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Tesis presentada para optar al Grado de Doctor en Ciencias Naturales

Las vetas Mina Firquitas, están situadas en la Puna de Atacama, a una altura que varía de 4200 a 4700 ms. sobre el nivel del mar, en el departamento de Niaconada, Jujuy.- En la constitución gológica de la zona predominan las sedimentitas ordovícicas.- Por encima de ellas, yacen discordantemente rocas areno-tobaceas de sedimentación continental, perteneciente al terciario medio (?).- A continuación cubriendolas, ampliamente, se hallan vulcanitas dacíticas, de edad terciaria superior, y tobas dacíticas, andesitas, y basaltos del curtario.- Completan este conjunto depósitos aterrazados y acarreos fluviales.- Las vetas alojadas en las rocas sedimentarias del ordovícico, fuertemente plegadas, con rumbo N-S a N 10 E, consituidas en las proximidades del yacimiento por grauyacas, areniscas cuarzosas, linolitas, lutitas y lutitas carbonosas. La alteración hidrotermal consiste principalmente en la silicificación, piritización, caolinitización y alunitización.- Las vetas han podido reunirse de acuerdo a su rumbo en N75 W; N 45 W y N SO E.- El grupo N 75 W comprende las vetas lotosí, Oploca, y algunas menores de los sectores Llallagua, Chicharrón y San Miguel.- En el grupo N 45 W están las vetas Blanca, Colquechaca, las mayores del sector Llallagua, y algunas de Chocaya y Colquiri.- Dentro del grupo N 80 N, se hallan la veta más importante del sector Chocaya-San Miguel, San Pedro; y algunas de Llallagua.- Las vetas son en general ramificadas, y su inclinación varía entre los 80° a 65°.- Tienen una potencia promedio entre los 30 a 50 cm., con excepción de Potosí que tiene 1 m. y de San miguel- Chocaya y San pedro que están compuestas por venillas de 1 a 15 cm. de potencia.- La veta más importante po su producción ha sido convirtiendose también la veta Blanca San miguel-Chocaya y San Pedro.- La textura característica de las ventas es bandeada colloforme, crustificada.- Esta textura se mantiene desde los niveles superficiales a los profundos, disminuyendo en profundidad el ancho de las bandas y el tamaño de grano de los minerales.- De acuerdo con su mineralogía y paragénesis, las vetas, se han reunido en dos grupos.- El primero, comprende las vetas Potosí, Blanca, Colqueenaca, Oploca, Llallagua, Chicharrón y Colquiri.- El segundo: San Pedro, Chocaya y San Miguel.- El primer grupo se caracteriza por la presencia de un solo periodo mineralizador, teniendo lugar en tres sistemas de fracturas.- Dicho período se ha dividido en dos estadios.- Durante el primero se produjo la depositación de pirita, pirrotina, arsenopirita y casiterita, sin variación vertical.- En el segundo, se depositó un grupo de minerales, con marcada zonación vertical.- En los niveles inferiores a intermedios se depositó: Schalenblenda, galena y algunas estannitas.- En los intermedios a superficiales: schalenblenda y boulangerita, semdey-ita, y fizelyuta, miargirita y polibasita.- En el segundo grupo de vetas, se encuentran superpuestos dos períodos, el primero idéntico al citado y un segundo distinto.- Las características de este último son: (a) emplazamiento a mayor profundidad que el anterior y por un solo sistema de fracturas; b) menor volumen de las soluciones mineralizadoras.- c) zonación telescópica.- La depositación de los minerales ha sido la siguiente: achalenblenda, pirita, cuarzo, hexaestannita, isoestannita II; estannita I, schirmerita, schapbachita, alskaíta bournonita, pirargirita, miargirita, estannita castaña, eanfieldita, polibasita, estefanita, con desmezclalocal de calcopirita y plata nativa.- Hay que destacar que la parte apical de la mineralización de éste período coincide con la zona de depositación de sulfosales de plomo y antimonio del primero.- Este emplazamiento de dos períodos mineralizadores a distinta profundidad, explica las paragénesis anómalas halladas por otros autores y la presencia de dos niveles de depositación de los sulfosales de plata y antimonio.- La composición aproximada de los fluidos mineralizadores puede deducirse de los minerales depositados y de su abundancia relativa.- Los elementos más abundantes parecen haber sido: S-O Sn-Fe y In; medianamente abundantes: Si, Pb, Sb y Ag; escasos Ba y Ni; otros In, Ge y H, (en h2O).