En la portada:
Labor principal de la mina San Eduardo,
Colipilli, Neuquén.

GEOLOGÍA Y GÉNESIS DE LOS DEPÓSITOS BARÍTICOPOLIMETÁLICOS (Ba-Fe-Pb-Cu-Zn-Mn) DEL ÁREA DE
COLIPILLI, SECTOR CENTRO – OCCIDENTAL DE LA
CUENCA NEUQUINA

Lic. Melisa Ariana Salvioli
Directores:

Dra. Mabel E. Lanfranchini
Dr. Raúl E. de Barrio

La Plata, 2017

Lic. Melisa Ariana SalvioliConsejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas (CONICET)
Instituto de Recursos Minerales (INREMI, UNLP-CICBA)
Calle 64 esquina 120, s/n, 1er piso
C.P. 1900, La Plata, Provincia de Buenos Aires, Argentina
Tel. /Fax: (+54 221) 422 5648 (Interno 25)
E-mail: melisa_salvioli@hotmail.com.ar

… a mi querido abuelo Fredy,
por su fe en mí y compañía amorosaLic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017ÍndiceÍNDICE
PáginaAgradecimientos

III

ResumenV

Abstract

IXCAPÍTULO 1: OBJETIVOS, METODOLOGÍA DE TRABAJO, DESCRIPCIÓN DEL ÁREADE ESTUDIO

1Introducción

2

Objetivos

2

Estructura de la Tesis

3

Métodos de investigación5

Descripción del área de estudio

13

Trabajos citados en el texto

15

CAPÍTULO 2: GEOLOGÍA REGIONAL

16

Introducción

17

Antecedentes Estratigráficos

18

Estratigrafía de la Cuenca Neuquina

20

Estratigrafía de Unidades Magmáticas

41

Antecedentes Metalogenéticos

45

Trabajos citados en el texto46

CAPÍTULO 3: MARCO TECTÓNICO

57

Introducción

58

Faja Plegada y Corrida del Agrio

58

Evolución Tectónica

63

Trabajos citados en el texto

64CAPÍTULO 4: EL MAGMATISMO CRETÁCICO SUPERIOR-TERCIARIO

67

Introducción

68

Geología de las unidades magmáticas

69

Petrografía

72

Características Geoquímicas

79

Discusión y Conclusiones parciales

89

Trabajos citados en el texto

91

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017CAPÍTULO 5: GEOLOGÍA DE LAS MINERALIZACIONES BARÍTICO-POLIMETÁLICASÍndice93

Introducción

94

Estratigrafía local

94

Mineralizaciones barítico-polimetálicas

98

A-Depósitos de baritina con sulfuros

99

B-Mineralizaciones de óxidos de hierro

113

Texturas asociadas a las mineralizaciones

117

Control litoestratigráfico y estructural

127

Discusión y Conclusiones parciales

128

Trabajos citados en el texto131CAPÍTULO 6: GEOQUÍMICA MINERAL

134

Introducción

135

Métodos analíticos

135

Determinaciones microanalíticas en sulfatos

136

Determinaciones microanalíticas en sulfuros y sulfosales

140

Determinaciones microanalíticas en óxidos de hierro

143

Discusión y Conclusiones parciales

146

Trabajos citados en el texto

159CAPÍTULO 7: FLUIDOS MINERALIZANTES161

INCLUSIONES FLUIDAS

162

Introducción

162

Petrografía de inclusiones fluidas con luz trasmitida

162

Fluorescencia con luz UV en inclusiones fluidas

165

Microtermometría en inclusiones fluidas

166

Discusión y Conclusiones parciales

174ISÓTOPOS ESTABLES

179

Introducción

179

Resultados:

179-En sulfatos y sulfuros

179-En magnetitas

183

Discusión y Conclusiones parciales

184

Trabajos citados en el texto

188

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017CAPÍTULO 8: MODELO GENÉTICO Y CONCLUSIONES FINALESÍndice192

Introducción

193

Modelo Genético

195

Conclusiones finales

201

Trabajos citados en el texto

204

ANEXOS

207

Anexo 1: Coordenadas geográficas de las rocas ígneas analizadas petrográficamente

208

Anexo 2: Mapa geológico del área de estudio

210

Anexo 3: Análisis de baritina por microsonda electrónica

212

Anexo 4: Análisis de sulfuros por microsonda electrónica

239

Anexo 5: Análisis de galena por microsonda electrónica

247

Anexo 6: Análisis de magnetita por microsonda electrónica

256

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Agradecimientos

Agradecimientos
La realización y ejecución de esta Tesis fue posible gracias a la Universidad Nacional de
La Plata (UNLP, FCNyM) quien me permitió seguir formándome como profesional, al Consejo
Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas (CONICET) por haberme otorgado una Beca
Interna Doctoral, al financiamiento de los proyectos PIP0285 (CONICET), 11N540 y 11N692(UNLP-FCNyM), a la Society of Economic Geologists (SEG) por haberme otorgado dos becas
de apoyo económico y a la ayuda de numerosas personas.
Deseo expresar mi más profundo agradecimiento a mis queridos directores, los Dres.
Mabel E. Lanfranchini y Raúl E. de Barrio, por su amistad, compañía y paciencia a lo largo detodo este camino. Su interés, dedicación y disposición permanente me ayudaron a crecer tanto
en lo académico y profesional como en lo personal. Del mismo modo, quiero agradecer al Dr.
Isidoro B. Schalamuk por permitirme formar parte del Instituto de Recursos Minerales(INREMI), como así también a todos mis compañeros del instituto que de alguna u otra forma
me ayudaron a desarrollar esta Tesis.
Este trabajo de investigación no habría sido posible sin el permiso otorgado por la
comunidad mapuche del área de Colipilli; mi agradecimiento permanente hacia los Caciques
Pedro S. y Juan A. Huayquillán por su amabilidad y cordialidad en cada una de nuestras visitas.
A su vez, deseo agradecer al Dr. Clemente Recio Hernández (Universidad de Salamanca,
España), Dr. Agustín Martín-Izard (Universidad de Oviedo, España), Dr. Fernando Colombo(Universidad Nacional de Córdoba, Argentina), Dra. Nora N. Cesaretti (Departamento deGeología, UNS) y Dra. Graciela R. Mas (Departamento de Geología, UNS) por habermefacilitado los equipos y resultados analíticos.
Además deseo expresar especial agradecimiento al Dr. Ricardo O. Etcheverry por habersido director de la Beca Interna Doctoral y estar siempre presente y bien predispuesto aayudarme, al Lic. Juan Carlos Danieli por su buena predisposición en ayudarme siempre y por
su amabilidad y generosidad con que nos recibió todas las veces que lo visitamos, al Lic. Juan
Carlos Gómez por su gran ayuda en el procesamiento de imágenes satelitales, a la Dra. Nora N.
Cesaretti por lo mucho que aprendí de ella y por su guía en el estudio de las inclusiones fluidas,
al Dr. Rodrigo I. Escobar por haberme ayudado durante los trabajos de campo y de gabinete, al
Dr. Carlos A. Ballivián Justiniano por brindarme su ayuda de gabinete y compañía
desinteresadamente, a la alumna Micaela Colavita por su optimismo y por su muy valiosa ayuda
en la confección de varias figuras, a la Lic. Marcela V. Curci por su buena predisposición en
ayudarme en el mapeo de las inclusiones fluidas, al Lic. Miguel A. Del Blanco por estar siempre
predispuesto a ayudarme en los estudios petro-calcográficos, a la Arq. Adriana González deIII

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Agradecimientos

Ganganelli por la elaboración de numerosos dibujos, al Lic. Joaquín Nigro por estar siempre
bien predispuesto a ayudarme en las tareas de mapeo con el programa GIS, al DCV. Esteban M.
Luna por su colaboración en la parte gráfica, al Sr. José Luis Molina por la realización denumerosos cortes delgados, a la Srita. Marcela Pené por su amabilidad constante y buena
predisposición en las tareas administrativas, a la Dra. María Florencia Lajoinie y Lic. Manuela
E. Benítez por su compañía diaria.
De la misma forma quiero agradecer a mi amado esposo, mi compañero de la vida,
Matías A. Sirini por haber estado incondicionalmente en cada momento de esta etapa. Su alegría,amor y palabras, ayudaron a que mí día a día sea más bello y especial. Asimismo, quieroagradecer profundamente a mis padres amorosos y bondadosos, Ana Ruth y Gustavo, como así
también a mis queridos hermanos, Marco y Ailén, por creer en mí y estar siempre. Finalmente,mi más sincero agradecimiento a mis queridos abuelos Fredy, Elvy y Hugo por su compañía tan
cariñosa.
Finalmente, deseo agradecer muy especialmente a los jurados, los Dres. Nora N.
Cesaretti, Pablo R. Leal e Isidoro B. Schalamuk, por su lectura crítica y constructiva, por todas
sus observaciones y comentarios los cuales han mejorado la calidad del presente trabajo deinvestigación.

