas de adularia, que le confiere un color naranja a la veta de cuarzo (figura 3 b).

Los minerales de mena corresponden a Au y Ag en el cuarzo asociados a pirita y galena diseminada y en cúmulos (< 2% de sulfuros).

De las observaciones calcográficas y petrográficas se determina que el sistema se caracteriza por la presencia de pirita, calcopirita, esfalerita, galena, oro, electrum y argentita en ganga de cuarzo y menormente carbonato (figura 3 d, e, f y g). La pirita se presenta como cristales subhedra-les diseminados o como constituyente de vetillas sinuosas junto a esfalerita, galena y calcopirita. Presenta sobrecrecimientos de calcopirita y forma texturas de contacto simple con esfalerita y calcopirita. La calcopirita ocurre como cristales anhedra-les diseminados y como constituyente de vetillas. La esfalerita se reconoce como cristales anhedra-les diseminados o rellenando vetillas sinuosas. Se encuentra en contacto simple con galena o intercrecida con esta. En general presenta exsoluciones de calcopirita. La galena constituye cristales anhe-drales diseminados o en vetillas, en contacto simple con argentita y calcopirita (figura 3 d). La argentita compone diseminaciones anhedrales reemplazadas por calcopirita, en contacto simple con galena (figura 3 d), o formando texturas de contacto simple con pirita. El electrum forma cristales anhedrales y se encuentra en contacto simple con argentita. Sucede también en finas venillas (figura 3 e y f) Su tamaño no supera los 0,02 mm. El cuarzo constituye agregados microgranulares policrista-linos formando texturas en mosaico y como agregados anhedrales (figura 3 g). El carbonato constituye parches irregulares sobre el cuarzo (figura 3 g). Ocasionalmente se encuentra asociado a seri-cita.

Discusión y Conclusión. Las vetas de cuarzo, se emplazan exclusivamente en la Formación Arroyo del Torreón, y no están afectando a la Formación Huaraco, por lo que su emplazamiento se lo considera un evento previo a estas sedimentitas carbónicas.

Son cuerpos masivos de cuarzo, con escasa proporción de sulfuros cercana al 3-4% y una relación Au:Ag de 1:200.

Sus orientaciones preferenciales son NE-SO.

La argentita constituye diseminaciones anhe-drales reemplazadas por calcopirita, en contacto simple con esfalerita y oro, o formando texturas de contacto simple con pirita. El electrum forma cristales anhedrales y se encuentra en contacto simple con argentita. Son frecuentes las venillas de este mineral. No se reconocieron cristales de oro nativo.

Debido a que la Formación Huaraco cubre de manera discordante a la Formación Arroyo del Torreón, seria usual encontrar por de bajo de las luti-tas vetas de cuarzo emplazadas en las tobas. Esta afirmación podría utilizarse como una importante guía de exploración.

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

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área Mina para poder coleccionar el material requerido para el presente trabajo.

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CARACTERIZACIÓN ESTRUCTURAL DE FELDESPATOS POTÁSICOS DE PEGMATITAS DE LOS ALREDEDORES DE LA COCHA, GRUPO VILLA PRAGA-LAS LAGUNAS, SUBGRUPO TILISARAO-RENCA Y SUBGRUPO CONCARÁN, SAN LUIS, ARGENTINA

Wul, J.¹ ; Montenegro, T^1,3 ; López de Luchi, M.G.²

¹   IGEBA (UBA-CONICET) Departamento de Ciencias Geológicas, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, UBA. Buenos Aires.

E-mail: julietawul@hotmail.com

²   INGEIS, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, UBA. Buenos Aires.

³   FCEyN, UBA, Departamento de Geología. Buenos Aires.

Abstract. “Structural caracterization of po-tassic feldspars from pegmatites around La Cocha, Villa Praga-Las Lagunas Group, Tilisarao-Renca subgroup and Concarán subgroup, San Luis, Argentina”. Among 32º37’02 “LS -65º27’28" LO and 32º39’31 “LS-65º23’36" LO there is a group of pegmatites belonging to Villa Praga-Las Lagunas Group, Concarán and Tilisarao-Renca subgroups. These pegmatites display internal zonation and simple mineralogy consisting of quartz, feldspar, albite and muscovite. They belong to the LCT geochemi-cal signature, Rare elements class, REL-Li sub-class, Beryl type. Feldspar crystals of the interme-diate zones of pegmatites have centimetric to met-ric sizes, they are perthitic and gray to pink col-oured. Structural characterization of the crystals was performed, using information provided by XRD

Figura 1. Mapa geológico del área estudiada.

studies. These data allowed us to calculate the tri-clinicity index, location of Al, Si in the tetrahedral sites of the structure of the mineral and the strain index. Feldspar crystals are highly ordered, which implies slow cooling, and they have a low strain index that indicate the feldspar is slightly perthitic.

