Anexo II Metalogenia - repositorio.segemar.gov.ar

SUBSECRETARÍA DE MINERÍA

SEGEMAR INSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES

ESTUDIO GEOLÓGICO INTEGRADO DE

LA QUEBRADA DE HUMAHUACA

ANEXO II: ANÁLISIS METALOGENÉTICO DE LA QUEBRADA DE HUMAHUACA

Junio de 1998

ESTUDIO GEOLÓGICO INTEGRADO DE LA QUEBRADA DE HUMAHUACA (JUJUY)


Juan Locutura (ITGE) León Ramallo (IGRM)

Fernando Tornos (ITGE)

ÍNDICE 1. INTRODUCCION.................................................................................................................................................................1 2. MARCO GEOLOGICO.......................................................................................................................................................2 3. ANALISIS METALOGENETICO Y TIPOLOGICO. ...................................................................................................6

3.1. Mineralizaciones estratoides ligadas a la sedimentación ordovícica. .................................................................7 3.1.1. Descripción..........................................................................................................................................................7 3.1.2. Análisis tipológico. ..........................................................................................................................................11

3.2. Mineralizaciones asociadas a la deformación oclóyica. ......................................................................................14 3.3. Mineralizaciones asociadas a la extensión mesozoica. ........................................................................................15

3.3.1. Carbonatitas.......................................................................................................................................................17 3.3.2. Mineralizaciones en otras rocas ígneas. .......................................................................................................17 3.3.3. Mineralizaciones filonianas............................................................................................................................18 3.3.4. Mineralizaciones estratoides en la cobertera . .............................................................................................19

3.4. Mineralizaciones asociadas a la compresión andina............................................................................................20 3.5. Mineralizaciones asociadas al magmatismo andino. ...........................................................................................20 3.6. Mineralizaciones actuales y subactuales................................................................................................................21

4. CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES. ............................................................................................................21 5. REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS.............................................................................................................................23 AGRADECIMIENTOS ..........................................................................................................................................................28 ANEXO: - Fotografías - Listado de indicios - Fichas de indicios - Tipología de indicios - Fichas de estudios petrográficos de muestras.

Est. Geol. Qda de Humahuaca. Anexo II. Análisis Metalogenético de la Quebrada de Humahuaca 1

ESTUDIO GEOLÓGICO INTEGRADO DE LA QUEBRADA DE HUMAHUACA (JUJUY)


Juan Locutura (ITGE) León Ramallo (IGRM)

Fernando Tornos (ITGE) 1. INTRODUCCION. El análisis metalogenético de la Quebrada de Humahuaca (Jujuy) forma parte del Proyecto de Estudio Geológico Integrado de la Quebrada de Humahuaca, realizado en el marco de la cooperación institucional entre el Servicio Geológico Minero Argentino (SEGEMAR), y el Instituto Tecnológico Geominero de España (ITGE). El proyecto ha contado con financiación de la Agencia Española de Cooperación Internacional (AECI), a través del Instituto de Cooperación Iberoamericana (ICI). El objetivo del trabajo es el análisisemetalogenético del área de la Quebrada de Humahuaca para efectuar una valoración de la potencialidad minera de la zona en función de sus rasgos geológicos significativos, estableciendo los modelos metalogenéticos principales, su encuadre en la evolución geológica regional, sus guías de exploración, y el planteamiento de una serie de recomendaciones con vistas a la exploración minera. A priori, la zona estudiada no tiene una gran importancia minera ni metalogenética, sobre todo si se la compara con otras áreas de Argentina. Únicamente destaca, por la magnitud de la concentración metálica y su significado económico el yacimiento de Mina El Aguilar, la mayor productora de Zn-Pb de Sudamérica y un caso paradigmático de mineralización sedimentario-exhalativa encajada en rocas silíceas. Para este estudio se ha realizado una campaña de campo de tres semanas de duración. En ella se han reconocido muchos de los ind icios minerales situados en la Quebrada de Humahuaca, así como otras mineralizaciones cercanas pero consideradas de interés para analizar las posibilidades de otras similares en la zona de la Quebrada. Este trabajo es de carácter preliminar y general, no pretendiendo en ningún caso resolver la problemática metalogenética de la zona, sino únicamente hacer un análisis que permita elegir objetivos de exploración y plantear posibles propuestas de actuación en este campo. Han quedado por hacer, ya sea por falta de tiempo, o por su inaccesibilidad, visitas y reconocimiento de diversos indicios y, sobre todo, estudios metalogénicos de detalle para mejor encuadrar o situar a algunas mineralizaciones en la evolución tectonoestratigráfica del área.


La información existente es relativamente abundante. Destacan los numerosos informes mineros existentes en la Dirección de Minería de Jujuy, así como las publicaciones de síntesis de Angelelli et al. (1970), Méndez et al. (1979) o Sureda et al. (1986). La mayor parte de los trabajos de detalle están centrados en la Mina El Aguilar , no existiendo estudios de caracter metalogénico de cierto rigor para otro tipo de mineralizaciones.. La mayor parte de los indicios se encuentran en la Cordillera Oriental y sólo algunos de ellos en la Puna Septentrional. Se ha representado su ubicación en el mapa geológico que acompaña al volumen I de este proyecto, y en los mapas presentados en la figura 1 (indicios con su numeración, sobre la imagen Landsat TM con la combinación de bandas 5-4-1, con expresión de los lineamentos principales, a escala 1/500.000 ), y en la figura 2 (indicios sobre la geologia elaborada en el presente proyecto integrado, a escala 1/500.000). La base de la imagen satelitaria se ha compuesto a partir de dos escenas de fechas diferentes, lo que se traduce en una pequeña discordancia en el color. En la parte final de este informe, en el apartado de Tablas, figura un “Listado de indicios”, en el que se presenta una relación de todos los indicios visitados o de los que se ha tenido información, acompañada de las principales características de cada uno de ellos. 2. MARCO GEOLOGICO. La comarca delimitada como zona de trabajo se incluye dentro de la unidad morfoestructural denominada Cordillera Oriental, que en su conjunto comprende la prolongación austral de la Cordillera Oriental y Central de Bolivia, extendiéndose en territorio argentino como una faja de hasta 100 km de ancho, atravesando las provincias de Salta y Jujuy con rumbo general NNE-SSO. Dentro del área revisada y formando parte de la Cordillera Oriental se distinguen hacia el norte las Sierras de Santa Victoria, al noreste las sierras de Zenta, al oeste las sierras de Aguilar, en el centro la sierra Alta, situada al oeste de la quebrada de Humahuaca y hacia el sur las estribaciones septentrionales de la sierra de Chañi. La región señalada limita hacia el oeste con la Puna, configurando el contrafuerte oriental de la misma, mientras que hacia oriente lo hace con una tercera unidad morfoestructural, las Sierras Subandinas. En términos generales, la Cordillera Oriental y particularmente la zona de trabajo se caracterizan por un relieve fuertemente quebrado, con grandes diferencias de nivel, con alturas de poco más de 1000 m en los sectores bajos, superando los 5000 en las partes más altas. La característica tectónica relevante se identifica con un fuerte fallamiento de rumbo meridiano, en general de tipo inverso, que produce grandes repeticiones estratigráficas. Como rasgo importante del relieve se destaca el valle correspondiente a la Quebrada de Humahuaca, depresión orientada según el rumbo general de las estructuras, ocupada por el rio Grande del Norte, elemento principal del drenaje de la comarca. Las rocas más antiguas reconocidas en la región corresponden a la llamada Formación Puncoviscana, de edad precámbrica superior, y conforman una potente secuencia sedimentaria turbidítica marina, con rumbo general NNE-SSO, en la que se distinguen pizarras, filitas, areniscas y esquistos como litologias dominantes, a las que se suman niveles de calizas Fm. Volcán), mencionándose tambien la presencia de vulcanitas intercaladas en los sedimentos tales como las aflorantes en la quebrada de Coraya.


Escala aproximada: 1:500.000 Figura.1. Quebrada de Humahuaca (Jujuy). Indicios mineros sobre imagen Landat TM 4,5,1


Escala aproximada 1:500.000 Figura 2. Quebrada de Humahuaca (Jujuy). Indicios mineros sobre el mapa geológico


El conjunto, que sufrió fuertes plegamientos y fracturaciones fue afectado por metamorfismo termodinámico de bajo grado. Dentro de la comarca, en el rincón SO, se señalan afloramientos de rocas graníticas prepaleozoicas que constituyen las manifestaciones más septentrionales del intrusivo de esas características conocido como Formación La Quesera, lo que indica una pronunciada actividad volcánica en esa época. Los movimientos de la Fase Tilcárica, del Ciclo Pampeano, elevaron la región produciéndose un largo periodo erosivo que generó una gran superficie de denudación, sobre la que, a partir de una importante transgresión, se produce la acumulación de niveles arenosos cuarcíticos, con algunas intercalaciones lutíticas, correspondientes al Grupo Mesón de edad cámbrica, formado por bancos con estratificación gruesa y bien marcada, de colores claros, alternando con niveles pelíticos de colores más oscuros y menos envergadura. El ciclo sedimentario cámbrico se interrumpe a raíz de los movimientos propios de la Fase Irúyica que elevan la región, causando plegamientos moderados. A partir de un posterior hundimiento de la cuenca, ocurre la deposición, en forma discordante, de elementos epiclásticos, en mares someros a medianamente profundos, durante el Ordovícico inferior y medio. La secuencia, conocida como Grupo Santa Victoria, la integran niveles arenosos y lutíticos intercalados. Los acontecimientos distróficos de la Fase Guandacólica, afectaron al ciclo sedimentario, dando lugar a la aparición de elementos volcánicos intercalados en los niveles sedimentarios. La Fase Oclóyica pone fin a la acumulación sedimentaria ordovícica. En el Silúrico inferior se mencionan a las rocas graníticas de la Formación Chañi, aflorantes en el rincón SO de la zona de trabajo, en el cerro homónimo. Hacia el Silúrico medio, a partir de una nueva transgreción se acumularon sedimentos marinos (limolitas y grauvacas) en la parte oriental de la comarca, sobre los que se ubican unidades correspondientes al Devónico (areniscas micáceas) sin discordancia marcada entre ellas. Solamente en el borde oriental de la región se citan depósitos litorales y continentales originados en el Carbonífero Al intrusivo sienítico de Fundición ubicado en la parte central de la zona se le atribuye edad jurásica, mientras que a los granitos de Abra Laite y Aguilar que intruyen facies ortocuarcíticas y calcáreas del Ordovícico y relacionados con la génesis de las acumulaciones de zinc y plomo de mina Aguilar, se los considera del Cretácico inferior. La secuencia sedimentaria continúa, en marcada discordancia, con las deposiciones de origen continental con niveles marinos someros intercalados, producidas a partir de Cretácico medio, identificadas como Grupo Salta. La sucesión que lo integra comienza con el Subgrupo Pirgua formado por conglomerados hacia la base que pasan a niveles arenosos rojizos de gran espesor, señalandose la presencia de vulcanismo básico sincrónico a la deposición de los sedimentos conformando filones capa, coladas y diques. A la sedimentación rápida de origen continental le sucede la invasión de un mar somero donde se acumulan las facies calcáreas, lutíticas y arenosas del Subgrupo Balbuena. Un posterior levantamiento de la cuenca origina nuevas acumulaciones continentales integradas por margas arenosas y argilitas calcáreas de