Melisa A. SalvioliIVLic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

ResumenResumen
En el sector centro-occidental de la provincia del Neuquén, en la región de Colipilli, sesitúa un conjunto de mineralizaciones barítico-polimetálicas asociadas esencialmente a lasecuencia sedimentaria del Cretácico Temprano. Forma parte de una amplia provincia
metalogenética que se extiende desde el río Diamante, en la provincia de Mendoza, hasta el surdel Neuquén.
El esquema estratigráfico regional del área investigada presenta una sucesión
sedimentaria que va desde el Jurásico Tardío al Cretácico Temprano donde se pueden
distinguir fundamentalmente unidades que conforman una alternancia de ciclos sedimentarios
marinos y continentales. La sucesión se inicia con el Grupo Mendoza integrado por las
Formaciones Vaca Muerta (pelitas y calizas marinas, Tithoniano-Valanginiano Temprano),
Mulichinco (areniscas marino-continentales, Valanginiano) y Agrio (Valanginiano TempranoBarremiano); esta última constituida por los Miembros Pilmatué (pelitas y calizas marinas),
Avilé (areniscas continentales) y Agua de la Mula (pelitas y calizas marinas). Por encima,
continúa la secuencia eocretácica con el Grupo Bajada del Agrio (Grupo Rayoso) integrado por
las Formaciones Huitrín (Barremiano-Aptiano) y Rayoso (Albiano-Cenomaniano Inferior). La
Formación Huitrín está compuesta por los Miembros Chorreado, Troncoso Inferior, Troncoso
Superior, La Tosca y Salina. Estas unidades representan eventos marinos, continentales
neríticos y evaporíticos, que trasuntan una compleja historia evolutiva con cambios extremos
en las condiciones ambientales. Completa la secuencia cretácica inferior la mencionada
Formación Rayoso que agrupa esencialmente areniscas que responden a un ambiente fluvial.
Gran desarrollo presenta en el área el magmatismo diorítico-andesítico del Cretácico
Tardío-Paleoceno denominado Grupo Naunauco. En él, se destacan netamente dos facies: una
plutónica, la Formación Colipilli, constituida por cuerpos hipabisales tales como diques,filones capa y stocks, y la facies volcánica, representada por las lavas andesíticas de laFormación Cayanta.
Todo el conjunto ha sido sometido a una fuerte tectónica compresional que ha generado
la Faja Plegada y Corrida del Agrio (FPyCA) asociada a corrimientos y plegamientos, derumbo general N-S y que se caracteriza por presentar una historia de deformación
multiepisódica conformándose dos zonas: una externa, donde las estructuras son
principalmente de “piel fina” y una zona interna con predominio de estructuras de “pielgruesa” producto de la inversión del basamento.

VLic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

ResumenEl Grupo Naunauco representa un magmatismo calco-alcalino, asociado a un ambientede arco magmático continental que se generó en niveles de emplazamiento somero con
aureolas de contacto de muy escaso desarrollo.
Las mineralizaciones barítico-polimetálicas asociadas a la secuencia Cretácica
Temprano del área de Colipilli involucran elementos metalotécticos que han sido
determinantes para la formación de los depósitos. Por un lado presentan un fuerte control
litoestratigráfico, vinculado a facies carbonáticas y a silicoclásticas del Cretácico Temprano, ypor otro, un control estructural producto de los distintos eventos de deformación que sufrió lasecuencia sedimentaria mesozoica.
La mineralización barítico-polimetálica se aloja mayoritariamente en las facies
carbonáticas de tipo grainstone oolítico y mudstone del Miembro Chorreado, en las arenosas
finas silicoclásticas pertenecientes al Miembro Troncoso Inferior y carbonáticas de tipo
boundstone desarrolladas en el Miembro Troncoso Superior de la Formación Huitrín. Dichas
litologías son porosas y permeables, por lo que constituyeron canales muy propicios para lacirculación de los fluidos mineralizantes. Por otra parte, las yacencias vetiformes afectan a lasFormaciones Vaca Muerta, Mulichinco y Agrio como así también a las magmatitas del Grupo
Naunauco, en especial en las superficies de discontinuidad existentes entre éstas y las
sedimentitas.
Los depósitos minerales se muestran esencialmente de dos maneras:
1) mantos y vetas estratiformes, encajados mayoritariamente en unidades
correspondientes a la Formación Huitrín.
La mineralogía predominante consiste en baritina, con textura cebrada y/o brechosa, yen menor proporción óxidos-hidróxidos de hierro con sulfuros de Pb subordinados.
Por otra parte, emplazados en horizontes calcáreos finos del Miembro Chorreado de laFormación Huitrín se presentan niveles mantiformes de magnetita.
2) Vetas discordantes que rellenan fracturas y zonas de brechamiento que se alojan enlas sedimentitas de las Formaciones Vaca Muerta, Mulichinco, Agrio y Huitrín y en las dioritoandesitas de la Formación Colipilli. La paragénesis mineral está representada mayoritariamente
por baritina espática, de grano grueso acompañada de óxidos-hidróxidos de hierro con
proporciones minoritarias de galena, y en sectores restringidos, como en mina San Eduardo,
por esfalerita, calcopirita, tetraedrita y pirita.
Los depósitos minerales estudiados, fueron a su vez agrupados desde el punto de vista
paragenético en: 1) mineralizaciones de baritina con sulfuros, 2) mineralizaciones de óxidos dehierro, donde los procesos mineralizantes predominantes fueron relleno y reemplazo,
respectivamente.
VILic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

ResumenEl primer grupo de mineralizaciones se distribuye fundamentalmente en tres sectores:a) área de las minas San Eduardo y La Bienvenida, b) área de las minas La Bruja y Julio Césary c) área de las minas Carlita-La Esperanza.
Las mineralizaciones de óxidos de hierro estudiadas fueron mina Augusta y un
depósito de Fe situado en el cerro Naunauco, cercano a la mina Manuel Belgrano. En ambos
casos la mena está representada por magnetita. Los procesos de reemplazo metasomático hansido predominantes en ambas mineralizaciones.
Las texturas de las mineralizaciones barítico-polimetálicas están representadas
esencialmente por dos morfologías bien diferenciadas: textura cebrada y textura brechosa, éstaúltima desarrollada en varias fases. Por su parte en las mineralizaciones de hierro, la textura
predominante es la maciza. Es de señalar, que en mina Augusta se produjo el hallazgo demagnetita laminar, mushketovita, que representa la segunda mención de esta variedad
pseudomórfica de magnetita en Argentina.
Los análisis mineraloquímicos por microsonda electrónica revelaron que las baritinas
de las diferentes localidades y yacencias del área de Colipilli conforman un conjunto mineralhomogéneo con una marcada aproximación al extremo de Ba de la serie isomorfa, siendoclasificadas como baritinas s.s y celestobaritinas. Los contenidos de BaO fluctúan entre 61,46
y 67,30% en peso, los de SrO entre 0,11 y 3,59% en peso y de CaO entre 0 y 0,10% en peso.
Se observa en los contenidos de Sr una cierta tendencia a disminuir en las morfologías
vetiformes respecto de las estratiformes. Los sulfuros analizados revelan en general valores
normales, destacándose el bajo contenido de Fe en muchos de los granos de esfalerita
analizados.
Los estudios microtermométricos de inclusiones fluidas realizados en esquirlas decristales de baritina permitieron reconocer que se clasifican en monofásicas de tipo L (líquido)
y bifásicas de tipo L+B (burbuja) y L+S (sólido), y minoritariamente multifásicas L+B+S,
L+B+S1+S2, S1+S2+S3, en tamaños de entre 20 y 30 μm hasta 50 μm.
El análisis por fluorescencia de luz ultravioleta posibilitó reconocer la presencia dehidrocarburos, del tipo ciclohexano, y en algunos casos muy posiblemente metano. En las
yacencias estratiformes, durante el calentamiento de las inclusiones bifásicas, la gran mayoríade las burbujas mostraron un movimiento browniano y homogeneizaron a líquido entre 156,2°
y 176,0°C, con un valor promedio de 162,2°C. Por su parte, en las morfologías vetiformes lastemperaturas de homogeneización variaron entre 163,0° y 280,6°C, con un valor promedio de
241°C. Las salinidades calculadas fueron entre 0,2 y 7,2%, y entre 0,5 y 8,3% en peso equiv.
de NaCl para las IF de mantos y vetas, respectivamente.