Keywords. K-feldspar, pegmatite, structure, triclinicity.

Resumen. Caracterización estructural de feldespatos potásicos de pegmatitas de los alrededores de La Cocha, grupo Villa Praga-Las Lagunas, subgrupo Tilisarao-Renca y subgrupo Concarán, San Luis, Argentina. Entre los 32º37’02" LS – 65º27’28" LO y 32º39’31" LS – 65º23’36" LO se encuentra un grupo de pegmatitas pertenecientes al Grupo Villa Praga-Las Lagunas, subgrupos Con-carán y Tilisarao-Renca. Son pegmatitas con zona-ción, de mineralogía simple, compuesta por cuarzo, feldespato, albita y muscovita y signatura geoquímica LCT de clase elementos raros, subclase REL-Li, tipo Berilo. Los cristales de feldespato potásico de las zonas intermedias de las pegmatitas, son de tamaños centimétricos a métricos, pertíticos y de color gris a rosado. Se realizó la caracterización estructural de los mismos, utilizando información aportada por estudios de difractometría de rayos X (DRX). Estos datos nos permitieron calcular el índice de triclinicidad, el ordenamiento Al, Si en los sitios tetraédricos de la estructura del mineral y el índice de deformación. Los cristales de feldespato estudiados tienen una estructura altamente ordenada, característica de un enfriamiento lento, y con un índice de deformación bajo, que indica que el feldespato es levemente pertítico.