- Estos elementos reflejan la composición de la provincia metalogenética del noroeste argentino y Sur de Bolivia, exceptuando el W y Au que no se hallaron en Pirquitas. En las condiciones de formación de éste depósito la forma más probable de transporte de los elementos metálicos es la de nio o cloro estannatos para el estado y de bisulfuros complejos para los otros, en soluciones alcalinas.- La depositación tuve lugar posiblemente debido a cambios en las concentraciones de oxígeno y azufre.- En el transcurso de la depositación el pH de las soluciones se fué haciendo ácido, evidenciando por la depositación de caolinita, alunita y marcasita, al finalizar el mismo.- El segundo período púdo haberse producido por una reactivación de las fuentes de origen, siendo la composición de las soluciones semejante a las del primer período.- Por la sociación mineralógica, texturas y paragénesis se puede calcular aproximadamente, la temperatura y profundidad del emplazamiento.- La temperatura pudo llegar a 400°C. al comenzar el primer período, disminuyendo de 300° a 100°C, durante el segundo estadio de dicho período.- En cuanto al segundo período, la temperatura pudo variar de 350° a 100°C. El emplazamiento del depósito fué relativamente cercano a la superficie, evidenciado por texturas, tamaño de grano, variación notable de la potencia de veta en profundidad y la marcada zonación en un corto rango vertical.- La deposición de los minerales de dos períodos, a diferente profundidad, podría deberse a que el volumen de las soluciones inyectadas fué menor, durante el segundo, y la refracturación débil; a la acción precipitante de mineral de mena anteriores; o ambas causas combinadas.- Con respecto a la edad y fuentes de la mineralización, puede relacionarse con el ciclo metalogénetico del terciario medio, con una posible reativación durante el plioceno.- La superposición de minerales característicos de temperaturas altas, con otros de media a baja; que presentan zonación telescópica, hace que el depósito sea clasificado como xenotermal.

Fil:De Brodtkorb, Milka K.. Universidad de Buenos Aires. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales; Argentina.

The southern portion of South America formed part of the supercontinent of Gondwana during most of the Paleozoic, and a broad magmatic belt was active in the west margin in the Carboniferous and Permo-Triassic. In the San Rafael Massif, Mendoza, Argentina a foreland basin developed behind the Carboniferous magmatic arc, which resulted in a thick accumulation of marine and continental sediments. Later, these sediments (El Imperial Formation) were deformed during the San Rafael orogenic phase which was related to an eastward migration of the arc in the Early Permian. Volcanism is Permo-Triassic and postdates the deformation of the El Imperial deposits, but the early volcanics and associated sediments (Cochicó Group) were synchronous with a compressive and/or transpressive stress regime, related to the San Rafael orogenic phase, indicating that subduction continued to the west. The volcanic sequences in the San Rafael Massif form part of the Choiyoi magmatic province. Field observations, in conjuction with mineralogy, petrology, major, trace and REE element data, indicate that two different suites can be distinguished within the Choiyoi, termed in here lower and upper Sections. The lower Section (Early Permian) comprises andesites, and dacitic to low-silica rhyolitic ignimbrites with associated sediments (Cochicó Group) and represents the products of the subduction-related magmatic arc. The upper Section (Early Permian- Early Triassic) which is mainly composed of rhyolitic ignimbrites (Agua de los Burros Formation), andesitic dyke intrusions (Quebrada del Pimiento Formation), caldera-related high-silica rhyolitic ignimbrites and lava flows, dacitic to rhyolitic subvolcanic bodies, some with garnet and topaz, and mildly alkalic basaltic andesites (Cerro Carrizalito Formation). This change in the character of volcanism is correlated with a shift from the compressive tectonic style to a progressive extensional regime, and is believed to represent the transition between Late Paleozoic subduction