VIILic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

ResumenLos estudios de isótopos estables en S y O fueron ejecutados en baritinas, sulfuros ymagnetitas. Los valores isotópicos de δ18OSMOW y δ34SCDT en baritina se encuentran entre+10,4‰ y +17,0‰ y entre +15,3‰ y +23,4‰, respectivamente, mientras que lasdeterminaciones isotópicas realizadas en galena arrojaron valores marcadamente negativos deδ34SCDT entre -10,6‰ y -18,6‰, sin encontrarse grandes diferencias entre las yacencias
mantiformes y las vetiformes.
Los valores δ18OSMOW de las magnetitas de rocas ígneas varían entre un mínimo de 3,3y un máximo de 6,4. Diferentes son los valores determinados en las mineralizaciones de Fe,
Augusta y Naunauco, que alcanzaron a 2,9 y 9,1, respectivamente.
Finalmente, respecto del modelo genético al cual se ha arribado en la presente
investigación se puede sostener que en la región de Colipilli se ha implantado un significativo
conjunto de sistemas hidrotermales con abundancia de Ba y metales subordinados (Pb-Fe-ZnCu) vinculados espacialmente a la extendida secuencia eocretácica y a destacados cuerpos
intrusivos cretácico-terciarios. El estudio metalogenético de las mineralizaciones permitió
considerar y establecer que la formación de los depósitos minerales estuvo acompañada
inicialmente por la circulación de fluidos hidrotermales (aguas formacionales calentadas), lamigración-expulsión de hidrocarburos y una actividad tectonomagmática que afectó el área deColipilli. Las características estratigráficas, mineralógicas y texturales de los depósitos en el
sector de mina La Bienvenida, son similares a los depósitos MVT subtipo Laisvall, mientras
que los rasgos geológicos observados en las mineralizaciones estratiformes de mina San
Eduardo parecen asimilarse a una tipología MVT al estilo de los depósitos del Noreste deMéxico. Por otra parte, las sucesivas reactivaciones estructurales, desarrollaron un ambiente
favorable para la removilización de las mineralizaciones y la formación de depósitos
vetiformes que se alojaron en discontinuidades estratigráficas y en fajas de cizalla con la
generación de estructuras brechosas y en mucha menor medida bandeadas.
La fuente de procedencia del Ba muy posiblemente estuvo vinculada a la lixiviación dela pila sedimentaria en especial de las unidades silicoclásticas de las formaciones continentales
con feldespatos en rocas tipo “red beds”. Las secuencias evaporíticas podrían haber sido lafuente de salmueras sulfuradas capaces de transportar los elementos metálicos (hierro, plomo,
cobre) y proveer el azufre. Las pelitas negras tipo “black shales” pudieron convertirse en lafuente con contenidos anómalos de metales.
La fase de deformación de la FPyCA ocurrida durante el Mioceno puede ser que hayafavorecido la reactivación de estructuras mineralizadas y los nuevos pulsos de la actividadígnea (magmatismo Huantraico) haber propiciado un nuevo episodio de removilización yrelleno de los depósitos minerales de la región de Colipilli.
VIIILic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Abstract

Abstract
Geology and genesis of barite-polymetallic (Ba-Fe-Pb-Cu-Zn-Mn) deposits from theColipilli area, central-western sector of the Neuquén basin (Argentina).

Ba-Fe-Pb-Zn-Cu ore deposits are placed in the Colipilli area, central-western sectorof the Neuquén province. These mineralizations are associated essentially with the Lower
Cretaceous sedimentary sequence and are part of a metallogenic regional district which
extends from the Diamante River in the Mendoza province to the south of the Neuquén
Province.
The regional geological setting shows a sedimentary sequence of Upper Jurassic to
Lower Cretaceous age with an alternation of marine and continental cycles. The oldest unit
is the Mendoza Group formed by the Vaca Muerta Formation (marine pelites andlimestones, Early Tithonian-Valanginian), Mulichinco Formation (continental sandstones,
Valanginian) and Agrio Formation (Early Valanginian-Barremian). This last unit iscomprised of three Members: Pilmatué (marine pelites and limestones). Avilé (continental
sandstones) and Agua de la Mula (marine pelites and limestones). Above, the sequence
continues with the Bajada del Agrio Group (Rayoso Group) constituted by the Huitrín and
Rayoso Formations. The Huitrín Formation (Barremian-Aptian) has five members:
Chorreado, Lower Troncoso, Upper Troncoso, La Tosca and Salina. These units represent
marine and continental events which reflect a complex evolutionary history with extremechanges in the environmental conditions. The Rayoso Formation (Lower AlbianCenomanian) which is essentially formed by sandstones of continental environment,completes the lower Cretaceous sequence.
The dioritic-andesitic magmatism of the Naunauco Group (Upper CretaceousPaleocen) is well developed in the studied region. It comprises two units: the Colipilli
Formation, composed of hypabissal bodies such as dykes, sills and stocks, and the Cayanta
Formation, represented by andesitic lavas.
The whole sequence has been subjected to strong compressional tectonics thatgenerated the Faja Plegada y Corrida del Agrio (FPyCA) region. It is associated with thrusts
and folds, of general N-S strike and has multiepisodic deformation phases that conform two

IX

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Abstractzones: an external one, where the structures are mainly of "thin skin” and an internal zone
with predominance of "thick skin" structures product of the basement inversion.
The Naunauco Group represents a calc-alkaline magmatism, related to a continental
volcanic arc environment that was generated at shallow depths. The dioritic-andesitic
plutons produced contact aureoles of very poor development.
The Ba-Fe-Pb-Zn-Cu ore deposits associated with the Lower Cretaceous sequenceof the Colipilli area involve some metallotetic elements that were essential for the genesisof these mineralizations. These deposits show a strong lithostratigraphic control linked tocarbonaceous and minor siliciclastic lithologies. In addition, they show a structural control
resulting from the different deformation events that underwent the Mesozoic sedimentary
sequence.
The Ba-polymetallic mineralizations are mostly located in the oolitic grainstones
and mudstones of the Chorreado Member, in the fine siliciclastic sandstones of the Lower
Troncoso Member, and in the boundstones of the Upper Troncoso Member, all of which
belong to the Huitrín Formation. These lithologies are very porous and permeable;
therefore, they constitute favorable channels for the circulation of mineralizing fluids.
Furthermore, the vein deposits are placed in the Vaca Muerta, Mulichinco and Agrio
Formations as well as into the discontinuity surfaces between the andesitic bodies and thesedimentary rocks.
Mineralizations are essentially from two types:
1) mantles and stratiform veins, mostly embedded in the Huitrín Formation.
The main mineralogy consists of abundant barite, and minor iron oxide-hydroxideminerals with subordinate Pb, Zn and Fe sulfides. The predominant textures are zebra andbreccia types.
In addition, the Chorreado Member of the Huitrín Formation shows stratiform bedsof magnetite located in mudstones with massive texture generated by replacement
processes.
2) Discordant veins that fill fractures and breccia zones which are hosted in the
Vaca Muerta, Mulichinco, Agrio and Huitrín Formations and in the diorites-andesites of theColipilli Formation. The mineral paragenesis is represented mainly by sparry coarse barite,
accompanied by iron oxides-hydroxides with minor proportions of galena, and in restrictedsectors (i.e. San Eduardo mine) with significant amounts of sphalerite, chalcopyrite,
tetrahedrite and pyrite.