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Tabla	1. Espaciado interplanar (d) e intensidad (I)							de los feldespatos.
hkl	dobs(Á)	I	dobS(Á)	I	dobs(Á)	I	dob	.(A)	I	dobs(A)	I	dob.(A)	I	<U(A)| i
	CAB1		CAB1N		LC1			MIGl		PEG1		PEG3		PEGHl
110	6,7218	3			6,7524	5
001	6,4863	6	6,4863	8	6,5148	9		768	6	6,4571	5	6,4477	5	6,5148	7
11-1	5,9168	2	5,9484	6	5,9564	4								5,9484	5
1-1-1			5,8011	5										5,8392	3
20-1	4,2232	6	4,2232	36	4,2311	14	4,2	232	10	4,2069	2	4,2069	4	4,2507	21
111	3,9796	6	3,9902	13	3,9973	10	3,S	761	7	3,9726	3	3,9731	5	3,9902	9
1-11	3,9206	3	3,9241	6	3,9309	5				3,9138	1	3,9138	1	3,9344	4
130	3,8312	11	3,8377	23	3,8377	20	3,?	312	10	3,8215	4	3,841	6	3,8470	17
1-30	3,7053	8	3,7108	15	3,7108	14	3,7	053	12	3,6926	4	3,6926	4	3,7138	10
13-1	3,6567	7	3,6656	18	3,6775	12	3,É	537	6	3,6508	2	3,6508	4	3,6715	11
1-3-1	3,6013	3	3,6070	8			3,6	331	2	3,5927	2	3,5813	2
22-1										3,5587	1	3,5559	1
11-2	3,4881	12	3,4962	25	3,4962	18	3,4	827	17					3,4982	21
1-1-2	3,3688	23	3,3763	39	3,3763	26	3,3	713	15	3,3781	8	3,3638	13	3,3756	29
-220	3,2899	15	3,2923	32			3,2	804	18	3,2804	9			3,2923	21
002	3,2483	100	3,2530	100	3,2553	100	3,2	460	100	3,2414	100	3,2391	100	3,2545	100
131	3,0321	15	3,0382	14	3,0361	11	3,C	321	7	3,0261	3	3,0261	7	3,0387	13
1-31	2,9575	6	2,9614	22	2,9614	17	2,S	575	9	2,9575	3	2,9537	7	2,9587	17
022	2,9087	8	2,9124	18	2,9105	16	2,S	087	10	2,9246	2	2,9013	6	2,9116	13
-1-32	2,7843	2	2,7893	6	2,7876	4	2,7	859	4	2,7809	1	2,7826	2	2,7876	5
-132	2,7559	4	2,7608	7	2,7608	6	2,7	542	4	2,7493	1	2,7567	4	2,7608	5
-3-12	2,6195	5	2,6225	10	2,6195	10	2,6	166	6	2,6136	2	2,6151	3	2,6240	8
112	2,5686	5	2,5714	10	2,5615	9	2,5	657	6	2,5657	2	2,5643	4
310							2,5	488	4	2,5474	1	2,5446	2	2,5404	5
2-4-1	2,5224	5	2,5279	7	2,5293	7	2,5	210	6	2,5197	2	2,5169	3	2,5265	5
-240	2,43	4	2,4300	8	2,4338	8	2,4	300	5	2,4249	1	2,4275	2	2,4313	8
-113	2,3328	3	2,3363	8	2,3339	6	2,3	328	4	2,3305	1	2,3281	2	2,3374	7
060	2,1599	10	2,1629	23	2,1639	14	2,1	599	13	2,1570	5	2,157	10	2,1621	21
40-1	2,1176	2					2,1	157	3			2,1166	1	2,1166	3
222	1,9901	5	1,9951	10	1,9935	6	i,s	901	4	1,9893	2	1,9893	3	1,9943	5
2-22			1,9632	5	1,9640	4	i,s	616	3			1,9576	2
400	1,9255	4	1,9270	5	1,9278	9	i,s	247	4	1,9224	1	1,9224	2	1,9286	6
-261			1,8908	4			i,s	960	2			1,8871	1
113	1,866	4	1,8624	8	1,8667	5	1,8	631	5	1,8631	3	1,8631	3	1,8688	4
1-13	1,8595	4			1,8553	5	1,8	581	6	1,8574	2			1,8595	6
26-2	1,8178	3			1,8232	4				1,8171	2	1,8192	2	1,8246	4
-204	1,8064	10	1,8071	23	1,8071	15	i,s	057	15	1,8044	5	1,8037	7	1,8070	24
0-43	1,7937	3	1,7872	11	1,7944	6	Vi	931	4	1,7911	2	1,7911	3	1,7944	7
Palabras cl		ave.	-eldesps	to po	tásico, p	3gmat¡-			Son compone		ntes	mayorita	rios e	n las pegmati-
ta, estructura, t		riclini	;¡dad					tas bio	y tienen la c s estructurale		arac s a l	terística o largo d	de de e tod	sarrollar cama la etapa de
Introducció		n. Lo	s cristal	es de	feldesp	ato po-		cris	talización de		los c	uerpos.
tásico son tecto		silica	tos con	una e	structura	interna			El grado de o		rden	amiento	sstruc	tural está rela-
compuesta por		una r	:d tridim	ínsior	al de tetr	aedros		ció	nado con la d		istrib	ución de	Al (c	on respecto a
de SiO4 y AlO4		en re	lación 3	1, co	n huecos	¡nters-		Si)	en los sitios t		etraé	dricos qu	e var	ía según facto-
ticiales en dón		de se	alojan c	ation	es alcali	nos, en		res	como la velo		cicla	d de enfr	iamie	nto, presencia
este c	aso, may	ormer	te K.					de	exso	luciones	sódi	cas, com	posic	ión de fl	jidos,

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Tabla 2. Dimensiones y valores angulares de las celdas unitarias de los feldespatos potásicos de las muestras de las pegmatitas. (*= valores recíprocos).