and Triassic rifting. A third suite of Middle Triassic age (Puesto Viejo Formation) could also be distinguished. It is bimodal, comprises basaltic andesites, basalts and rhyolitic ignimbrites and would correspond to the peak of extension (rift ?) in the area. Dacitic to rhyolitic ignimbrites of the subduction-related Cochicó Group contain biotite as the main mafic mineral, and evolved from andesitic magmas by crystal fractionation of the observed mineralogy (Toba Vieja Gorda Member, Yacimiento Los Reyunos Formation). They are homogeneous sequences that could be considered as “monotonous intermediates” (Hildreth, 1981). Disequilibrium textures suggest that magma mixing and/or lower crust contamination were important processes. High-silica rhyolites of the upper Section are similar to bimodal aluminous rhyolites and to topaz rhyolites. They contain biotites, arnphiboles and pyroxenes suggesting lower pressures, higher temperatures and dryer conditions of crystallization. Rhyolites from different volcanic centers show distinctive geochemical patterns. Besides, some textures suggest magma mixing processes and zoned magma chambers. They show low composition gradients suggesting crystal fractionation processes. The crust was thinned, magma Chambers were emplaced at higher crustal levels and crustal contamination and/ or melting seems to be a main process. They are transitional between subduction and continental intraplate conditions. Andesitic dykes emplaced in tensional normal faults (Quebrada del Pimiento Formation) can record the beginning of extension in the Early-Late Permian. These andesitic dykes could probably be the product of hibridization of a basaltic underplate and the lower crust. Extension could eventually be related to changes in the subduction geometry due to diminishing rates of plate motions, which finally produced the end of plate convergence. Triassic high-silica rhyolites (Puesto Viejo Formation) are also similar to bimodal aluminous rhyolites, no mafic minerals were observed, and they seem to be genetically unrelated to spatially associated basalts and andesites. The rhyolites would represent crustal melts which were produced by heating due to mafic magmas emplaced at the base of the crust, whereas the basalts and andesites are the product of this basaltic “underplating” that fractionated and/or interacted with the crust. The relationship between silicic volcanic rocks (mainly volcaniclastic) and uranium mineralizations has been known for many years, because uranium concentrates in felsic igneous rocks, due to its highly incompatible character. These rocks were widely recognized as source rocks through devitrification processes of volcanic glass. In recent years, however, their importance as potential hosts, mainly of those rocks related to a caldera cycle, was also evaluated: In order to be a potential host, post-magmatic processes, such as long-lived hydrothennal systems, are esential for uranium remobilization and concentration within this environment. In the San Rafael Massif, the Choiyoi lower Section (Grupo Cochicó) hosts the main uranium mineralization known, at present, in Argentina: the Dr. Baulíes-Los Reyunos deposit which is emplaced in sediments (Areniscas Atigradas Member) redeposited from dacitic and low-silica rhyolitic ignimbrites (Toba Vieja Gorda Member) with very low U background (up to 3 ppm). Field, mineralogical and geochemical data in this case, points to the role of volcanism to be limited to that of source rock. Besides, this type of magma is not very suitable for yielding great amounts of U. In contrast, the composition of magmas, the tectonic setting and the presence of caldera-related volcanics in the Choiyoi upper Section are more favourable conditions for uranium mineralizations to ocurr, according to worldwide examples, and seem to be a more adequate exploration target. Mineralogical and chemical data from some known uranium mineralizations associated to these rocks (Rincón del Atuel, Pircas del Mesón) show that some hydrothermal activity was relevant in the remobilization and concentration of U. The paucity of sediments associated to the upper Section volcanics makes ignimbrites and other caldera-cycle rocks, a more favourable host.