XLic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Abstract

The ore deposits were classified from a paragenetic point of view in: 1) barite
mineralizations with sulfides, 2) iron oxide (magnetite) mineralizations, where thepredominant mineralizing processes were filling and replacement, respectively.
The first group of mineralizations is mainly distributed in three sectors. a) San
Eduardo and La Bienvenida mines area; b) La Bruja and Julio César mines area; and c)Carlita-La Esperanza mines area.
The studied iron oxide mineralizations were the Augusta mine and an iron deposit
located at the Naunauco hill, near the Manuel Belgrano mine. In both cases the ore isrepresented by magnetite. Metasomatic replacement processes have been predominant inboth mineralizations.
The textures of the barite-polymetallic mineralizations are represented essentially by
two types: zebra and breccia, the latter developed in several phases. The predominanttexture in the iron mineralizations is massive. It is noteworthy that in the Augusta mine
there was a discovery of lamellar magnetite, mushketovite, which represent the second
mention of this pseudomorphic variety of magnetite in Argentina.
Mineralochemical studies by electron microprobe analyses have revealed that the
barites of the different localities and areas of the Colipilli area constitute an homogeneousmineral assemblage with a manifest approach to the Ba end of the isomorphic series, beingclassified as barites s.s and Sr-barites. The contents of BaO range from 61.46 to 67.30%,
SrO from 0.11 to 3.59% and CaO from 0 to 0.10%. There is a certain tendency to a Srcontent decrease in the veins respect the stratiform ones. The sulfide analyses reveal normal
values, with a low content of Fe in many of the sphalerite grains.
The FI microthermometric studies made in barite crystal fragments showed that they
are classified as L + B (bubble) and L + S (solid) type L (liquid) and biphasic (L + S) + S, L
+ B + S1 + S2, S1 + S2 + S3. Their sizes vary between 20 and 30 μm, up to an exceptional
maximum of 50 μm.
Fluorescence UV light analysis allows the recognition of the presence of
cyclohexane hydrocarbons, and in some cases perhaps methane. During the heating of thebiphasic inclusions in the stratiform mineralizations, the great majority of the bubbles
showed a Brownian movement and homogenized to a liquid between 156.2 °C and 176.0°C,
with 162.2 °C in average. In addition, in the vetiform types the homogenization
temperatures vary between 163.0 °C and 280.6 °C, with 241°C in average. The calculated
salinities were between 0.2 and 7.2%, and between 0.5 and 8.3% weight equiv. NaCl for the
stratiform and vein type FI, respectively.

XI

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Abstract

Stable isotope studies on S and O were performed on barites, sulfides andmagnetites. The isotopic values of δ18OSMOW and δ34SCDT in barite are between + 10.4 ‰and + 17.0 ‰ and between + 15.3 ‰ and + 23.4 ‰, respectively, whereas the isotopic datain galena showed highly negative values of δ34SCDT between -10.6 ‰ and -18.6 ‰, without
any significant differences between the stratiform and the vetiform mineralization types.
The δ18OSMOW values of the magnetite of igneous rocks vary between a minimum of
3.3 and a maximum of 6.4. Different values were determined in the mineralizations of Fe,
Augusta and Naunauco, which reached 2.9 and 9.1, respectively.
Finally, regarding the genetic model of the Ba-Fe-Pb-Zn-Cu ore deposits of theColipilli region, it can be argued that significant hydrothermal systems are spatiallyassociated to the Early Cretaceous sedimentary sequence and the Upper CretaceousPaleocen magmatic bodies. The metallogenetic investigation permitted to consider andestablish a model in which its formation was initially accompanied by the circulation ofhydrothermal fluids (heated formational waters), migration-expulsion of hydrocarbons anda concomitant tectonomagmatic activity that affected the Colipilli area. The stratigraphic,
mineralogical and textural characteristics of the ore deposits at La Bienvenida mine sector
are similar to those of MVT deposits, Laisvall subtype. Besides, the geological features
observed in the stratiform mineralizations of the San Eduardo mine seem to be assimilate toa MVT typology such as the Ba-Sr deposits of Northeast Mexico. Moreover, successive
structural reactivations developed a favorable environment for the removal ofmineralizations and the formation of vetiform deposits that were placed in stratigraphic
discontinuities and in shear bands with the generation of breccias structures and to a muchlesser extent bundles.
The Ba provenance was very possibly relate to the leaching of the sedimentary pile,especially from the rocks with feldspar of the continental siliciclastic formations (“redbeds”). The evaporitic sequences may have been the source of sulfurous brines capable oftransporting the metallic elements (iron, lead, copper) and providing sulfur. The blackshales could have become a source with anomalous metal contents.
The deformation phase of the FPyCA occurred during the Miocene may havefavored the reactivation of previous mineralized structures and the new pulses of theigneous activity (Huantraico magmatism) may have contributed favoring a new episode ofremobilization and filling processes in the mineral deposits of the Colipilli region.

XII

Capítulo 1

OBJETIVOS
METODOLOGÍA DE TRABAJODESCRIPCIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO

1

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 1

Introducción
El presente trabajo fue desarrollado para ser presentado como Tesis Doctoral en la
Facultad de Ciencias Naturales y Museo de la Universidad Nacional de La Plata. Abarca elestudio de la geología y la génesis de las mineralizaciones barítico-polimetálicas (Ba-FePb-Cu-Zn-Mn) ubicadas en el área de Colipilli, sector occidental de la Cuenca Neuquina,
en la provincia del Neuquén (Fig.1.1).
La importante actividad exploratoria de combustibles fósiles, que ha tenido y tiene
la Cuenca Neuquina, la convierte en una de las cuencas sedimentarias más estudiadas y
mejor conocidas de la Argentina. También, a mediados del siglo XX, fueron motivo deexplotación yacimientos de baritina y celestina a los cuales se asocian en algunos sectores
mineralizaciones metalíferas.
Las mineralizaciones presentes en la región de Colipilli forman parte de una amplia
provincia metalogenética que se extiende desde el río Diamante, en la provincia deMendoza, hasta el sur del Neuquén (Llambías y Malvicini 1978). Hasta el presente son
escasas las investigaciones en las que se han empleado técnicas analíticas modernas(fluorescencia y microtermometría en inclusiones fluidas, análisis de isótopos estables,
geoquímica, entre otras) que permitan clarificar los procesos mineralogenéticos sucedidos
en estos depósitos minerales. También son pocas las contribuciones que han tratado deexplicar el rol que desempeñó el magmatismo cretácico-terciario, presente en el área deestudio, en la génesis de los depósitos barítico-polimetálicos (Ba-Fe-Pb-Cu-Zn-Mn).

Objetivos
El objetivo general de este trabajo consistió en la caracterización geológica integraldel área del distrito polimetálico Colipilli, mediante análisis mineralógicos, estructurales,
petrológicos, geoquímicos y sedimentológicos generales, sustentados en datos concretos
que permitieron explicar la génesis de las mineralizaciones estudiadas y el desarrollo de unmodelo metalogenético integrando los resultados obtenidos.
Por su parte, los objetivos específicos planteados para la realización de este trabajo
de investigación fueron:- Análisis detallado de la estratigrafía del área con una caracterización litológica decada una de las unidades sedimentarias y magmáticas que están fuertemente vinculadas alos depósitos minerales.
2Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 1

Figura 1.1: Mapa de la Cuenca Neuquina, con sus límites geológicos.

- Caracterización geológica y geoquímica de las rocas sedimentarias y magmáticas
y de los depósitos minerales que afloran en el área de estudio.
- Definición de estructuras, su vinculación con la tectónica regional y la relación
que tienen con los depósitos minerales.
- Caracterización de los fluidos vinculados a los procesos genéticos de las
mineralizaciones, con la identificación de los procesos físico-químicos que intervinieron enla formación de los depósitos.
- Definición de guías metalotécticas a nivel local y regional.
- Divulgación de los resultados a través de publicaciones en revistas periódicas yreuniones científicas específicas.

3Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 1

Estructura de la tesis
El presente trabajo de investigación se encuentra organizado en ocho capítulos que
muestran en orden cronológico las tareas desarrolladas. Al final de cada uno de loscapítulos se detalla la lista de los trabajos citados en el texto.
En el capítulo 1, de carácter introductorio, se expresan los objetivos de la presente
Tesis Doctoral y se detallan las distintas metodologías empleadas para la obtención,
procesamiento y análisis de los datos; finalmente se describe, de manera general, el área deestudio. En el capítulo 2 se presenta la geología de la región, caracterizándose las unidades
sedimentarias, ígneas y los principales rasgos de estructuras deformacionales. El análisis
de la geología local del área de Colipilli, en la que se exponen las estructuras dedeformación, son tratadas en el capítulo 3.
El capítulo 4 presenta el estudio realizado sobre el magmatismo existente en el áreade investigación. Se realiza una caracterización petrológica y geoquímica de las diferentes
unidades ígneas.
En el capítulo 5 se abordan detalladamente las mineralizaciones baritopolimetálicas (Ba-Fe-Pb-Cu-Zn) presentes en cada uno de los sectores investigados. Se
describen los principales afloramientos y los rasgos sedimentarios asociados a lamineralización. Se analizan los controles metalotécticos que influyeron en el transporte yprecipitación de los fluidos mineralizantes. También se hace un estudio detallado de lastexturas de mineralización. Asimismo, se exponen los análisis geoquímicos de las
mineralizaciones.
El análisis de la naturaleza de los fluidos mineralizantes que condujeron a lageneración de los depósitos minerales se expone en los capítulos 6 y 7. Se exponen las
determinaciones microanalíticas por microsonda electrónica de las diferentes especies
minerales estudiadas y se exhiben los resultados obtenidos a partir de la fluorescencia y
microtermometría de inclusiones fluidas. Además, se presentan los resultados de análisis
de isótopos estables (34S/32S y 18O/16O) en baritina, galena y magnetita de distintos sectores
representativos de la zona de estudio, hecho que nos permitió determinar el origen dealgunos elementos formadores de estos minerales.
En el último capítulo se realiza una discusión sobre los aspectos genéticos de losdepósitos acompañada de un modelo genético integral, en el que se consideran loselementos metalotécticos que controlaron la formación de los depósitos y se propone un4Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 1

esquema evolutivo-paragenético con los diferentes procesos que sucedieron durante laformación del depósito. Finalmente, se exponen las principales consideraciones finales yconclusiones a las que se han arribado en la presente Tesis Doctoral.

Métodos de Investigación
A fin de cumplir con todos los objetivos propuestos en esta tesis, los métodos
utilizados han sido:
Tratamiento de imágenes satelitales y confección cartográfica
Se confeccionó un mapa base, a partir del procesamiento de imágenes satelitales(principalmente ASTER y LANDSAT), cartas geológicas (Hoja Geológica 3769-31,
Chorriaca 1:100.000 y Carta Geológica-Económica Chos Malal, 1:200.000), mapas
geológicos (Llambías y Malvicini 1978 y Llambías y Rapela 1989) y detalles de la zonacon Google Earth (Fig.1.2). En el tratamiento de las imágenes satelitales se identificaron
los distintos afloramientos que luego fueron analizados y mapeados en el campo. Las
cartas geológicas fueron escaneadas y geo-referenciadas en coordenadas Gauss Krüger con
datum WGS84 Faja 2 y se rectificaron para eliminar la deformación cónica utilizando unprograma de procesamiento digital de imágenes. La geo-referenciación se realizó mediantepuntos de control como cruces de rutas, lagunas y resaltos topográficos. Con todo loanterior se realizó un mosaico digital a escala 1:100.000. Este producto final se exportó a
un SIG (Sistema de Información Geográfica) donde se confeccionó el mapa geológico delárea, que integró la información aportada por autores que trabajaron previamente en lazona junto con la información nueva producto de este trabajo, superponiendo en distintas
capas la información de los datos geológicos y estructurales. Este mapa se utilizó en elcampo como base del levantamiento geológico para realizar el estudio y mapeo de detallede los sectores de interés. Finalmente la edición del mapa se realizó a través de una
herramienta informática de diseño gráfico (ArcMap versión 10.0).

5Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 1

Figura 1.2: Ubicación del área de estudio en imagen satelital Landsat con los principales cerros,
estructuras y arroyos. a- sinclinal de Colipilli; b- anticlinal de la sierra de Chorriaca; c- anticlinal dela Loma de Naunauco.

Trabajo de CampoUno de los meses climáticamente más favorables para efectuar las campañas al áreade Colipilli fue diciembre. Se ejecutaron tres campañas de veinte días cada una en los años
2012, 2013 y 2014.
Se realizó el reconocimiento de las diversas unidades litológicas y principales
estructuras mineralizadas del área de trabajo. Se mapearon los afloramientos de rocas
sedimentarias e ígneas utilizando el mapa base para volcar la información. También, se
6

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 1

realizaron perfiles estratigráficos detallados especialmente en los sectores donde se
identificaron diferentes paragénesis minerales. A partir de estas tareas se llevó a cabo elmuestreo litológico y geoquímico de las diferentes unidades relevadas. Además, se efectuó
la toma de muestras minerales para estudios isotópicos y microtermométricos. En
simultáneo, se tomaron datos de carácter estructural: rumbo e inclinación de planos
estratigráficos y de fallas así como de ejes de pliegues, etc.
Finalmente, se logró un mapa geológico de las unidades sedimentarias e ígneas
aflorantes en la zona, a escala 1:100.000, con algunos sectores de detalle a escala 1:10.000- 1:5.000.

Estudios de Gabinete y Laboratorio-Confección de una base de datos bibliográficos:
Se efectuó una recopilación y análisis del material bibliográfico, especialmente
estratigráfico, mineralógico, geocronológico, geotectónico y cartográfico a los fines deconstruir una base digital de datos.

-Petrografía:
Se estudió un total de 100 secciones delgadas que incluyeron muestras de las
mineralizaciones y de las rocas sedimentarias e ígneas del área con la finalidad de analizar
su mineralogía, texturas y estructuras para su posterior caracterización y clasificación. El
laboratorio del INREMI cuenta con un microscopio petro-calcográfico marca Nikon
modelo Optiphot-POL y un microscopio petrográfico Nikon modelo Eclipse E400-POL.
Los estudios mineralógicos y petrográficos han sido complementados con datos
obtenidos a partir de una serie de técnicas instrumentales y analíticas, que se detallan acontinuación:-Análisis por microsonda electrónica:
Mediante el análisis por microsonda electrónica (EPMA) se obtuvo la composición
química de diferentes especies minerales entre las que se pueden citar baritina, galena,esfalerita, calcopirita, tetraedrita y magnetita provenientes de distintos depósitos minerales
que permitió la reconstrucción de sus fórmulas estequiométricas; esto permtió comprobar
sus variaciones composicionales. Los estudios de las baritinas, galenas, calcopiritas ytetraedritas se realizaron con una microsonda electrónica marca Cameca, modelo Camebax
7

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 1

SX 100, en el laboratorio de microanálisis del Servicio de Ciencia y Técnica “El Cristo” dela Universidad de Oviedo, España (Fig.1.3a) y en el Departament de Cristallografía,
Mineralogia i Diposits Minerals, Universitat de Barcelona, España. Los análisis serealizaron con aceleración de corriente 20 kv e intensidad de corriente de 20 nA y diámetrode haz de electrones entre 1 y 2μm utilizando patrones naturales certificados por MAC(Micro Analysis Consultants Ltd., Reino Unido). Por su parte, la determinación de lacomposición química de las magnetitas se efectuó en una microsonda electrónica marca
JEOL, modelo Superprobe JXA-8230, en el Laboratorio de Análisis de Materiales por
Rayos X (LAMARX) de la Universidad Nacional de Córdoba, Argentina (Fig.1.3b). Las
condiciones analíticas fueron las siguientes: aceleración de corriente 15 kv e intensidad decorriente entre 10 y 20 nA y diámetro de haz de electrones entre 1 y 2 μm. Los estándares
naturales utilizados fueron: forsterita y rodonita para Si, hornblenda para Ca, ilmenita para
Ti, anortita para Al, ScVO4 para Sc, vanadinita para V, cromita para Cr, fayalita, hematita
para Fe, rodonita para Mn, cobalto metálico (puro) para Co, niquelina para Ni, ZnO paraZn, MgO para Mg, wollastonita, calcita para Ca y ortosa para K.