colores rojizos y verdosos que conforman el Subgrupo Santa Bárbara, finalizando las mismas con los movimientos de la Fase Incaica en el Eoceno inferior. Posteriormente ocurren los acontecimentos de la orogénia Andica que incluye varias fases diastróficas de compresión y ascenso, distinguiéndose cuatro movimientos con dos o más fases cada uno. Ya en el Terciario se reconocen en el área tres niveles sedimentarios distintos, el más antiguo de ellos, conocido como Formación Casa Grande, referida al Oligoceno, aflora como un conjunto psamítico-pelítico, en el sector NO, aproximadamente en las nacientes de la quebrada de Yacoraite. Hacia el borde oriental de la región aparecen niveles arenosos con intercalaciones arcillosas del Grupo Chaco, mientras que en la Quebrada de Humahuaca, entre Coctaca y más al sur de Maimará se distinguen areniscas, en parte tobáceas y niveles limoarcillosos y conglomerádicos de las Formaciones Maimará y Uquía. Las acumulaciones referidas al Cuaternario estan integradas por materiales de diversos orígenes y se hallan profusamente distribuidas por toda la zona. La superficie de sus afloramientos y sus espesores son muy variables, disponiéndose discordantemente sobre todas las formaciones ya mencionadas. Se trata de depósitos poco consolidados a inconsolidados, en general mal seleccionados y de granulometría muy variable, que cubren depresiones, formando abanicos aluviales y depósitos fluviales. 3. ANALISIS METALOGENETICO Y TIPOLOGICO. A grandes rasgos, la zona de estudio queda englobada en su práctica totalidad en el dominio tectónico de la Cordillera Oriental, limitando al Oeste con otra gran unidad morfoestructural, en la que se sitúan algunas de las mineralizaciones visitadas, la unidad de la Puna Septentrional. Las características geológicas de los indicios y depósitos permiten agruparlos en cinco grandes grupos, en relación con los principales eventos de la evolución tectonosedimetaria del área (e.g., Coira et al., 1982): - Mineralizaciones estratoides ligadas a la sedimentación ordovícica. - Mineralizaciones estratoides ligadas a la sedimentación ordovícica. - Mineralizaciones filonianas asociadas a la deformación oclóyica. - Mineralizaciones estratoides ligadas a la sedimentación ordovícica. - Mineralizaciones estratoides ligadas a la sedimentación ordovícica. - Mineralizaciones ligadas a la extensión cretácica. - Mineralizaciones filonianas ligadas al magmatismo andino. - Mineralizaciones subactuales. Se agrupan en un número limitado de modelos metalogenéticos, de los que sólo unos pocos pueden tener interés económico. La ausencia de dataciones absolutas de gran parte de las mineralizaciones - sobre todo las filonianas - hace que su asignación a uno u otro grupo esté exclusivamente motivada por criterios geológicos. Este esquema tectonometalogénico es similar al propuesto por Sureda et al. (1986) o Oyarzun (1990) para los Andes Centrales.


3. 1. Mineralizaciones estratoides ligadas a la sedimentación ordovícica. 3.1.1. Descripción. Estas mineralizaciones se concentran exclusivamente en la zona de Mina El Aguilar y son las mejor estudiadas de la zona. Destacan los estudios de Spencer (1950), Brodtkorb et al. (1978), Sureda y Martín (1990), Gemmell et al. (1992), Martín et al. (1994) y Sureda et al. (1994). La zona ha sido explotada sistemáticamente desde 1930, sobre unas labores menos importantes de la época jesuítica y orientadas a la explotación de plata. La explotación actual se concentra en Mina Aguilar y la Mina Esperanza. En 1994, la Mina Aguilar tenía una reservas probables de unos 30 Mt con una ley media 6.2%Zn, 5.5%Pb y entre 60 y 110 g/t Ag (Martín et al., 1994), equivalentes a unas 2.2 Mt de concentrados de Zn-Pb. Las reservas posibles ascienden a 60 Mt con el 18%Zn+Pb, lo que la convierte en la mayor mineralización de Zn-Pb de Sudamérica. La producción es del orden de 2000-2200 t/día con el 4.1%Pb, 6.1%Zn y 90-110 g/t Ag. Estas mineralizaciones se concentran exclusivamente en la zona de Mina El Aguilar y son las mejor estudiadas de la zona. Destacan los estudios de Spencer (1950), Brodtkorb et al. (1978), Sureda y Martín (1990), Gemmell et al. (1992), Martín et al. (1994) y Sureda et al. (1994). La zona ha sido explotada sistemáticamente desde 1930, sobre unas labores menos importantes de la época jesuítica y orientadas a la explotación de plata. La explotación actual se concentra en Mina Aguilar y la Mina Esperanza. En 1994, la Mina Aguilar tenía una reservas probables de unos 30 Mt con una ley media 6.2%Zn, 5.5%Pb y entre 60 y 110 g/t Ag (Martín et al., 1994), equivalentes a unas 2.2 Mt de concentrados de Zn-Pb. Las reservas posibles ascienden a 60 Mt con el 18%Zn+Pb, lo que la convierte en la mayor mineralización de Zn-Pb de Sudamérica. En 1994 la Mina Esperanza tenía cubicadas más de 500.000 t con el 9-10%Zn, 3-4%Pb y 73 g/t Ag (Sureda et al., 1994). El resto de las mineralizaciones del área no están investigadas en detalle. En conjunto, las mineralizaciones se encuentran siguiendo una banda de unos 45x10 km de dirección N-S, paralela a la estructura regional y dentro de un horst tectónico andino limitado por fallas inversas submeridianas . La estructura está complicada por la presencia de dos plutones graníticos, Abra Laite al Oeste y Aguilar al, que ocupan el núcleo de dos domos antiformes. Entre ambos plutones hay una estructura muy compleja, aparentemente un sinclinal N-S y del que sólo se conserva el flanco E. En esta estructura se conocen 8 indicios, de los que la Mina Aguilar es el más importante. La mineralización de Mina Aguilar (Fotos nº 1 a 4) es estratiforme y encajada en cuarcitas y metapelitas de la Fm. Padrioc (Tremadoc Inferior). Según Sureda y Martín (1986) y Martín et al. (1994) esta formación consiste en 560 m de areniscas calcáreas y arcósicas intercaladas con pizarras negras y algunos lentejones de conglomerados; la proporción de pizarras incrementa hacia el techo y hacia el NO. Es concordante con la Fm Despensa infrayacente (pizarras, areniscas, grauvacas y algunos canales conglomeráticos) y con la Fm Cardonal suprayacente (340 m con areniscas y pizarras). Sobre esta última se disponen las cuarcitas y pizarras de la Fm Acoite y datadas como Arenig Inferior a Medio; hay que destacar que la Fm


Acoite es la única de carácter regional y que las litologías infrayacentes parece que se circunscriben a las cercanías de Mina Aguilar. En detalle, la Fm Padrioc comienza con el Mb Pizarra de Aguilar que tiene en su parte mas basal pocos conglomerados, cuarcitas y posibles rocas carbonatadas. Sobre éstas están las rocas encajantes de la mineralización, que son 400-450 m de cuarcitas y metaarcosas blancas y grises con niveles de chert, conglomerados y posibles rocas carbonatadas (Mb Cuarcita de Aguilar). Su parte basal es la cuarcita estéril de muro (200 m) y encima hay seis niveles de cuarcitas mineralizadas entre metapelitas. Lateralmente pasa a la Fm Lampazar, dominada por pizarras con pocos niveles de chert, exhalitas y sulfuros masivos. La Fm Padrioc tiene abundantes estructuras sedimentarias indicativas de un ambiente marino somero, intertidal a tidal, y en parte deltaico. Incluye cuerpos de brechas intraformacionales y slumps, indicativos de una cuenca marina inestable y posiblemente abrupta que se hace progresivamente más profunda y protegida de la influencia de detríticos hacia el O (Martín y Sureda, 1986), donde se interdigita con la Fm Lampazar. La Fm Acoite representaría la generalización y homogeneización de las condiciones marinas para el área. Muchos autores han resaltado la importancia de la presencia de calizas intercaladas en la serie, pero es probable que éstas no sean tan abundantes como se ha sugerido ya que parece que los skarns existentes (ver más abajo) parece que se desarrollan sobre las cuarcitas más que sobre un protolito carbonatado. Sureda y Martín (1990) describen niveles calcáreos con sulfuros o alterados a carbonatos de grano grueso y con un remplazamiento tipo skarnoide en el borde. Sin embargo, Sangster (com.pers.) opina que parte de estos carbonatos (ankerita?) son hidrotermales y cortantes a la estratificación, probablemente relacionados con la zona de stringer. El muestreo realizado indica que dentro del Mb Cuarcitas de Aguilar se ha incluido una gran variedad de rocas silíceas de variado origen y significado. Por un lado se han descrito cuarcitas detríticas con abundantes estructuras sedimentarias (laminaciones paralelas y cruzadas) y con circón, rutilo y biotita como accesorios (Brodtkorb et al., 1980). Sin embargo, la mayor parte de las rocas silíceas observadas por nosotros son de color blanco, muy homogéneas, de grano más fino y con un bandeado composicional bien marcado; son mesoscópicamente muy distintas a las cuarcitas sedimentarias suprayacentes, de color blanco mate a gris con abundantes estructuras sedimentarias e intercaladas entre metapelitas. Sureda et al. (1986) describen bandas de caliza que están recristalizadas en el centro pero silicificadas en los bordes, indicando que al menos parte de la sílice es de remplazamiento. Finalmente, parece que bajo la denominación de cuarcitas también se incluyen rocas de silicatos cálcicos, producto del metamorfismo regional de margas. Todo esto indica que la proporción de cuarcitas sedimentarias debió ser menos de la descrita y que, al menos en parte, las rocas silíceas de Mina Aguilar son rocas de origen hidrotermal y luego recristalizadas a cuarcitas durante el metamorfismo de contacto. Una característica de estas cuarcitas es la presencia de granates en bandas casi monominerales o definiendo el bandeado.(Fotos nº 13-14). Estos granates son ricos en almandino y espesartina (Gemmell et al., 1992) y quizás equivalentes a los que se encuentran en series sedimentario exhalativas ricas en Mn y/o Fe Así, en la Península Ibérica hay rocas similares a estas (cotículas: rocas compuestas mayoritariamente por cuarzo y granate espesartítico) y que consisten en cuarcitas con diseminaciones de granate espesartítico (Sp91-93) muchas veces definiendo un bandeado (Ruiz de Almodovar, 1983). Estas cotículas están siempre intercaladas en una serie volcanosedimentaria y se interpretan