	«(A)	6 (A)	c(k)	«n	P(°)	vO	«*(A)	b* (A)	c*(k)	«*(°)	0*(°)	y*C)	V*(Á3)
CABl	8,5718	12,9539	7,2174	90,59	115,99	87,68	0,1299	0,0860	0,1543	90,4748	64,0122	92,2934	719,7
CAB1N	8,5798	12,9486	7,2294	90,63	115,93	87,64	0,1297	0,0859	0,1539	90,4470	64,0735	92,3179	721,7
LC1	8,5743	12,9723	7,2242	90,8	115,89	87,64	0,1297	0,0858	0,1540	90,2561	64,1203	92,2351	722,3
MIG1	8,5677	12,9675	7,2201	90,73	115,94	87,71	0,1299	0,0858	0,1542	90,3021	64,0679	92,1915	720,7
PEG1	8,5671	12,9585	7,2134	90,68	115,94	87,72	0,1299	0,0859	0,1543	90,3529	64,0661	92,2047	719,5
PEG3	8,5731	12,9511	7,2143	90,67	115,99	87,69	0,1299	0,0860	0,1543	90,3808	64,0154	92,2433	719,4
PEGH1	8,5749	12,9719	7,2302	90,71	115,91	87,62	0,1298	0,0858	0,1539	90,3668	64,0966	92,3011	722,7

intensidad de procesos deformacionales, cantidad de sustituciones alcalinas y características textura-les (Guidotti et al., 1973; Smith, 1974; Viswanthan y Kielhorn, 1983; Martin, 1988; Neves y Godinho, 1999). Consecuentemente, estas variaciones estructurales son indicadores de las condiciones pe-trológicas de formación, y aportan información acerca de las variables fisicoquímicas que predominaron durante la consolidación de los cuerpos pegmatíticos (Èerný, 1982).

En este trabajo se presentan los resultados de los estudios de difracción de rayos X realizados sobre feldespatos potásicos de siete pegmatitas, seis de ellas correspondientes al subgrupo Conca-rán y una al subgrupo Tilisarao-Renca (Roquet, 2010), grupo Villa Praga-Las Lagunas (Galliski, 1999). El área está ubicada entre los 32º37’02" LS – 65º27’28" LO y 32º39’31" LS – 65º23’36" LO en la localidad de La Cocha, departamento Libertador General San Martín, provincia de San Luis. Así mismo, estos nuevos datos son comparados con anteriores trabajos realizados en otras pegmatitas de la región, llevados a cabo por Oyarzábal y Ga-lliski (2002), Roquet y Oyarzábal (2002) y Roquet (2013).

Geología de las pegmatitas. Las pegmatitas estudiadas (figura 1) forman parte del Distrito Peg-matítico Conlara (Galliski, 1994) y pertenecen la familia petrogenética LCT. Se nombran CAB1 (Cantera de Albita 1), CAB1N (Cantera de Albita 1 Norte), LC1 (La Cocha 1), MIG1 (Miguelita 1), PEG1 (Peg-matita 1), PEG3 (Pegmatita 3), PEGH1 (Pegmatita el Hinojito 1). Se encuentran emplazadas en rocas metasedimentarias esquistosas del Complejo Meta-mórfico Conlara (CMC) y tonalitas del plutón La Tapera. Las edades K-Ar sobre muscovita de las pegmatitas de la región dan como resultado edades de enfriamiento ordovícicas, con 466±20 Ma para las pegmatitas Flamingo y Los Duraznos (Ri-naldi y Linares, 1973) y 446±9 Ma para la pegmati-ta Los Pejecitos (Steenken et al., 2008), pertenecientes a los subgrupos Tilisarao-Renca y Villa Praga-Las Lagunas respectivamente.

Los cuerpos tienen morfología lenticular, con dirección general predominante N-S a NNE-SSO y en algunos casos están plegadas. Sus contactos son generalmente netos y concordantes. Las dimensiones son variables, desde los 20 a 70 m de

largo y 3 a 30 m de ancho. Presentan zonación mineralógica y se encuentran compuestas por cuarzo, feldespato potásico, albita y muscovita como minerales esenciales y como minerales accesorios berilo, granate, turmalina y apatita. Las mismas son y fueron explotadas por albita, cuarzo y feldespato. Los cristales de feldespato analizados fueron extraídos de las zonas intermedias y tienen tamaños centimétricos a métricos, son pertíticos y de color gris a rosado.

Metodología. Las siete pegmatitas estudiadas se seleccionaron en base a su mineralogía y características morfológicas representativas de los subgrupos Tilisarao-Renca y Concarán. Se trabajó con los cristales de feldespato potásico pertenecientes a la zona intermedia de los cuerpos peg-matíticos. Primero se fragmentaron y trituraron las muestras y se seleccionaron los cristales bajo lupa binocular para evitar introducir impurezas. Luego se realizó la molienda de la muestra en mortero de ágata y el material se tamizó en malla 200.