Figura 1.3: a- Microsonda electrónica del Laboratorio de microanálisis del Servicio de Ciencia yTécnica “El Cristo” de la Universidad de Oviedo, España. b- Microsonda electrónica delLaboratorio de Análisis de Materiales por Rayos X (LAMARX) de la Universidad de Córdoba.

8

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 1-Difracción de rayos X:
Los análisis de espectros obtenidos por difracción de rayos X (DRX) se efectuaron
mediante un difractómetro Philips PW1710, radiación CuKα (λ=1,5378nm), con velocidad
de barrido 60°/h, en el Museo de La Plata (FCNyM, UNLP). Se analizaron óxidos, sulfatos
y arcillas.

-Geoquímica de roca total:
Se determinó la composición química de la mineralización y de las rocas ígneas delárea mediante la cuantificación de elementos mayoritarios, minoritarios, trazas y tierras
raras. Sobre la base de los estudios petrográficos, se seleccionaron muestras representativasde cada tipo litológico identificado. Parte de estas muestras fueron trituradas ypulverizadas a malla 200 en un molino Herzog equipado con cámaras de molienda deanillos de carburo de tungsteno, para ser analizadas geoquímicamente en el Laboratorio
ALS Patagonia S.A. (Argentina), y las muestras de mineralización y rocas ígneas en loslaboratorios AcmeLabs (Canadá). Las primeras fueron analizadas con las rutinas analíticas
ME-MS41 y Au-ICP22. El contenido de cada elemento se comprobó a partir del análisis
por espectrometría de emisión atómica con plasma acoplado inductivamente (ICP-AES).
Los patrones utilizados fueron GBM306-12, GBM398-4c, GLG305-3, GPP-02, MG-12,
MRGeo08, OREAS-134b y PK2. Las rutinas analíticas empleadas para las rocas ígneas
fueron LF 302 y LF 100 EXT. La concentración de cada elemento se determinó mediante
el análisis por espectrometría de masas con plasma acoplado inductivamente (ICP-MS).
Los patrones utilizados fueron OREAS-45EA, SO-18, DS10, GS311-1 y GS910-4. La
pérdida por ignición (LOI) se determinó por calcinación de una fracción de la muestra y
medición de la pérdida de peso.
Los resultados obtenidos fueron graficados en distintos diagramas binarios yternarios, ampliamente utilizados en la bibliografía geológica, con el fin de realizar
diferentes clasificaciones geoquímicas. Para clasificar las rocas ígneas se realizó el
recálculo de los elementos mayoritarios al 100% en base anhidra. Estos datos fueron
comparados con rocas ígneas de áreas vecinas.

9Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 1-Inclusiones fluidas:
El análisis de inclusiones fluidas, permitió establecer la presencia o ausencia decompuestos orgánicos, salinidad, temperatura y composición de los fluidos queinteractuaron con las rocas portadoras de las mineralizaciones. La fluorescencia de
inclusiones fluidas se realizó con anterioridad a los ensayos microtermométricos con la
finalidad de establecer si estas inclusiones contenían compuestos orgánicos que pudiesen
distorsionar los resultados de los ensayos microtermométricos. La fluorescencia es larespuesta, en luz visible, de las inclusiones orgánicas expuestas a la luz ultravioleta (UV).
La luz que incide provoca la luminiscencia del material, debido a que los compuestos
orgánicos poseen la propiedad de fluorescer cuando son expuestos a esta fuente lumínica.
La petrografía de luz ultravioleta fue realizada en el Laboratorio de Luminiscencia delDepartamento de Geología de la Universidad Nacional del Sur (UNS), el cual está
equipado con un microscopio petrográfico Nikon Eclipse 50iPOL con objetivos de 5x, 10x,50x y 100x, integrado con una lámpara de mercurio de 100W (halógena) como fuente deiluminación UV, luz verde y azul (Fig.1.4a). Seguidamente se realizaron mediciones
microtermométricas en las inclusiones fluidas acuosas hospedadas en baritinas que fueron
cuidadosamente mapeadas y clasificadas de acuerdo a los criterios de Roedder (1984) y
Nash (1976). Estas mediciones fueron realizadas en esquirlas de baritina en lugar desecciones bipulidas para minimizar la posible deformación de las inclusiones o pérdida defases por efectos mecánicos. Los estudios termométricos de las inclusiones fluidas serealizaron en el Departamento de Geología de la UNS, en una platina decalentamiento/enfriamiento Linkam MDS 600 (Fig.1.4b), que permite operar entre: -196°C
y 600°C. El proceso de calentamiento/enfriamiento es ejecutado y controlado
automáticamente mediante “rampas” o también puede ser controlado de forma manual. Las
rampas constituyen las tasas (°C/min) a la que se desea calentar o enfriar el sistema. Todaslas muestras fueron inicialmente enfriadas hasta -120ºC, y posteriormente, mientras elsistema se recuperaba lentamente, se midieron las temperaturas de la primera fusión (Tfi) yde fusión final del hielo (Tff) (Roedder, 1984). Se determinó la salinidad (% en peso equiv.
de NaCl) utilizando la ecuación de Bodnar (1993). Luego se continuó con la rutina decalentamiento para determinar las temperaturas de homogeneización (Th). A partir dedichas temperaturas, se pudo calcular la densidad (g/cm3) y presión de entrampamiento(bares) del fluido.

10

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 1

Figura 1.4: Laboratorios para ensayos de inclusiones fluidas del Departamento de Geología de la
Universidad del Sur. a- Microscopio petrográfico Nikon eclipse 50i POL integrado con una
lámpara de mercurio como fuente de iluminación UV con el fin de realizar lecturas defluorescencia. b- Platina de calentamiento/enfriamiento Linkam MDS 600 para estudios
microtermométricos.

-Isótopos estables:
Para definir la naturaleza y procedencia de los fluidos mineralizantes que actuaron
en el área de estudio se realizaron análisis de isótopos estables (O y S) en muestras de lamineralización barito-polimetálica (baritina, galena) así como en minerales de las rocasígneas y mineralizaciones de Fe (magnetita).

Figura 1.5: a-b: Laboratorios del Servicio de Isótopos Estables de la Universidad de Salamanca.

Las determinaciones isotópicas se realizaron en el Servicio de Isótopos Estables dela Universidad de Salamanca (España) (Fig.1.5) mediante la utilización de un
espectrómetro de masas de fuente gaseosa, modelo SIRA-II, fabricado por VG-Isotech,equipado con “cold finger”, para análisis de muestras pequeñas y sistema múltiple deadmisión de muestras. Los cristales de cada uno de los minerales analizados fueron
separados y concentrados en forma manual bajo lupa binocular para su posterior
11Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 1

tratamiento. Las determinaciones de las relaciones isotópicas 34S/32S se efectuaron por
métodos espectroscópicos sobre SO2 obtenido en una línea de alto vacío por combustión en
horno tubular a 1070 °C (en sulfuros) y 1150 °C (en sulfatos, con SiO2 como catalizador).
Los procedimientos ejecutados para la combustión de las muestras fueron realizados deacuerdo a Robinson y Kusakabe (1975) para sulfuros y Coleman y Moore (1978) para
sulfatos. La extracción de CO2 de las calcitas se realizó mediante reacción con H3PO4 al
103% a 25°C durante 12 horas. Las relaciones isotópicas se expresan a través de la
notación convencional como valor delta por mil (δ ‰), con un error analítico de ± 0,2 por
mil para δ13C y δ18O y ±0,27 por mil para el δ34S. Los resultados están dados con relación
al estándar SMOW (Standard Mean Ocean Water) para el δ18O, con relación al estándarPDB (Belemnitella Americana, de la Formación Peedee, Cretácico de Carolina del Sur,
USA) para el δ13C y con relación al estándar CDT (Troilita del meteorito del Cañón delDiablo, USA) para el δ34S. La información obtenida fue analizada y se volcó en distintos
diagramas que permitieron interpretar su origen.