como metacherts. Han sido citadas en otros múltiples sistemas volcanosedimentarios en Canadá, EEUU o Australia. En esta línea es posible que los piroxenoides ricos en Mn (rodonita, piroxmangita) y descritos en Mina Aguilar (ver más adelante) sean antiguos niveles manganesíferos metamorfizados. Sangster (com.pers.) y Gemmel et al. (1992) también han planteado la posibilidad que parte de estas cuarcitas sean de origen hidrotermal. La mineralización se dispone en diez lentejones tabulares a irregulares de entre 1 y 10 m de potencia concordantes con la estratificación, con una dirección general N-S y buzando 70ºO (Sureda et al., 1986) encajados en las cuarcitas y, en mucho menor grado, las metapelitas asociadas. En total, la zona mineralizada tiene unos 2000 m de longitud, 1000 m de profundidad y hasta 200 m potencia. En detalle, hay cinco tipos distintos de mineralización (Gemmell et al., 1992): diseminada en las cuarcitas, stockwork, brechas cuarciticas, masivo (masivo y bandeado) y rellenos tardios. La estratigrafía de detalle realizada por Martín y Sureda (1990) y Gemmell et al. (1992) muestra que el mineral diseminado y el stockwork están bajo la brecha y ésta, a su vez, es infrayacente a la mineralización masiva y bandeada. Sin embargo, esta secuencia no siempre es evidente debido a la deformación y recristalización existente. La mineralización diseminada consiste en una diseminación mm de esfalerita, ga lena, poca pirita y pirrotita y trazas de pirargirita en la cuarcita. La proporción aumenta hacia techo, dando lugar arriba hasta dar venillas y un stockwork rico en galena y con bastante esfalerita, pirita y pirrotita. Este, a su vez, pasa gradualmente a la brecha con fragmentos de entre unos mm y un metro, angulosos y heterométricos de cuarcita flotando en una cemento de esfalerita y galena con trazas de otros sulfuros. La morfología de estos cuerpos es poco clara y puede ser tanto estructuras cortantes relacionadas con fallas extensionales como masas lentejonares de carácter estratiforme. Mediante un contacto gradacional o neto se dispone la mineralizacion bandeada, con una alternancia rítmica cm de pirita y esfalerita con pirrotita y calcopirita más accesorias. Entre los sulfuros se disponen niveles boudinados de corneana o cuarcita. En esta roca se han citado estructuras de deformación sinsedimentaria. Mediante un contacto neto se pasa a la mineralización masiva. Este contacto es aparentemente discordante por lo que interpretamos el mineral masivo como producto de la recristalización metamórfica del bandeado. La asociación mineral es muy compleja, con esfalerita dominante y cantidades más accesorias de galena, calcopirita, pirrotita y pirita y proporciones apreciables de arsenopirita. A escala de minerales trazas hay citada una compleja asociación que incluye marcasita, mackinawita, cubanita, alabandita, wolframita, tetraedrita (freibergita), magnetita, algunas sulfosales (pirargirita, polibasita, boulangerita, bournonita), argentita, gudmundita, breithauptita (Brodtkorb et al., 1978), estannita, oro nativo, wurtzita, molibdenita y trazas de plata y antimonio nativo. Parece existir una zonación clara de metales, con la relación Zn/Pb incrementando en profundidad. Como ganga no relacionada con el proceso de skarnificación sobreimpuesto hay calcita y cuarzo. En las cercanías de Mina Aguilar hay otras mineralizaciones de menor importancia, entre las que destacan Pirita, Oriental, Esperanza y Mina Tapada, habiéndose visitado las dos últimas. Sureda y Martín (1990) y Sureda et al. (1994) citan también la presencia de pequeños indicios estratoides dispersos en las Fm Lampazar (Mina Esperanzay prospecto Rio GRande), Cardonal (Quera) y Acoite (Blancaflor).


La Mina Tapada se encuentra a 4 km al S de Mina Aguilar. Consiste en unas pequeñas labores de la época jesuítica realizadas sobre un cuerpo de rocas con participación ignea (brechas volcánicas).. La mineralización cementa o reemplaza a una brecha y está formada por esfalerita y galena con algo de cuarzo y calcita. La mala calidad de afloramientos impide asegurar si se trata de una zona de stockwork infrayacente a la mineralización sedimentario-exhalativa o se trata de una removilización tardía, oclóyica o cretácica. Si la situación estratigráfica propuesta por Sureda y Martín (1990) es correcta y encaja en la Fm Cardonal suprayacente a la Padrioc, entonces lo más probable es que fuera una removilización hidrotermal de la mineralización estratiforme infrayacente. Estos niveles conglomeráticos,algunos de los cuales, principalmente en la base, muestran abundantes fragmentos de rocas volcánicas de composición intermedia y presentan diversos grados de alteración hidrotermal (silicificación, cloritización) a la cual acompaña la mineralización sulfurada diseminada. Hay que destacar la abundancia, en todas las muestras de conglomerados y brechas estudiadas,de clastos de colófano (apatito criptocristalino). Estos agregados detríticos de fosfatos que, por efectos de la alteración hidrotermal y del ligero metamorfismo que han sufrido, son parcialmente reemplazados por prismas de apatito y afectados por la silicificación. La frecuencia de apatito en muchas de las rocas de la zona puede explicarse por una concentración primaria de fosfato en las rocas sedimentarias primarias.(Fotos 17 a 26). La Mina Esperanza se encuentra a 8 km al N de Mina Aguilar y está actualmente en explotación. La mineralización consiste en un lentejón de sulfuros de 5-6 m de potencia (máx.18 m), unos 350 m de longitud N-S y unos 130 de ancho con buzamiento medio de 45ºO (Sureda et al., 1994). La secuencia mineralizada incluye 3 m de cuarcitas con sulfuros y barita diseminados y encima 1 m de una brecha hidrotermal con fragmentos de cuarcita, chert y corneana cementada por sulfuros y barita. Sobre ésta se disponen 5-6 m de sulfuros masivos bandeados con abundante barita y alternando con niveles cm de rocas silíceas de grano fino. La secuencia finaliza con algunos cm de cuarcita y las corneanas, todo ello perteneciente a la Fm Lampazar. Sureda y Amstutz (1981) citan aquí estromatolitos remplazados por sulfuros y que no han sido observados. En los modelos epigenenistas esta mineralización se ha interpretado como debida al remplazamiento de una cuarcita calcárea. Los rasgos distintivos de Mina Esperanza incluyen la abundancia de chert interestratificado con los sulfuros, las frecuentes estructuras de deformación sinsedimentaria y la riqueza en barita. El indicio Blancaflor es una pequeña mineralización de barita situada en la Fm Acoite (Sureda y Martín, 1990b). Esta secuencia ha sido cabalgada, plegada y afectada por un metamorfismo regional de grado muy bajo a bajo durante la orogenia oclóyica. Posteriormente, la intrusión del granito epizonal de Aguilar durante el Cretácico ha producido un intenso metamorfismo de contacto con unas condiciones máximas de 1-2 kb y 350-650�C (Brodtkorb et al., 1978). Este produce una corneanizacion de las pizarras, recristalización de las rocas hidrotermales a cuarcitas, la formación de un skarn cálcico y cambios texturales y mineralógicos en los sulfuros que borran muchas de las estructuras y texturas primarias. La intrusión del plutón en las cercanías de la mineralización sugiere que está condicionada por una reactivación extensional de la estructura que dió luga r a la mineralización produce cambios texturales y mineralógicos por metamorfismo de contacto. Las mineralizaciones de Aguilar, Oriental y Pirita se encuentran en la facies de alto grado de metamorfismo de contacto y Esperanza en la de bajo grado


(albita-epidota) y a las posibles diferencias paleogeográficas iniciales se superpone una recristalización tectonometamórfica. En Aguilar, parte de la pirita recristaliza a pirrotita y los cherts parece que recristalizan a cuarcitas. Sin embargo, en Esperanza la recristalización es menor, el skarn está mucho menos desarrollado, la mineralización conserva muchas de las estructuras y texturas primarias y el chert se conserva poco transformado. La mayor parte de las texturas de los sulfuros en Aguilar son de recristalización metamórfica, pero en Esperanza hay bandeados y texturas framboidales claramente sedimentarias (e.g., Gemmell et al., 1992). El skarn cálcico remplaza claramente a las cuarcitas blancas a lo largo de venas o frentes metasomáticos claros. No se han visto sus relaciones con las rocas calcosilicatadas o posibles niveles de mármoles. La mayor parte del skarn se encuentra como cemento de una brecha de fragmentos de cuarcita y sulfuros y está formado por granate subcálcico almandínico y espessartitico (Al5-23 Sp26-78 Py0-3 Gr8-52 Ad0-14) y clinopiroxeno (Hd10-55 Di20-80 Jo15-35) con algo de wollastonita, rodonita, vonsenita, bustamita rica en Ca (Wo40-56 Rd36-50 Fs8-10), escapolita y calcita. Hay una paragénesis retrógrada superimpuesta formada por actinolita subcálcica rica en Mn, epidota, clorita, vesubianita (con 20%TR), turmalina, cuarzo y calcita. La esfalerita del skarn es también rica en Mn (Gemmell et al., 1992). La composición de los granates y anfíboles no es típica de un skarn habitual y la interpretamos como producto de un remplazamiento de un protolito silíceo rico en Mn por fluidos ricos en Ca de origen profundo. La presencia de estas brechas soportadas por el skarn indica que no todas las brechas son primarias, sino que hay una generación tardía y relacionada con la actividad hidrotermal perigranítica. En relación con la actividad hidrotermal perigranítica hay removilización de los sulfuros (cuarzo con esfalerita y galena y cantidades accesorias de pirrotita y calcopirita o con bustamita con esfalerita y galena o plomo nativo) en fracturas y cizallas tardías y formación de filones con cuarzo, fluorita y molibdenita relacionados con diques aplíticos (Gemmell et al., 1992). En la zona de Pumahuashi tambien hay cuerpos aparentemente estratiformes detectados por geofísica bajo las estructuras filonianas (Sandrus, com.pers.; Alonso y Viramonte, 1987) pero no hay evidencias al respecto. Ya que estos filones se encuentran en la Fm.Acoite , es posible que bajo ella esté la Fm. Padrioc, encajante de los depósitos sedex tipo Aguilar. 3.1.2. Análisis tipológico. Las mineralizaciones ligadas a la sedimentación ordovícica se concentran en un área reducida pero son las de mayor importancia económica de la zona. A pesar de su importancia minera, quedan muchos problemas por resolver, que se consideran básicos para la realización de un modelo genético y de exploración. Las mineralizaciones principales, denominadas del tipo Aguilar, han sido interpretadas de diversas formas en sus aspectos genéticos a lo largo de estos últimos años. El primer trabajo realizado (Spencer, 1950) les atribuye un origen hipotermal, por remplazamiento de cuarcitas calcáreas, siendo el principal control del proceso la falla de Aguilar. Después ha sido interpretada , hasta hace poco tiempo, como un skarn proximal de Zn-Pb en relación con el stock granítico de Aguilar (Einaudi et al., 1981; Cox y Singer, 1986). Los argumentos a favor de esta hipótesis incluyen la zonación en la distribución de los metales, el aparente control estructural, la relación espacial con granitos y la asociación con calcosilicatos ricos en