Los análisis de difracción de rayos X se realizaron en el Centro de Investigaciones Geológicas (CIG) La Plata, con un sistema de difractometría de rayos X PANalytical, modelo X´Pert PRO 3373/00 con lámpara de Cu (ka=1.5403 Å) que operó a 40 mÅ y 40 kV. Se escanearon ángulos 2theta (2q) de 2 a 55º con una velocidad de escaneo de 0.04°/s.

A partir de los datos difractométricos se obtuvieron los espaciados interplanares (d) y se in-dexaron con los correspondientes planos hkl de feldespato y albita. Los parámetros de celda se calcularon con el programa CELREF V3 desarrollado por Laugier y Bochu (2003). Luego de la in-dexación, se utilizaron las difracciones 131 y 1-31 para calcular el índice de triclinicidad, utilizando la ecuación de Goldsmith y Laves (1954), mientras que la distribución de Al, Si en sitios tetraédricos fue calculada a partir del método de Kroll y Ribbe (1987) a partir de los parámetros b y c*, con las reflexiones de los planos reticulares 060 y -204, con las distancias de traslación de las caras 110 y 1-10 (Kroll, 1971; 1973) y con el método de Wright y Stewart (1968) en función de b-c* y g*-a*. Finalmente, el índice de deformación fue calculado a partir del gráfico de Kroll y Ribbe (1987).

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Tabla 3. Índice de triclinicidad y distribución (Al, Si) de feldespatos potásicos de las pegmatitas.

	Triclinicidad	Distribución (Al,Si) en términos de b-i				* y a*-y*	Distribución (Al,Si) en términos de 20 A20(13O)-20(_2oi)				O6O)_20(-2O4) Y
	A	n	At!	tío	^m	2tj	n	At!	tío	ttm	2tj
CABl	0,9321	0,9627	0,9944	0,9785	-0,0158	0,0186	1,0103	0,9723	0,9913	-0,0095	-0,0052
CAB1N	0,9600	1,0656	1,0123	1,0390	0,0267	-0,0328	0,9831	0,9133	0,9482	-0,0174	0,0085
LC1	0,9348	0,9690	1,0139	0,9914	-0,0225	0,0155	0,9686	0,9584	0,9635	-0,0025	0,0157
MIG1	0,9321	0,9457	0,9829	0,9643	-0,0186	0,0271	0,9941	0,9874	0,9907	-0,0017	0,0030
PEG1	0,8569	0,9438	0,9782	0,9610	-0,0172	0,0281	1,0050	1,0211	1,0131	0,0040	-0,0025
PEG3	0,9046	0,9594	0,9907	0,9751	-0,0156	0,0203	0,9889	1,1705	1,0797	0,0454	0,0056
PEGH1	1,0005	0,9897	1,0216	1,0057	-0,0160	0,0052	0,9994	1,0209	1,0101	0,0054	0,0003

Resultados. En las tablas 1y 2 se encuentran los datos difractométricos y los parámetros cristalográficos de todas las muestras de feldespato potásico. A partir de esta información, ha sido calculado el índice de triclinicidad (D) mediante la ecuación de Goldsmith y Laves (1954): D=12,25(d₁₃₁-d_1-31). El resultado refleja el grado de alejamiento, en función de 2q, de espaciado inter-planar entre 131 y 1-31. La diferencia de espacia-miento entre d₁₃₁ y d_1-31 en función de 2q, varía entre 0,069 y 0,080. Aplicando la ecuación, el rango de valores de triclinicidad oscila entre 0,857 y 1,001 (tabla 3). Valores levemente superiores a D=1,000 se deben a diferencias d₁₃₁ - d_1-31 mayores a 0,08Å, límite superior propuesto por Goldsmi-th y Laves (1954) para la máxima triclinicidad. Valores cercanos a 1 indican máximo ordenamiento, lenta cristalización y corresponde al sistema triclíni-co, mientras que valores cercanos a 0 indican simetría monoclínica y cristalización rápida.