12

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 1

Descripción del área de estudio
Descripción geográfica
El área de estudio se encuentra ubicada en el sector occidental de la Cuenca
Neuquina, provincia del Neuquén, en la porción sudoccidental de la Argentina (Fig.1.1) yse extiende aproximadamente entre los paralelos 37º32´y 37º50´de latitud sur y losmeridianos 70º10´y 70º26´de longitud oeste (Fig.1.2). La comarca motivo de estudiopertenece al Departamento de Ñorquín y se encuentra a 60 km al sur de la ciudad de Chos
Malal y a 130 Km del límite con la provincia de Mendoza. Los límites naturales
principales de la zona de estudio son el cerro Naunauco al noreste, el cerro Diablo al
Noroeste y el arroyo Colipilli al sur (Fig.1.2).

Oro-hidrografía, rasgos climáticos y biota
El sector de estudio forma parte, desde el punto de vista orográfico, de laprecordillera andina. El relieve de la región se caracteriza por un paisaje serrano con
fuertes desniveles conformado por sierras como las de Chorriaca y de Naunauco (Fig.1.2),
que presentan cumbres redondeadas y pendientes con inclinación marcada que son elreflejo de una serie de pliegues anticlinales y sinclinales aproximadamente paralelos que
afecta a sedimentitas mesozoicas y en menor medida cenozoicas. La secuencia
sedimentaria se encuentra intruida por cuerpos de rocas ígneas que constituyen diversos
cerros entre los que se destacan los cerros Naunauco y de Los Bueyes por tener las
mayores alturas (2.051 msnm y 2.229 msnm, respectivamente) y otros de menor altura, que
no superan los 1.300 y 1.500 msnm como los cerros Chihuido, León, Picú, Bandera,
Manuel y Valentín (Fig.1.2). También cabe mencionar el cerro La Buitrera que seencuentra en el campo de lavas ubicado al sur del arroyo Colipilli, que se caracteriza por laamplia superficie que abarca y su relieve áspero producto de erosión fluvial sobre las rocasígneas.
Entre los principales cursos fluviales permanentes se destacan los arroyos Colipilliy Pichaihue (Fig.1.2), cuyos rumbos generales son ENE y SE respectivamente. Estos
cursos de agua se unen conformando el arroyo Pichi Neuquén, que es uno de los tributarios
del río Neuquén, el río más importante del norte de la provincia. Otros cursos de agua
permanentes a semipermanentes recorren el área, entre ellos se distinguen los arroyos

13Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 1

Treleitube, Taquimilán y Tralalhué (Fig.1.2). Además, la zona presenta una gran cantidad
de arroyos con regímenes efímeros.
El clima es seco y cálido en verano y frío y húmedo en invierno. Los vientos sonmoderados a fuertes, lo que constituye un factor adicional de aridez; provienen del sector
oeste y noroeste y su época de mayor intensidad es entre los meses de noviembre y marzo.
Como en toda zona árida, las precipitaciones son escasas y se registran especialmente en laépoca invernal.
Debido a que la vegetación depende principalmente del clima y de las condiciones
edáficas, es de tipo xerófila, es decir con adaptaciones para resistir períodos de sequía,áfila, por lo general de color verde grisáceo y con raíces de gran desarrollo para aprovecharal máximo el agua de lluvias esporádicas. El tipo más característico de vegetación es el demeseta sobre suelo pedregoso, a veces desnudo, expuesto a los intensos rayos solares yademás sometido a temperaturas muy bajas en época invernal. Este está constituido por
arbustos bajos no mayores de 1,5 m de altura, muy espinosos.
Neuquén posee una gran variedad de mamíferos, aves, reptiles y peces. En la parteoccidental de la provincia son típicas las especies nativas como las liebres, zorrinos,
mulitas, zorros grises y pumas.

Población y Economía
En el sector de estudio la población es escasa y dispersa. La única concentración
urbana es la de Colipilli donde se asienta una reserva mapuche que pertenece a lacomunidad Huayquillán.
La actividad económica de la región es reducida y está restringida esencialmente ala cría de ganado caprino y en menor medida vacuno y ovino. Actualmente no seencuentran emprendimientos mineros en actividad. Entre los minerales industriales, labaritina constituyó el recurso más importante de la comarca. Si bien la actividad petrolera
es intensa en la Cuenca Neuquina, en esta región los pozos exploratorios realizados no han
descubierto acumulaciones de interés económico.

14

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 1

Trabajos citados en el texto
Bodnar, R.J. 1993. Revised equation and table for determining the freezing point depression of
H2O-NaCl solutions. Geochimica et Cosmochimica Acta, 57: 683-684.
Coleman, M.L. y Moore, M.P. 1978. Direct reduction of sulfates to sulfur dioxide for isotopic
analysis. Analytical Chemistry, 50: 1594-1595.
Leanza, H.A., Repol, D., Hugo, C.H. y Sruoga, P. 2006. Hoja Geológica 3769-31, Chorriaca,
Provincia del Neuquén. Instituto de Geología y Recursos Minerales. Servicio Geológico
Minero Argentino, Boletín 354, 93 p. Buenos Aires.
Llambías, E.J. y Malvicini, L. 1978. Geología, petrología y metalogénesis del área de Colipilli,provincia del Neuquén, República Argentina. Revista de la Asociación Geológica
Argentina, 33: 257-276. Buenos Aires.
Nash, J.T. 1976. Fluid inclusion petrology-data from porphyry copper deposits and application to
exploration. U. S. Geological Survey, Professional Paper 907-D: 16 p.
Robinson, B.W. y Kusakabe, M. 1975. Quantitative preparation of sulfur dioxide for 34S/32S
analyses from sulfides by combustion with cuprous oxide. Analytical Chemistry 47:11791181.
Roedder, E. 1984. Fluid Inclusions. Mineralogical Society of America. Reviews in Mineralogy, 12,644 p.

15

Capítulo 2

GEOLOGÍA REGIONAL

16

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

Introducción
La Cuenca Neuquina abarca geográficamente casi la totalidad de la provincia delNeuquén, el sector occidental de las provincias de Río Negro y La Pampa, y la partesuroccidental de la provincia de Mendoza. Geológicamente, los límites noreste y sureste
son el bloque de San Rafael-Las Matras y el Macizo Nordpatagónico respectivamente,mientras que su límite occidental es el arco volcánico formado en la cordillera andina. Se
trata de una cuenca de retroarco (Ramos 1978; Vergani et al., 1995) de más de 160.000
km2, de forma aproximadamente triangular. Las principales unidades morfoestructurales dela cuenca son las siguientes: 1) Cordillera Principal; 2) Faja Plegada y Corrida del Agrio;3) Dorsal de Huincul; 4) Dorso de los Chihuidos; 5) Engolfamiento Neuquino y 6) Fosa deLoncopué (Fig.2.1).

Figura 2.1: Límites y unidades morfoestructurales de la Cuenca Neuquina. Modificado deGiusiano y Bouhier (2009).

El relleno sedimentario tuvo lugar principalmente durante el Jurásico y el
Cretácico, con una sucesión predominantemente clástica que alcanza los 7.000 m depotencia (Vergani et al., 1995). La sedimentación en la Cuenca Neuquina está representada
17

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

por sucesivos ciclos de acumulaciones marinas y continentales mesozoicas que se iniciaron
con los depósitos del Ciclo Precuyano y continuaron con los depósitos de los Grupos
Cuyo, Lotena, Mendoza, Rayoso y Neuquén (Legarreta y Gulisano 1989).
En el sector centro-occidental de la cuenca, aproximadamente entre la localidad deZapala y el río Diamante (de la provincia de Mendoza), se agrupan en una faja de rumbo
norte-sur, numerosos depósitos de baritina y celestina, algunos de los cuales presentan
asociadas concentraciones metalíferas (Fe>Pb>Cu-Zn-Mn) (Fig.2.2).
El presente capítulo tiene por finalidad brindar una descripción general de laestratigrafía regional de la Cuenca Neuquina, incluyendo los antecedentes de las unidades
magmáticas presentes y a su vez, se describen los antecedentes de las mineralizaciones
barito-celestínicas de la Cuenca Neuquina.