Mn. La mineralización no encajada en el skarn se interpretaba como un remplazamiento metasomático directo de la roca encajante por sulfuros. Posteriormente, Sureda y Amstutz (1981) y Sureda et al. (1986) consideran a la mineralización como sinsedimentaria y formada en un alto estructural, en un modelo quizás similar a las mineralizaciones MVT. Los primeros atribuyen su formación a la presencia de trampas biogeoquímicas litorales activas en el Tremadoc. Finalmente, Sureda y Martín (1990) y Gemmell et al. (1992) la interpretan como de tipo sedimentario-exhalativo (sedex) y relacionada con una etapa extensional que tuvo lugar durante el Ordovícico Inferior. Paleogeográficamente sería equivalente a ella la de La Helvecia (Pb-Zn-Ba; Fontboté, 1990), encajadas en carbonatos, o las de Canota, en pizarras negras (Brodtkorb y Bordtkorb, 1990; Brodtkorb et al., 1990) y situadas más al S o supuestas concentraciones estratiformes en la zona de Pumahuashi (Alonso y Viramonte, 1987). El encuadre paleogeográfico indica que estas mineralizaciones están en un ámbito de plataforma siliciclástica tranquila, madura y somera con pocas intercalaciones volcanoclásticas y carbonatadas, situada en el borde del Cratón Pameano. Esta cuenca era de edad Cámbrico Sup. a Devónico Sup. con un hiato en el Ordovícico Superior) y estaba situada entre escudos cratónicos (Oyarzun, 1990; Sureda y Martín, 1990). La subsidencia máxima - con vulcanismo e importante subsidencia ligadas a estructuras extensionales tiene lugar durante el Tremadoc, cuando era el márgen de una cuenca más extensa y profunda . Esta plataforma, en la zona de Mina Aguilar, era nerítica (Fm. Padrioc) y luego gradaba a facies más distales y profundas (Fm. Lampazar) hacia el N, O y E. Coira (1983) señala que durante el Ordovícico y en la Puna Septentrional hay varias bandas metalogénicas de dirección N-S y de unos 1300 km de longitud. De O a E corresponden al borde externo del arco (con concentraciones estratoides de Au y Sb que serían el origen de las mineralizaciones filonianas), arco volcánico con sulfuros masivos (Cu, Fe, Zn, Ba, Au-Sn) ambos situados en la Puna y depósitos de plataforma con mineralizaciones exhalativas (Pb, Zn, Ag, Ba y fosforitas) actualmente situadas en la Cordillera Oriental. Los indicios reconocidos quedarían englobados en ésta última (El Aguilar); no se ha visitado ninguna mineralización situada en el arco volcánico, pero hay algunos sulfuros masivos y venas (producto de la removilización de éstos?), sobre todo al S de la zona. En este arco la actividad volcánica Ordovícica es de carácter toleítico, evolucionando posteriormente a calcoalcalino (Coira et al., 1982). Todas estas estructuras chocan al S contra el lineamiento transpuneño o de Olacapato, situado más al S. Las evidencias geológicas y geoquímicas existentes parecen ser concluyentes respecto a un origen sedex aunque haya posteriores recristalizaciones y removilizaciones por efecto de la intrusión del Granito de Aguilar. La mineralización forma cuerpos tabulares y discontinuos de carácter estratiforme con zonas infrayacentes de brechas , interpretadas como zonas de stringer relacionadas con estructuras extensionales. En detalle, hay abundantes evidencias de un carácter sinsedimentario tales como las intercalaciones de sulfuros con sedimentos detríticos (pizarras o areniscas) o químicos (cherts) o las estructuras sedimentarias, tales como de deformación sinsedimentaria (slumps), bandeado primario o sedimentación gradada que son patentes en las zonas menos metamorfizadas como Mina Esperanza (Fotos 5 a 7). Por lo tanto, sería similar a otros depósitos interpretados actualmente como sedex como Sullivan o Mount Isa. El tonelaje y leyes (recursos de 60 Mt con el 18%Zn+Pb) son superiores a las medias de los yacimientos sedex (15 Mt, 8.4%Zn+Pb; Cox y Singer, 1986).


Los estudios sedimentológicos llevados a cabo durante este proyecto son consistentes con los anteriores e indican que la Fm. Acoite - que se superpone a la Fm. Padrioc mineralizada - corresponde a una plataforma con un sistema deltaico y sin grandes taludes. Las pocas calizas existentes probablemente correspondan a niveles de tormenta (o slumps??) con erosión de la plataforma incipiente. Las mineralizaciones se situarían en las zonas externas de la cuenca donde domina la tectónica extensional - en parte coetánea con el arco volcánico y sulfuros masivos asociados situados más al Oeste. Quizás el aspecto más problemático de esta hipótesis es la relación directa de la mineralización en Mina Aguilar con un potente banco de cuarcitas blancas. La relación espacial entre los sulfuros masivos y las cuarcitas y el hecho de que no haya casi mineralización en los esquistos o corneanas ya sugie re una relación genética entre ambos. Esta asociación parece ser contradictoria ya que las cuarcitas se forman en ambientes someros de alta energía mientras que una mineralización sedex solo puede ser formada y preservada en un ambiente reductor y de baja energía. La mayor parte de estas mineralizaciones encajan en rocas detríticas de grano muy fino o en carbonatos, en cuencas restringidas de baja energía (Gustafson y Williams, 1981; Eckstrand, 1984; Cox y Singer, 1986). En nuestra opinión, las cuarcitas de Aguilar pueden ser producto del metamorfismo de contacto de cherts hidrotermales exhalados en la cuenca; la existencia de estos sedimentos químicos es evidente en las zonas menos metamorfizadas. En Mina Esperanza se observan típicos cherts exhalativos de grano fino englobando a los sulfuros masivos. Tampoco se puede descartar que algunos de estos cherts correspondan a niveles carbonatados silicificados durante el proceso hidrotermal. Hay que señalar la importancia del sistema hidrotermal responsable del conjunto de mineralizaciones de la zona. Así, pueden encontrarse metapelitas y, sobre todo, cuarcitas afectadas por una evidente alteración hidrotermal , incluso a distancias apreciables de las mineralizaciones principales.Se aprecian fenómenos más o menos avanzados de silicificación, potasificación, cloritización, recristalización de apatitos etc...La variedad de litologías inicial, entre las que hay que señalar niveles con componente carbonatada más o menos marcada, combinada con la superposición de alteraciones hidrotermales, el metamorfismo de contacto y las removilizaciones y cambios estructurales ligados a la deformación hacen difícil la comprensión del significado de algunas de las litologías. La mayor potencia de cuarcitas en Mina Aguilar que en zonas adyacentes (e.g., Mina Esperanza) estaría relacionada directamente con la cantidad de fluidos exhalados y de mineralización. Son típicos de mineralizaciones de este estilo (e.g., Mt Issa, Howard Pass). Estos cherts intercalados con los sulfuros masivos los protegerían de la oxidación y dispersión posterior, tal como ha ocurrido en muchos sistemas volcanosedimentarios. Las estructuras sedimentarias citadas por Brodtkorb et al. (1990) (laminación cruzada y ripple marks) no han sido observadas in situ pero podrían corresponder a auténticas cuarcitas intercaladas en los cherts en épocas de aporte detrítico o a sedimentos de la Fm Acoite suprayacentes. Los lugares preferentes de formación de las exhalitas (cherts y sulfuros masivos) serían cuencas euxínicas de segundo o tercer orden. El conjunto de la Fm Padrioc rellenaría una cuenca de segundo orden de unos 10 km de longitud N-S limitada por fracturas sinsedimentarias y las mineralizaciones probablemente se depositaron en subcuencas de tercer orden con un encajante autóctono (Large, 1977; Sureda y Martín, 1990). Este encuadre paleogeográfico es típico de los depósitos sedex en margen de plataforma, caracterizados por su mineralogia simple, con poca pirita y calcopirita. Las mayores diferencias con el holotipo