El estado estructural, expresado como el contenido de Al en sitios tetraédricos específicos, fueron determinados utilizando los parámetros b, c*, g*-a* (Wright y Stewart, 1968), y en función de la posición 2q de las líneas de difracción de los planos reticulares 060,-204, 130, 1-30 y -201 (Kroll y Ribbe, 1987). Estos valores están expresados en la tabla 3.

Los resultados indican que se trata de feldespatos de simetría triclínica con t₁o que oscila entre 0,961 y 1,039 (Wright y Stewart, 1968), y t₁o entre 0,948 y 1,080 (Kroll y Ribbe, 1987). Valores t₁oÃ1 y t₁m<0 son incorrectos, pero se los justifica por errores en este tipo de cálculos (Kroll y Ribbe, 1983; 1987). Se aprecia que todas las muestras presentan t₁o cercanos a la unidad, indicando un ordenamiento (Al, Si) extremo, correspondiente mi-croclino bajo (LM: “low microcline”). Estos cálculos se muestran representados gráficamente en la figura 2 (a,b,c,d,e).

El índice de deformación (SI: “strain index”) definido por Kroll y Ribbe (1987) es un parámetro que se utiliza para cuantificar las microtensiones generadas en la estructura debido a intercrecimientos pertíticos. Para calcularlo se utilizaron los parámetros de celda unidad a, b y c, y los espaciamientos interplanares d_-201, d₀₆₀ y d_-204. Como resultado se

obtuvo que tanto SI₁ como SI₂ indican microtensio-nes bajas a moderadas, (-12,961 £ SI₁ £ 2,065 y -13,895 £ SI₂ £ 1,660). Valores de SI cercanos a 25-30 indican feldespato potásico fuertemente per-títico.

Discusiones y conclusiones. Como resultado del análisis de las muestras, se comprobó que los feldespatos tienen simetría triclínica, indicando un máximo ordenamiento, producto de las condiciones de enfriamiento lento de los cuerpos. El ploteo de los datos muestra que los cristales se aproximan a la estructura de microclino bajo (LM: “low microcline”), con leves variaciones entre los valores de cada uno de los especímenes, contemplados en los rangos de error para este tipo de estado estructural.

La distribución Al, Si en los tetraedros de los feldespatos indica un alto grado de ordenamiento, los valores obtenidos son mayores a 0,961 para t₁o, lo que significa que todo el Al se encuentra en la posición t₁o de manera predominante y refleja una simetría triclínica.

Los resultados se comparan con los datos de la pegmatita Aida estudiada (Roquet y Oyarzábal, 2002), que presenta características en común con las estudiadas en este trabajo, como ser, la misma mineralogía de la roca hospedante (perteneciente al Complejo Metamórfico Conlara) y ambas corresponderían a la clase elementos raros, subclase REL-Li, tipo Berilo (Èerný y Ercit, 2005). Los resultados de constantes de celda y espaciados inter-planares de los feldespatos potásicos de dicha pegmatita no difieren sensiblemente con respecto a los datos de las pegmatitas de la región de La Cocha. Las pegmatitas que constituyen los subgrupos Villa Praga-Las Lagunas y Tilisarao-Renca afloran en cercanías de plutones sintectónicos (Plutón La Tapera) y plutones postectónicos (Renca y Las Chacras). Consecuentemente, las diversas pegma-titas podrían tener diferentes orígenes, sin embargo, tanto las características de campo como la zo-nación y mineralogía de los cuerpos estudiados son muy similares. El parecido estado estructural de los feldespatos potásicos de las pegmatitas de la zona es otra evidencia a favor del origen común de estos cuerpos.

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Figura 2. Diagramas de ordenamiento (Al, Si) para feldespato potásico de las pegmatitas de la región y la pegmatita Aida. a) 2q_(-204)- 2q_(060), b) b-c*, c) c-b, d) á*-g* y e) 2q₍₁₃₀₎-2q_(1-30) vs. 2q_(-201). LM(«low mi-crocline»), HS(«high sanidine»), LA(«low albite»), AA(«analbite»).

Agradecimientos. El presente trabajo fue realizado con aportes del proyecto PIP 571. Las autoras agradecen las valiosas correcciones y sugerencias efectuadas por el árbitro Dr. Manuel De-martis. Se agradece especialmente al Doctor Daniel Poiré del Centro de Investigaciones Geológicas (CIG) de La Plata, donde se han realizado los análisis de difracción de rayos X.

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