La Formación Puncoviscana tiene un amplio desarrollo en el NO de Argentina, principalmente en el ámbito de la Cordillera Oriental y en menor medida en el borde oriental de la Puna; constituyendo el basamento del área. Está compuesta por secuencias clásticas de origen turbidítico, con intercalaciones de rocas volcánicas, calizas y conglomerados. Esta unidad se halla intruída por numerosos plutones y es cubierta en forma discordante por secuencias arenosas de plataforma de edad cámbrica (Grupo Mesón). Sobre la base de la información obtenida en esta Tesis el metamorfismo que afecta a la Formación Puncoviscana es, de acuerdo a los índices de cristalinidad (IC) de la mica blanca, de grado anquizona a epizona. Las características, tanto texturales como composicionales, evidenciadas por los filosilicatos en el estudio con microscopio de electrones de barrido (SEM) y microscopio de electrones de transmisión (TEM) indican un grado metamórfico equivalente. Para las secuencias que afloran en el borde oriental de la Puna, la presencia de biotita prograda indica un grado metamórfico mayor, correspondiente a la facies de esquistos verdes. Para el evento metamórfico, se estiman temperaturas entre 350 y 450 °C, sobre la base de los índices de cristalinidad y las evidencias de puesta a cero del sistema isotópico K-Ar a nivel roca total, en las metapelitas. Las presiones durante dicho evento habrían oscilado entre 5 y 7 Kbar, de acuerdo a los valores de bo registrados para las micas blancas y por la, aplicación del geobarómetro de la fengita. La petrografia, mineralogía e IC indican que las rocas metasedimentarias de muy bajo a bajo grado aflorantes en los cinturones Lules-Puncoviscana y Choromoro integran la misma Formación. El grado de fengitización evidenciado por las micas dioctaédricas de ambas zonas indica que las presiones pueden haber sido algo menores, del orden de 5 Kbar, en el cinturón Lules-Puncoviscana que en el cinturón Choromoro. La esmectita y la corrensita identificadas en numerosas muestras por difracción de rayos-X, SEM y TEM son productos de retrogradación que no reflejan el grado metamórfico alcanzado por las mismas. La anomalía de cerio, así como los altos contenidos de lantano, encontrados en rocas de la Formación Puncoviscana, se explica por la presencia de monacita; la cual habria sido concentrada por procesos de reciclado sedimentario. También son indicativas de reciclado sedimentario las altas relaciones Th/U (> 3,8) que presentan la mayoría de pelitas analizadas; así como los altos contenidos de SiO2 que presentan, tanto las metapelitas como muchas de las metaarenitas. El diagrama de discriminación de Roser y Korsch (1986) indica un ambiente de depositación de margen continental activo para esta secuencia. Los resultados de los análisis isotópicos K-Ar sugieren una edad de 620 ± 25 Ma (Neoproterozoico III) para el evento metamórfico principal que afectó a la Formación Puncoviscana. Los resultados isotópicos obtenidos en este estudio constituyen otro argumento en favor de que tanto las rocas metasedimentarias aflorantes en el cinturón Lules-Puncoviscana como en el cinturón Choromoro forman parte de la misma unidad. Sobre la base los resultados isotópicos y de la proporción de micas politipo 2M/1Md presentes en dos muestras se estima una edad de 670 ± 27 Ma para la diagénesis de las rocas que componen la Formación Puncoviscana. Las ‘edades’ K-Ar menores que 540 Ma indican reaperturas del sistema isotópico producidas por eventos téctono-térmicos ocurridos con posterioridad al episodio principal de deformación que afectó al basamento en el área de estudio.