radicarían en la poca proporción de material carbonatado frente a la de detríticos o la presencia de cherts y barita, que en este caso se atribuyen a factores locales. Dentro de los sistemas sedex hay una zonación, con mayor abundancia de chert y sulfuros masivos en las zonas más euxínicas y proximales y mayor relación sulfatos/sulfuros y menor volumen de sulfuros masivos y chert en las zonas más oxidadas y distales. La composición isotópica del azufre en los sulfuros varía entre 10.8 y 26.5% y entre 32.4 y 34% en las baritas, con un incremento de la δ34S desde el mineral diseminado al brechoide y bandeado (Gemmel et al., 1992). El rango de variabilidad parece ser indicativo de un azufre reducido derivado de la reducción biogénica de un agua marina relativamente enriquecida en δ34S respecto al agua marina ordovícica (aprox.+28% ; Claypool et al., 1980). Los isótopos de Sr en la barita de Mina Esperanza muestran composiciones muy variables (0.7113 a 0.7130; Barbieri et al., 1989) y son bastante más radiogénicos que los del agua marina ordovícica (0.7080; Fauré, 1986) y los valores estimados para las rocas ígneas cercanas. Esto implica la participación de una fuente muy radiogénica, probablemente sedimentos muy antiguos y radiogénicos del cratón. Los isótopos de Pb son muy homogéneos, poco radiogénicos y derivados de la corteza corteza superior (µ=9.8-10.1); su edad modelo media (480 Ma) es coherente con su edad geológica (Gemmell et al., 1992) lo que confirma que proviene de un protolito homogéneo y cercano a la media crustal. Estos valores son muy distintos a los actuales del granito de Aguilar. Sin embargo, el cálculo está hecho en relación con los valores actuales de Pb para el granito. El recálculo de las relaciones isotópicas del Pb durante el Cretácico sería deseable para ver la influencia que el granito ha podido tener sobre la mineralización o para ver si el origen de ambos es el mismo. Sin embargo, la ausencia de datos sobre el contenido en U y Pb en el granito impiden compararlo con la mineralización. El valor de µ actual (9.8) es similar al de los sulfuros masivos y podría quizás indicar un origen cortical similar. En cualquier caso parece evidente que éste no es la fuente de los sulfuros masivos. Unicamente aprovecharía una reactivación extensional de la estructura original de Aguilar para su intrusión durante el Cretácico Inferior. Por lo tanto, el granito de Aguilar probablemente fosiliza la zona de aporte del sistema hidrotermal. Entre los problemas metalogénicos pendientes quedan aspectos claves como son la morfología de la cuenca ordovícica, la distribución y controles de las cuencas de segundo y tercer orden, la dirección de las fallas sinsedimentarias que las controlan, y la delimitación cartográfica clara de las rocas actualmente englobadas como cuarcitas, que incluyen los metacherts, las cuarcitas s.s. y las rocas de silicatos cálcicos. Otros problemas a resolver serían el establecimiento del volumen real original de sedimentos carbonatados, sus modificaciones posteriores y el explicar porqué el skarn se desarrolla sobre cuarcitas. 3.2. Mineralizaciones asociadas a la deformación oclóyica. La compresión acadiense u oclóyica (365-340 Ma) finaliza con la cuenca paleozoica. Desde el punto de vista metalogénico su único efecto es probablemente el desarrollo de los filones de oro de la zona de Rinconada ,dentro de una zona de metamorfismo regional de grado muy bajo. Su cronología exacta no está establecida pero reunen todas las características de los filones de oro sincrónicos o ligeramente posteriores al metamorfismo, tales como el carácter subconcordante con la esquistosidad, la situación en zonas extensionales de pliegues (saddle-reef o filones longitudinales), la asociación con pliegues, preferentemente antiformas de


segundo orden, la poca alteración hidrotermal, la alta relación Au/Ag o el poco contenido en sulfuros, fundamentalmente arsenopirita y pirita; estas características son típicas de los filones de emplazamiento mesotermal. El hecho de que estén encajados en rocas detríticas (alternancias filitas-cuarcitas) permite asimilarlos al tipo de mineralizaciones de oro encajadas en turbiditas (Turbidite hosted, Kerrich, 1995). Ya que la deformación penetrativa y el metamorfismo de la zona son fundamentalmente oclóyicos, atribuimos estas mineralizaciones a esta edad, pero podrían ser también hercínicas. El origen último del oro serían las lutitas de la Fm Acoite encajante, ya que parecen ser anómalas en oro (Sureda et al., 1986). Es tas mineralizaciones son equivalentes a otras citadas en Bolivia y englobadas dentro de un cinturón de Au-W con removilización de sulfuros masivos sedex en las pizarras negras del Caradoc durante la deformación hercínica. Hay que recordar que, con validez general, las series detríticas de edad ordovícica son formaciones preferentes por su potencial aur´fero, como encajantes de mineralizaciones de Au del tipo citado. Sin embargo , y por comparación con sistemas similares no parece ser necesario buscar una preconcentración de oro en las rocas encajantes ya que la formación de estos filones suele estar asociada a grandes células convectivas sin a postmetamórficas que engloban materiales corticales muy distintos (e.g., Colvine, 1989). Quizás el condicionante básico del origen de estas mineralizaciones es el mecanismo de precipitación, en zonas extensionales locales y en rocas afectadas por metamorfismo regional de grado bajo donde tiene lugar la despresurización del sistema e inmiscibilidad de fluidos. Sureda et al. (1986) interpretan los filones de la zona de Pumahuashi ,y algunas mineralizaciones de Cu más occidentales, como ligadas a la deformación oclóyica. Sin embargo, pensamos que estas mineralizaciones tienen unas características que permiten asociarlas a la extensión mesozoica. 3.3. Mineralizaciones asociadas a la extensión mesozoica. El comienzo del ciclo andino se caracteriza por la superposición de eventos compresivos y extensionales de eje E-W desde el Jurásico Superior hasta el Cretácico Superior y que se relacionan con cambios en la velocidad o buzamiento de la subducción en el margen continental activo. En conjunto se distinguen cuatro pulsos magmáticos de carácter metalumínico, excepto el tercero que es alcalino y relacionado con el comienzo de la ruptura de la placa América-Africa y la apertura del Atlántico (140-120 Ma). Durante este período el área de estudio corresponde a la cuenca de antepaís situada al este del arco magmático y la cuenca tras arco, con poca sedimentación. Dominan las intrusiones alcalinas ligadas a una extensión profunda tras arco (rifting de dirección ENE-OSO) y concentradas en el borde oriental de la Puna, como los plutones epizonales de granitos biotíticos como los de Tusaquillas, Fundición, Abra Pampa y Aguilar o las carbonatitas y otras rocas básicas de origen más profundo. Las dataciones son bastante dispares, pero las evidencias geológicas y geocronológicas recientes (Zappetinni, com. personal.) parecen indican que todos ellos pertenecen a un único conjunto intruído durante el Jurásico Superior - Cretácico Inferior. El granito de Tusaquillas ha sido datado entre 147 y 96 Ma (Halpern y Latorre, 1973). Posteriormente, Linares y Latorre (1975) obtienen una edad promedio de 118 Ma para el granito de Aguilar aunque Méndez et al. (1979) citan edades algo más antiguas (140 a 155 Ma). Para el Granito de Abra Laite, Méndez et al. (1979) citan edades poco concordantes (80 y 200 Ma). Todas estas intrusiones son coetáneas a las que se encuentran en toda Sudamérica


asociadas al tercer pulso magmático (Darbyshire y Fletcher, 1979; Fletcher y Litherland, 1981) de carácter alcalino y enriquecido en Th-(Nb-W-TR). Durante el Cretácico Inferior al Eoceno la extensión es sinsedimentaria. Durante esta época en la zona subandina se desarrollan cuencas intracratónicas semiconfinadas y abiertas al N en semigraben basculados al Oeste (Grupo Salta), donde se depositan sedimentos continentales (red beds; Subgrupo Pirgua) que acaban en secuencias marinas de plataforma (Fm Yacoraite) tipicas de la cuenca de antepaís (Coira et al., 1982; Fontboté, 1990). Esta situación tectónica se interpreta como especialmente favorable para la formación de mineralizaciones ya que el alto gradiente geotérmico y la tectónica extensional favorecen el desarrollo de intrusiones ígneas y células hidrotermales regionales. A las primeras estarían ligadas las mineralizaciones más profundas y antiguas como son las carbonatitas y los filones y greisenes intra y perigraníticos de edad Jurásico Superior-Cretácico Inferior. A las segundas estarían asociados los abundantes filones de la zona, con una zonación basada en la temperatura de formación y/o las relaciones zócalo-cobertera de posible edad Cretácico Medio-Superior. En la figura nº 3 se propone un esquema de la disposición relativa de todas estas mineralizaciones, desde un punto de vista conceptual..

Figura 3. Modelo hipotético de la disposición de las mineralizaciones

ligadas a la extensión cretácica


3.3.1. Carbonatitas. Las carbonatitas aflorantes en la zona de Castro Tolay así como las posibles carbonatitas y rocas hidrotermales asociadas de la Quebrada de Humahuaca , representarían las mineralizaciones más íntimamente asociadas a los magmas alcalinos de origen más profundo. No parecen tener una distribución determinada sino que se encuentran por toda la zona y en relación con sistema de diques conjugados básicos y ultrabásicos de dirección ONE-ESE Y ENE-OSO. El encuadre geotectónico no es el típico de las carbonatitas, más comunes en zonas cratónicas con estadios de rifting avanzado y con un magmatismo alcalino abundante (Tuttle y Gittins, 1966; Cox y Singer, 1986). Las leyes (0.08%ΣTR+Th) están dentro de los valores medios de las carbonatitas a escala mundial, pero el tonelaje estimado es muy bajo (1 Mt vs 16-220 Mt; Cox y Singer, 1986). En el indicio El Halcón, en la quebrada de Yacoraite, y en la zona próxima a El Volcán, aparecen diques con brechificación de caracter hidrotermal, en los que fragmentos de rocas igneas alcalinas, con diferentes texturas y tamaños de grano, están incluidos en una roca porfídica con mesostásis de grano fino, muy potasificada, o bien están unidos por un cemento carbonatado (siderita-anquerita en grandes cristales romboédricos zonados, con segregación de óxidos de hierro y manganeso en sus cruceros). La gran presión de fluidos asociados a las últimas fases de cristalización y el ambiente somero en que se produjo se ponen de manifiesto por la abundancia de cavidades miarolíticas con relleno de cuarzo, plagioclasa sódica y minerales opacos. Suelen ser frecuentes, como minerales accesorios, minerales primarios y secundarios de titanio (rutilo y leucoxeno). En otros puntos, las rocas sieníticas o básicas están totalmente reemplazdas por carbonatos y óxidos de hierro y manganeso, aunque conservando rasgos texturales (texturas porfídicas con fenocristales de carbonatos seudomorfizando feldespatos, matriz fina carbonatada y fenocristales de bio tita. Como en Castro Tolay, hay que destacar la importancia de los fenómenos de carbonatización y potasificación, aunque aquí no se han identificado minerales específicos de tierras raras, si bien éstos son citados en El Volcán (Fotos nº 57 a 59). 3.3.2. Mineralizaciones en otras rocas ígneas. En relación espacial con los granitos biotíticos hay pequeñas mineralizaciones filonianas de W , pero también pequeñas concentraciones con fluorita, molibdenita y minerales de tierras raras. Los skarns de mina Aguilar también parecen tener un enriquecimiento en estos metales, con venas de fluorita de fluorita o molibdenita o concentraciones muy elevadas de tierras raras en la idocrasa . Martín et al. (1994) indican que todas estas rocas ígneas tienen un enriquecimiento en Be, Bi, Sn, La, Mo y As. Tanto la mineralogía como la firma geoquímica están típicamente relacionados con rocas ígneas anorogénicas y alcalinas de ambientes extensionales (e.g., Mitchell y Garson, 1981). La actividad hidrotermal tardi a postmagmática daría lugar a concentraciones de estos metales de una manera similar a la descrita en los granitos peralumínicos epizonales.


3.3.3. Mineralizaciones filonianas. La fracturación extensional ligada al rifting cretácico es probablemente la responsable de la formación de la mayor parte de los filones de la zona. La mayor parte de ellos se encuentran en estructuras distensivas, con brechas de falla y muestran características típicas de los filones de zócalo y/o zócalo-cobertera; en algunos casos es posible observar una relación directa con el Subgrupo Pirgua, que se encuentra discordante sobre un paleozoico edafizado (e.g., Mina Rumicruz). Aunque no hay argumentos geocronológicos precisos, la mayor parte de los indicios filonianos pueden ser explicados mediante un evento único posterior a la deformación oclóyica pero anterior al vulcanismo terciario. Entre estos se encuentran la mayor parte de los filones con Cu , Zn-Pb o los ricos en barita . Sin embargo, las pocas referencias existentes sobre el tema interpretan estos filones como de edades muy variadas (ver Sureda et al., 1986). A la mina Edith Luisa, Sureda et al. (1986) le atribuyen una edad Paleozoica y posiblemente relacionado con rocas ígneas no aflorantes, pero no descartan que sean mineralizaciones más jóvenes. Para el Distrito de Pumahuashi sugieren que son filones ligados a la deformación y fracturación, sin relación con rocas ígneas, y anteriores a la deposición del Grupo Pirgua. Ahlfeld (1948) ha propuesto una edad terciaria por similitud con otros filones cercanos encajados en vulcanitas de esa edad. Una datación de 169 Ma de la uraninita de La Niquelina, mina situada fuera de la zona pero similar a Rumicruz (Linares, 1961), ha motivado que Sureda et al. (1986) asocien a la orogenia andina los filones de esta zona. En un modelo global, estos últimos representarían las zonas más frías y superficiales del sistema, donde habría mezcla entre los fluidos profundos y calientes y los oxidados, más fríos y ricos en sulfatos ligados a la paleosuperficie mesozoica-cenozoica. La presencia de diversas asociaciones (e.g., Cu/Pb-Zn/Pb-Ba/Pb) en un mismo filón se interpreta como debido a la superposición polifásica de asociaciones minerales por la sucesión de pulsos hidrotermales profundos de distinta temperatura combinado con variaciones relativas en el nivel freático. Ello se traduce en una zonación paragenética vertical clásica en este tipo de mineralizaciones, en las que la baritina , con mayor o menor abundancia de plomo,aparece en los niveles superiores de la caja filoniana. Este encuadre tectónico es similar al de muchos sistemas hidrotermales de zócalo y relacionados con etapas extensionales, sin relación evidente con rocas ígneas. Las mineralizaciones de cobre probablemente representan las zonas más profundas de estos sistemas hidrotermales donde el relleno es por enfriamiento de disoluciones relativamente calientes. Hay pocos trabajos sobre estas mineralizaciones. La ausencia de rocas ígneas asociadas ya fué puesto de manifiesto por Angelelli (1970) que las atribuye un origen epitermal. Para Sureda et al. (1986), las mineralizaciones de la Quebrada de Humahuaca , son removilización de protoconcentraciones en rocas volcánicas y volcanoclásticas distales. La datación de una uraninita de la La Niquelina indica que los eventos más tempranos (Cu-Ni) de estos filones están relacionados con esta extensión mesozoica y la precipitación de Zn-Pb y barita es sincrónica o más joven. Sin embargo, el esquema parece ser bastante más complejo. Por ejemplo, la mina Chorrillos (indicio 39) es muy distinta a las otras, pero no se tienen argumentos para precisar más su génesis. Se explotaban en ella tres filones extensionales con rumbos entre N 20º y N 35º y potencias ede 20-30 cm. La mineralización de cobre, formada principalmente por minerales secundarios tenia una ley media de 2,9% de Cu . La mineralización de Cu de La Purísima es un ejemplo de filones de zócalo en proximidad a la


cobertera (Formación Acoite debajo de Pirgua). Son filones zonados, extensionales y brechificados en los que la asociación cobres grises-calcopirita- (con calcosina-bornita- malaquita -azurita secundarios) con niquelina, galena y esfalerita accesorios pasa, en filones situados más al N, a ser esencialmente barítica. Los filones con esfalerita y galena dominantes representan los niveles intermedios a someros de precipitación. La presencia de barita y carbonatos en muchos de ellos sugiere una mezcla de fluidos pulsátil. Las mineralizaciones más importantes de este grupo son las de Zn-Pb de Pumahuashi. Hay varias teorías genéticas y se ha especulado sobre la posibilidad de que sean mineralizaciones filonianas producto de la removilización hidrotermal de masas estratiformes tipo Mina Aguilar. Aunque la Fm. Padrioc es posible que se encuentre debajo de la Fm.Acoite -encajante de los filones -, no hay pruebas suficientes al respecto. Pensamos que el encuadre tectónico y la paragénesis son más acordes con la de los filones de zócalo cobertera y que lavan los metales del basamento. Es importante citar que se encuentran en una estructura limitada por fracturas NNO-SSE y con el Subgrupo Pirgua alrededor. Los filones con barita y algo de galena serían las expresiones más superficiales de estos sistemas donde dominaba la mezcla de fluidos. La distribución en la orientación de los filones es muy irregular y muestra máximos poco definidos a NNE-SSO y E-O a N 100-120º ; esta segunda dirección es subparalela a la lineación de Olacapato, de direccion ONO-ESE a E-O. En detalle hay gran variabilidad segun el tipo de filón. Los filones con cobre tienen direcciones NO-SE y NNE-SSO. Los filones con Zn-Pb son mayoritariamente O-E y ONO-ESE y los que tienen barita O-E. Junto con estas direcciones dominantes hay otras menos frecuentes. Algunas de las mineralizaciones estudiadas (Bélgica y Pulpera) son claramente filones de tensión transversales al acortamiento principal N-S. Otras, incluida Pumahuashi, son fracturas de desgarre de entre 40 y 60� con el eje de esfuerzos. El conjunto de direcciones es compatible con una extensión de dirección aproximada E-O en el que los filones con direcciones similares representarian las zonas de extensión conjugadas. Sin embargo, parte de estos filones representan planos de tensión ligados a desgarres N-S que limitan cuencas donde se deposita el Subgrupo Pirgua, tal como ocurre en los indicios Natasia o Los Colorados. Las direcciones más norteadas probablemente representan planos ligados a estos desgarres N-S o al rejuego extensional de estructuras previas. En la figura 1, pueden apreciarse las orientaciones principales de las estructuras lineamentarias. Se observa que predominan las familias NE-SO, NNO-SSE siendo asímismo muy importante la familia E-O a N 120º. Estas estructuras, que están directamente relacionadas con la extensión cretácica, muestran una relación espacial con agrupaciones de indicios de este tipo. Estos en cualquier caso se sitúan en zonas de gran densidad de estructuras de esta orientación o de cruce de éstas con otras. 3.3.4. Mineralizaciones estratoides en la cobertera . Sincrónicamente con la intensa actividad hidrotermal en el basamento parecen formarse pocas y pequeñas mineralizaciones estratoides en la cobertera y que se interpretan como concentraciones diagenéticas. Los pequeños indicios de cobre-uranio-(vanadio) estarían ligados a frentes de oxidación-reducción o a concentraciones de materia orgánica en red-beds del Subgrupo Pirgua o en facies detríticas (areniscas y pizarras) de la Fm Yacoraite (Fontboté,


1990). Parecen mostrar una relación con lineamientos tectónicos, vías de circulación de fluidos o vulcanitas alcalinas cretácicas, posible fuente de metales. Parte de estas mineralizaciones han sufrido una removilización y oxidación posterior. Los indicios de Pb-Zn en calcarenitas cretácicas serían también típicas concentraciones diagenéticas tempranas con precipitación en zonas porosas o remplazando a la materia orgánica, con una adscripción a los depósitos de tipo MVT en su sentido más amplio. Brodtkorb y Brodtkorb (1990) indican que son probablemente contemporáneos con la sedimentacion de alta energia suprayacente, siendo la fuente de los metales la erosicón del cratón cercano. 3.4. Mineralizaciones asociadas a la compresión andina. En relación con los cabalgamientos andinos se desarrollan dos tipos de mineralizaciones filonianas, de antimonio y hierro. Ambas se localizan en la base de los cabalgamientos y están relacionadas con la circulación de fluidos hidrotermales a lo largo de las zonas de mayor presión de fluidos. La primera (Coiruro, indicio 37) reúne todas las características de los filones sin a postectónicos con antimonita, tales como su carácter discontínuo o la asociación con pirita o carbonatos (Gumiel, 1983; Scratch et al., 1984; Couto et al., 1990) y relacionados con la circulación de fluidos metamórficos a lo largo de discontinuidades mayores. Muchos de estos filones pueden tener contenidos apreciables en oro. Los análisis realizados en el curso de este estudio han cofirmado la hipótesis ya presentada anteriormente ( 2 análisis de Au con contenidos entre 1 y 2 gramos de Au/t). Este tipo puede tambien integrarse en la tipología general de mineralizaciones de albergadas por turbiditas. En Coiruro la mineralización de antimonio se asocia a discontinuidades como planos de cabalgamiento y fracturas en las que la estibina es acompañada por cuarzo hidrotermal de baja temperatura. Las metaareniscas encajantes, muestran una alteración hidrotermal de tipo clorítico, apareciendo diseminaciones de arsenopirita y pirita que se desarrollan intersticialmente entre los clastos de cuarzo o reemplazándoles.(Fotos nº 38 a 42). El segundo tipo de mineralización lo constituyen los reemplazamientos de las areniscas del Grupo Mesón, cabalgantes sobre el Subgrupo Pirgua, por óxidos de hierro (indicio Yacoraite, núm.18). Esta mineralización se ha formado en un ambiente estructural mucho más somero y oxidante en el que es probable que fluidos con elevados contenidos en hierro (lavados de las rocas detríticas del Subgrupo Pirgua?) sean canalizados a lo largo de las estructuras frágiles y reemplacen las rocas más porosas de la unidad topográficamente superior, en este caso las cuarcitas cámbricas (Fotos nº 54 a 56). 3.5. Mineralizaciones asociadas al magmatismo andino. Tras el cierre de la cuenca tras arco y migración hacia el E del magmatismo tienen lugar varios ciclos volcánicos desde el Mioceno hasta la actualidad (Frutos, 1990); desde el punto de vista metalogenético el más importante está situado en los 14-10 Ma y corresponde a un pulso magmático tras la fase Quiaqueña . La intersección de las estructuras ONO-ESE, paralelas al lineamiento de Olacapato, con fracturas NNO-ESE controlan este vulcanismo calcoalcalino y las mineralizaciones epitermales asociadas, que son más importantes aquí que


al sur. La mineralización de Pirquitas es el ejemplo más meridional del distrito Ag-Sn de Bolivia (tipo Potosí; Grant et al., 1980; Lehmann et al., 1990) y relacionado con una intrusión subvolcánica de dacitas, una de las muchas que hay en la zona (Fotos nº 51a 53). Los indicios de Pan de Azúcar y Chinchillas reúnen todas las características de los depósitos epitermales de baja sulfidización ( Berger, 1991) relacionados con intrusiones subvolcánicas. La dacita del primero de ellos ha sido datada en 12 Ma (Coira, 1979). La mineralización de Chinchillas, centrada en en un domo, con morfología de flat, de dacita-andesita con intensa alteración hidrotermal (silicificación, sericitización, cloritización..) desarrollada sobre la roca brechificada, se extiende en venas con sulfuros en el encajante pizarroso ordovícico, en el que también desarrolla aureolas de alteración hidrotermal de alcance limitado alrededor de los filones. Hay que destacar la gran abundancia ,en las muestras estudiadas , de casiterita en pequeños granos idiomorfos formando agragdos de grandes dimensiones en el cuarzo. La relación entre el magmatismo y estas mineralizaciones ya ha sido estudiada por muchos autores incluyendo Whithing (1959), Baldis (1981), Sureda et al. (1986) o Alonso y Viramonte (1987). 3.6. Mineralizaciones actuales y subactuales. Las mineralizaciones más recientes son los salares y los aluviales. Los primeros están en estructuras de tipo graben de edad Plioceno-Pleistoceno ligados a fallas extensionales de dirección N-S que cortan a las lineaciones volcánicas NNO-SSE. El origen de las salmueras ricas en boratos y cloruros hay que buscarlo en la alteración y lavado de las rocas ígneas y de los precipitados de fumarolas. Los depósitos aluvionares son fruto de la desmantelación continental y transporte por corrientes de barro y -en menor grado- transporte aluvial de las mineralizaciones de Sn-Ag (Pirquitas) y Au (zona de la Rinconada). Dentro de este conjunto se incluyen pequeñas concentraciones irregulares de óxidos de manganeso y hierro que se encuentran en el basamento paleozoico rellenado fisuras o remplazando a rocas silíceas de origen y edad desconocidos. También se incluyen pequeñas concentraciones kársticas de óxidos de Mn en la Caliza de Yacoraite de cronología también desconocida pero ligadas a la emersión de la misma. 4. CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES. El área estudiada engloba un conjunto de mineralizaciones similar al de otras zonas andinas por lo que las subprovincias metalogenéticas regionales -según bandas N-S- son claramente extrapolables a esta zona. Las mineralizaciones se encuadran tectónicamente en seis eventos bien definidos: - La máxima extensión del Paleozoico Inferior, con mineralizaciones de tipo sedimentario-


exhalativo (Zn-Pb-Ba). - La deformación oclóyica, con la formación de filones sintectónicos de oro. - La extensión mesozoica, con intrusión de rocas alcalinas (TR), desarrollo de sistemas

hidrotermales en el basamento (Cu, Zn-Pb, Ba) y formación de concentraciones estratoides en la cobertera (Cu, U, Zn-Pb).

- La compresión andina, con filones de antimonita y remplazamientos ferruginosos. - El vulcanismo terciario, con formación de mineralizaciones epitermales de Ag-Sn y Zn-

Pb-Ag. - Las cuencas actuales, con formación de salares y concentraciones aluvionares. En menor

grado hay concentraciones kársticas de Mn. En la Quebrada de Humahuaca sólo se han observado mineralizaciones ligadas a los ciclos primero, tercero y cuarto. A grandes rasgos, estos ciclos estaban ya definidos en los trabajos de síntesis anteriores (Sureda et al., 1986), aunque pensamos que el peso relativo de la extensión mesozoica es muy importante. El reconocimiento de la zona ha puesto de manifiesto que su potencial minero es pequeño. Las mineralizaciones de posible interés económico se reducen a las sedimentario-exhalativas de tipo Aguilar, a las posibles concentraciones con Th-Tr ligadas a las rocas intermedias o básicas cretácicas y quizás a las mineralizaciones de Cu del tipo Chorrillos o los filones sintectónicos de antimonita por su potencialidad en Au, aunque con las posibles limitaciones de sus dimensiones y complejidad tectónica. Esporádicamente se podría plantear la explotación a pequeña escala de los algunos de los filones de barita dispersos por la zona. Hacia el O y NO las posibilidades mineras son mucho mayores e incluyen los depósitos de tipo epitermal o los filones de oro. Hay pocas probabilidades de que mineralizaciones de estas características existan en la Quebrada de Humahuaca. No hay ninguna razón objetiva para considerar que las mineralizaciones sedimentario-exhalativas del Ordovícico Inferior se concentran en el entorno exclusivo de Mina Aguilar. Un estudio sedimentológico de detalle y una caracterización de las rocas encajantes de la mineralización permitirían definir las zonas de la cuenca más favorables para la formación de estos depósitos. Una posible aureolas primaria alrededor de un depósito sedex podría ser localizada por una campaña de geoquímica estratégica multielemental que permitiría tener en cuenta no solo las mineralizaciones sino tambien las signaturas geoquímicas de sistemas hidrotermales de amplias dimensiones. La constante presencia en determinados niveles detríticos (areniscas y microconglomerados) del ordovícico de abundantes clastos de fosforita (colófana) señala un nuevo punto de interés que conviene investigar. El análisis sedimentológico del ordovícico puede dirigir a medios den alta energia en los que se concentren las fosforitas detríticas. Los cortes sedimentológicos en la serie combinados con muestreos y determinaciones colorimétricas de fósforo en el terreno (Método Safiro) permitiría valorar este teóroco potencial. Aún cuando está fuera de la zona , creemos que podría ser de gran interés analizar las posibilidades de la mineralización de Chinchillas desde la perspectiva del estaño. En lo que respecta a las mineralizaciones de tierras raras en rocas alcalinas opinamos que la situación es similar. En la zona hay abundantes diques de rocas básicas , pero excepto en la


zona de Castro Tolay, estas mineralizaciones no han sido estudiadas. El hecho de que las tierras raras están ligadas a rocas poco llamativas hace pensar que es posible que en la zona haya objetivos a considerar, tanto en mineralizaciones primarias como las concentraciones aluviales producto de su desmantelación. Una campaña de geoquímica estratégica de bateas en los torrentes que acceden a las Quebradas principales permitiría hacer una evalución preliminar del potencial. . Los otros dos tipos de mineralización con interés son difíciles de prospectar y sólo podrían evaluarse dentro de campañas de geoquímica de ámbito regional y multielemental o mediante el estudio de detalle de los alrededores de los indicios conocidos. En ambos casos, un estudio sistemático de los contenidos en oro sería fundamental antes de comenzar otros tipos de trabajos. 5. REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS. AHFELD,F. (1948): Estudio geológico de yacimientos minerales de la Provincia de Jujuy. Universidad Nacional de Tucumán, Inst.Geología y Minería, pub.455 ALONSO,R., VIRAMONTE,G. (1987): Geologia y metalogenia de La Puna. Estudios Geologicos, 43, 5-6, 393-407 ANGELELLI,V.A., ARISTARAIN,A., HERRERA,E., FERNANDEZ LIMA,E. (1970): Descripción del Mapa Metalogenético de la República Argentina. Dirección Nacional de Geología y Minería, Anales 15, 172 p., Buenos Aires BALDIS,B. (1981): Control megaestructural de los distritos metalíferos en el NO de Argentina. Simposio Metalogenesis en Latinoamerica, 5, 165-174 BARBIERI,M., SUREDA,R., ARGAÑARAZ,P. (1989): Datos isotópicos preliminares 87Sr/86Sr sobre baritinas del tramo central de la provincia metalogénica quiaqueña (paleozoico inferior - Republica Argentina). Procesos Metalogenicos Serie Correlacion Geologica n13, 109-122 BARRIGA,F.J.A.S., FYFE,W.S. (1988): Giant pyritic base-metal deposits: the example of Feitais (Aljustrel, Portugal). Chemical Geol., 69, 331-343 BERMÚDEZ, S. (1961): Consideraciones geológico-económicas acerca de manifestaciones cupríferas en las inmediaciones del pueblo de Volcán, dpto. Tumbaya. Dirección General de Minas, provincia de Jujuy. (Inédito). BERGER,B.R. (1991): A historical perspective on the nature and genesis of epithermal gold- silver deposits. en 'Historical Perspectives of Genetic Concepts and Case Histories of Famous Discoveries', Hutchinson (ed.). Economic Geol. Mon. 6. BRODTKORB,M.K., BRODTKORB,A. (1984): Stratabound deposits of Argentina. en "Syngenesis and epigenesis in the formation of mineral deposits", 92-101, Springer Verlag.


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ANEXO:

- FOTOGRAFÍAS - LISTADO DE INDICIOS - FICHAS DE INDICIOS - TIPOLOGÍA DE INDICIOS - FICHAS DE ESTUDIOS PETROGRÁFICOS

Foto1. Mina Aguilar¡Error! Marcador no definido. Vista de labores antiguas y del zanjón de dirección N 120º. Foto 2. Mina Aguilar Brecha o stockwork en las antiguas explotaciones a cielo abierto. Posible stockwork de alimentación.

Foto3. Mina Aguilar Facies bandeadas de

mineral Foto 4. Mina Aguilar. Facies brechoide o

stockwork

Foto 5. Mina Esperanza. Aspecto de la mineralización con bandeado sedimentario.

Foto 6. Mina Esperanza. Mineralización bandeada con estructuras de deformación sinsedimentaria (slumps).

Foto 7. Mina Esperanza. (E-3). Nícoles paralelos - 45 aumentos Bandeado sedimentario de esfalerita y galena con intercalaciones cuarzo-sericíticas. Esquisto- sidad oblicua. Removilización de sulfuros según ella. Foto 8. Mina Esperanza. (E-3) Nícoles cruzados - 45 aumentos Desarrollo de esquistosidad de flujo oblicua, con cristalización de sericita-muscovita cortando a sulfuros.

Foto 9. Mina Esperanza. (E-3) Nícoles cruzados - 45 aumentos. Bandas de sulfuros desplazados

por plano coincidente con esquistosidad transversal.

Foto 10. Mina Esperanza. Nícoles cruzados - 45 aumentos. Bandas de sulfuros y esquistosidad transversal. Removilización de sulfuros según ella y rejuego en cizalla.

Foto 11. Mina Esperanza Nícoles cruzados - 110 aumentos. Detalle del nivel de sulfuros (esfalerita, galena) con cuarzo y feldespato potásico intersticial.

Foto 12. Mina Esperanza Nícoles paralelos - 90 aumentos. Mineralización bandeada, grandes cristales de galena y esfalerita. Pirrotina en pequeños granos incluidos en la esfalerita.

Foto 13. Mina Esperanza. Nícoles cruzados - 45 aumentos. Nivel de sulfuros (esfalerita, galena) con granate en mosaico cuarzo feldespático con diopsido y sulfuros diseminados.

Foto 14. Mina Esperanza. Nícoles paralelos - 45 aumentos. Mismo campo que la anterior.

Foto 15. Mina Esperanza (E-1) Nícoles paralelos - 45 aumentos. Cuarzo-feldespato potásico con

diopsido y sulfuros. Nivel de cuarcita skannificada

Foto 16. Mina Esperanza. Reemplazamiento por diopsido a partir de una pequeña fractura. Cuarcita con calco-silicatos.

Foto 17. Mina Tapada (muestra T-1). Nícoles paralelos - 45 aumentos. Arenisca con granos de

cuarzo redondeados, y con sulfuros y jarosita secundaria intersticiales. Se distingue un clasto de colófana.

Foto 18. Mina Tapada (muestra T-1). Nícoles cruzados - 45 aumentos. Mismo campo que la anterior.

Foto19. Mina Tapada (muestra T-2). Nícoles cruzados - 110 aumentos. Arenisca con alteración hidrotermal. Clorita y sulfuros intersticiales.

Foto 20. Mina Tapada (muestra T-2). Nícoles paralelos - 110 aumentos. Mismo campo que la anterior.

Foto 21. Mina Tapada (muestra T-2). Nícoles cruzados - 110 aumentos. Gran clasto de colófana parcialmente sustituido por apatito en pequeños cristales. Se aprecia silicificación y cloritización

en los bordes (hidrotermal).

Foto 22. Mina Tapada (muestra T-2). Nícoles paralelos - 110 aumentos.

Mismo campo que la anterior.

Foto 23. Mina Tapada (T-2). Nícoles cruzados - 110 aumentos. Clastos de cuarzo y de colófana (alargado en el centro) parcialmente sustituidos por cuarzo-clorita

hidrotermales en disposición intergranular.

Foto 24. Mina Tapada (T-2). Nícoles cruzados - 110 aumentos.

Mismo campo que la anterior.

Foto 25. Mina Tapada (T-5). Nícoles cruzados - 110 aumentos. Clasto de cuarzo rodeado por clorita y cuarzo fino. Debajo, clasto de coloforme sobre el que cristaliza (reemplazamiento) apatito.

Foto 26. Mina Tapada (T-5). Nícoles paralelos - 110 aumentos. Mismo campo que la anterior.

Foto 27. Cuarcita ordovícica (a 1 Km de Mina Esperanza). Nícoles paralelos - 110 aumentos. Vena con relleno de cuarzo y feldespato potásico, a partir de la cual hay potasificación de la roca.

Diseminación de clorita y sulfuros (apatito accesorio).

Foto 28. Cuarcita ordovícica. Nícoles paralelos - 110 aumentos. Aspecto general de la roca, con evidencias de alteración hidrotermal (feldespato potásico, clorita, apatito, cuarzo).

Foto 29. Cuarcita Ordovícica (proximidad de Mina Esperanza). Nícoles cruzados - 110 aumentos. Vena de cuarzo produce alteración de la cuarcita (feldespatización y sobre todo

cloritización). El conjunto está deformado.

Foto 30. Cuarcita Ordovícica (cerca de Mina Esperanza). Nícoles paralelos - 110 aumentos Alteración clorítica y potásica de la cuarcita a partir de una vena de cuarzo hidrotermal.

Foto 31. Mina Tapada (T-4). Nícoles paralelos - 45 aumentos. Contacto entre relleno hidrotermal (sulfuros y cuarzos con habito prismático hidrotermal) y roca

de caja clástica con alteración clorítica.

Foto 32. Mina Tapada (T-4). Nícoles cruzados - 45 aumentos. Mismo campo que la anterior.

Foto 33. Mina Tapada (T-4). Nícoles cruzados - 45 aumentos. Sulfuro (galena) en la arenisca

hidrotermalizada. Alteración supergénica a jarosita.

Foto 34. Mina Tapada. Nícoles cruzados - 45 aumentos. Clasto de roca volcánica con textura porfídica y matriz fluida , otros cantos de cuarzo y de colófana.

Foto 35. Mina Tapada (T-3). Nícoles cruzados - 45 aumentos. Clastos de cuarzo,

de colófana (negro) y fragmentos de roca volcánica con textura fluidal.

Foto 36. Mina Tapada (T-3). Nícoles cruzados - 110 aumentos. Clastos de roca volcánica y de cuarzo en microconglomerado alterado hidrotermalmente. Destaca el gran clasto de colófana

con sustitución incipiente por apatito desde su borde.

Foto 37. Mina Tapada (T-3). Nícoles paralelos - 110 aumentos. Mismo campo que la anterior

Foto 38. Mina de Coiruro (CO-1). Nícoles paralelos - 110 aumentos. Arenisca con alteración hidrotermal. Desarrollo de minerales clorítico-arcilloso intersticialmente y diseminación de sulfuros. Cristales idiomorfos (tendencia a rombos) de arsenopirita parcialmente parcialmente sustituida por escorodita. Pirita en agregados de pequeños granos mas redondeados.

Foto 39. Mina de Coiruro (CO-1). Nícoles cruzados - 110 aumentos. Mismo campo que la anterior.

Foto 40. Mina de Coiruro (CO-1). Nícoles cruzados - 45 aumentos.

Vena de cuarzo y sulfuros cortando a la arenisca. Diseminación de sulfuros en ésta.

Foto 41. Mina de Coiruro. Nícoles paralelos - 110 aumentos. Cristal idiomorfo de arsenopirita,

con antimonita en una pequeña grieta. Agregados de cristales globulares de pirita.

Foto 42. Mina de Coiruro (CO-2). Nícoles cruzados - 45 aumentos. Aspecto general de la roca no mineralizada.

Foto 43. Mina Chinchillas. Aspecto del flat volcánico en el que encaja la mineralización.

Foto 44. Mina Chinchillas. Mineralización brechoide. Roca volcánica alterada entre venas de sulfuros.

Foto 45. Mina Chinchillas (CH-1). Nícoles cruzados - 110 aumentos. Relleno hidrotermal con

sulfuros, cuarzo y abundantes granos idiomorfos a subidiomorfos de carisita.

Foto 46. Mina Chinchillas (CH-1). Nícoles paralelos - 110 aumentos. Mismo campo que el anterior.

Foto 47. Mina Chinchillas (CH-1). Nícoles cruzados - 110 aumentos. Masas de granos de casiterita entre el cuarzo y los sulfuros.

Foto 48. Mina Chinchillas (CH-1). Nícoles cruzados - 110 aumentos. Roca silicificada, blindada por crecimiento de cristales de galena y relleno de cuarzo hidrotermal.

Foto 49. Mina Chinchillas (CH-3). Nícoles cruzados - 45 aumentos. Contacto entre vena con sulfuros y roca sedimentaria (arenisca) externa al domo volcánico.

Foto 50. Mina Chinchillas. Nícoles paralelos - 110 aumentos. Finas venas con sulfuros penetrando en la pizarras encajantes del domo. Alteración potásica asociada.

Foto 51. Mina Pirquitas. Rajos en el entorno de la mina.

Foto 52. Mina Pirquitas. Detalle de la estructura de la mineralización, en venas dentro del cuarzo filoniano.

Foto 53. Mina Pirquitas. Venillas de sulfuros en cuarzo.

Foto 54. Indicio de Fe de Yacoraite. Cabalgamiento de las cuarcitas del grupo Mesón (Cámbrico) sobre las arcillas y areniscas del Subgrupo Pirgua (a la derecha).

Foto 55. Indicio de Yacoraite. Detalle de la mineralización de Fe.

Foto 56. Cuarcita Cámbrico (CA-1). Nícoles paralelos - 45 aumentos.

Microbandeado en las cuarcitas. Bandas con óxidos de hierro. Oxidos intersticiales entre los granos de cuarzo.

Foto 57. Indicio El Halcón. Brecha con cemento de carbonatos, con fragmentos de rocas ígneas de carácter sienítico.

Foto 58. Indicio El Halcón. Detalle del dique con estructura brechoide y cemento carbonatado.

Foto 59. Mina o Indicio de El Volcán. Aspecto de la mineralización de Mn,

en la que pueden observarse varios filoncillos.

Foto 60. Mina Noemi-Antonina. Aspecto de una labor siguiendo el filón que puede observarse en la foto

Foto 61. Mina Noemi-Antonina. Labores siguiendo el filón. Restos del filón de cuarzo-baritina-galena.

Foto 62. Minas Bélgica y La Pulpera. Panorámica de la zona y labor en primer plano.

Foto 63. Mina la Pulpera. Labores siguiendo filones subverticales de baritina.

Foto 64. Mina de Barita de Los Colorados. (nº 26). Stockwork de venillas de baritina en materiales precámbricos. Relleno de fracturas en extensión.

Anexo II Metalogenia - repositorio.segemar.gov.ar

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