Antecedentes estratigráficosUnas de las primeras contribuciones al conocimiento geológico de la Cuenca
Neuquina fueron realizadas por Bodenbender (1889, 1891, 1892), pionero en la Argentina
en desarrollar estudios estratigráfico-paleontológicos sistemáticos. Sin embargo, fueron lostrabajos de Keidel (1913, 1917, 1925) que aportaron importantes consideraciones sobre laestratigrafía y estructuración en la cuenca. Weaver (1927, 1931), otro gran estudioso de la
Cuenca Neuquina, nominó varias unidades estratigráficas del Jurásico-Cretácico,reconstruyó la evolución de la cordillera andina en la región de Neuquén y llegó areconocer la primera transgresión atlántica cretácica. Posteriormente, Groeber (1946)
realizó, interpretó y propuso la separación de las secuencias estratigráficas en ciclos, todoséstos asociados a diversos eventos tectónicos. El detallado análisis estratigráfico lepermitió definir tres grandes ciclos de sedimentación: Jurásico (HettangianoKimmeridgiano), Ándico (Tithoniano-Coniaciano) y Riográndico (Santoniano-Daniano)separados por discontinuidades o cambios en el régimen de sedimentación. A su vez losdividió en unidades de menor escala o subciclos: Cuyano y Loteniano-Chacayano para el
Jurásico; Mendociano, Huitriniano y Diamantiano para el Ándico y Neuqueniano y
Malalhueyano para el Riográndico.
El nuevo esquema sobre estratigrafía secuencial y la introducción de conceptos
como secuencia depositacional (Mitchum et al., 1977, Legarreta y Gulisano, 1989)
posibilitaron analizar la historia de acumulación sedimentaria de la cuenca desde el puntode vista secuencial. Esto permitió subdividirla en unidades de distintos órdenes:18

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

Figura 2.2: Principales distritos con depósitos de baritina y celestina en la provincia del Neuquén.
1- mina Arroyo Nuevo; 2-área de Loncopué; 3- Distrito Mallín Quemado; 4- Distrito Bajada delAgrio; 5- Cordón del Salado y Grupo Continental; 6- Barda Klein; 7- Distrito Naunauco; 8Distrito Taquimilán; 9- área cerro El Diablo; 10- distrito Colipilli.
19

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

Secuencias Depositacionales, Mesosecuencias y Supersecuencias englobadas en la
Megasecuencia Neuquina. En esta Megasecuencia (Triásico Superior-Terciario Inferior) se
diferenciaron tres Supersecuencias: Inferior (Triásico Superior-Oxfordiano), Media(Kimmeridgiano-Cenomaniano Medio) y Superior (Cenomaniano Medio-Paleoceno
Superior), las cuales coinciden parcialmente con los ciclos ya mencionados de Groeber(1946) (Cuadro 2.1). A su vez, cada Supersecuencia está compuesta por Mesosecuencias
cuyo ordenamiento de unidades y el rango temporal que abarcan, serían el resultado decambios relativos del nivel del mar asimilables a ciclos eustáticos de segundo orden que
actuaron a lo largo de los diferentes estadios de la historia de subsidencia de la cuenca(Legarreta y Gulisano 1989).

Cuadro 2.1: Equivalencias entre los ciclos de sedimentación propuestos por Groeber (1946, 1953)y las Supersecuencias y Mesosecuencias planteadas por Legarreta y Gulisano (1989).

Estratigrafía de la Cuenca Neuquina
La Cuenca Neuquina constituyó un amplio depocentro de acumulación
sedimentaria durante el Triásico Tardío, Jurásico, Cretácico y parte del Cenozoico. Su
relleno incluye sedimentos silicoclásticos, carbonáticos y evaporíticos (marinos ycontinentales) que se acumularon progresivamente bajo diferentes regímenes tectónicos(Legarreta y Gulisano, 1989; Howell et al., 2005). La evolución tectónica de la cuenca
registra una compleja historia que incluye una etapa de sinrift (Triásico Tardío-Jurásico
Temprano) seguida por un largo período de subsidencia termal (Jurásico Temprano a
Cretácico Temprano) y una etapa de compresión-cuenca de antepaís (Cretácico TardíoCenozoico) (Vergani et al., 1995; Franzese y Spalletti 2001; Howell et al., 2005).
20

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

Seguidamente, se detallarán los Grupos y Formaciones que forman el basamento yla cubierta sedimentaria de la cuenca, considerando el ambiente tectosedimentario en elque fueron depositados. Las edades de las discordancias regionales fueron tomadas deLeanza (2009), (Fig.2.3).

Figura 2.3: Columna cronoestratigráfica regional de la Cuenca Neuquina indicando los principales
depósitos mineralizados de Ba-Sr. Modificado de Arregui et al. (2011) y Escobar (2016).
21

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

BASAMENTO
Los afloramientos más antiguos llamados en forma amplia “basamento” de la
Cuenca Neuquina consisten en rocas ígneas y metamórficas que afloran de manera aislada
principalmente en el sector sur de la cuenca, con reducidos asomos en la región norte(Cingolani et al., 2011) (Fig.2.4). Las mayores exposiciones, correspondientes al sector surde la cuenca, constan de rocas metamórficas de bajo grado, asignables a la facies deesquistos verdes agrupadas en la unidad Ectinita Piedra Santa (Digregorio y Uliana 1980).
Los afloramientos de la región norte de la cuenca están compuestos por pizarras yesquistos también en facies de esquistos verdes que han sido denominados Ectinita
Guaraco Norte (Zappettini et al., 1987).

Figura 2.4: Distribución de los afloramientos que conforman el basamento de la Cuenca Neuquina.
Modificado de Cingolani et al. (2011), Danieli et al. (2011) y Llambías y Sato (2011).

El Grupo Andacollo (Paleozoico Tardío) es considerado como parte del basamento
Gondwánico (Danieli et al., 2011). Aflora en el área de la Cordillera del Viento (norte delNeuquén) (Fig.2.4) y está compuesto por sedimentitas marinas, rocas volcánicas yvolcaniclásticas. Estas rocas presentan intensa deformación por haber sido afectadas por la
22

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

fase diastrófica Sanrafaélica y por estar intruídas por el magmatismo ocurrido en el ciclo
Gondwánico (Carbonífero-Triásico Temprano). Durante dicho ciclo se desarrolló una
intensa actividad magmática, que por su gran extensión (>500.000 km2), fue consideradacomo provincia magmática Choiyoi (Kay et al., 1989). Estas rocas ígneas, de composición
mesosilícica a silícica, también conforman el basamento de la Cuenca Neuquina y afloran
como reducidos bloques exhumados en la Cordillera del Viento, en las Sierras ChacaicoChachil y en el Cerro Granito (integrante de la Dorsal de Huincul) (Llambías y Sato 2011)(Fig.2.4). La fase diastrófica Huárpica generó una superficie de erosión de magnitud
regional marcando un cambio en el régimen tectónico de la región. Dicha superficie fue
fracturada durante la extensión del Triásico Superior. Esta etapa de rifting dio origen a la
Cuenca Neuquina.

Relleno Sedimentario de la Cuenca Neuquina (Jurásico-Cretácico)
La Cuenca Neuquina fue originada en el Triásico Superior como resultado de una
extensión intracontinental (Franzese y Spalletti 2001). Uliana et al. (1989) relacionaron el
inicio de la cuenca con el desmembramiento del supercontinente Gondwana. Los procesos
extensionales de intraplaca, durante el Triásico Superior y el Jurásico Temprano, generaron
un conjunto de rifts profundos y alargados constituyendo depocentros con geometría dehemigraben como los rifts de la Cuenca Neuquina (Vergani et al., 1995; Franzese y
Spalletti 2001).

GRUPO PRE-CUYO
Este término fue definido para agrupar a un conjunto de depósitos de naturalezacontinental comprendido entre el basamento y la primera ingresión marina jurásica
(Gulisano 1981). El Pre-cuyano incluye a una serie de Formaciones que no se manifiestan
en el área de estudio, denominadas: Remoredo, Arroyo Malo, Llantenes Chihuido,
Cordillera del Viento, Milla Michicó, Lapa, Sañico, Paso Flores, Ñireco, entre otras(Cuadro 2.2). Esta etapa se caracterizó por el desarrollo de profundos depocentros aislados
limitados por fallas normales, los cuales fueron rellenados con secuencias piroclásticas,
volcánicas y epiclásticas constituyendo el relleno inicial de la Cuenca Neuquina. Estas
secuencias se registran en los depósitos de sinrift y se encuentran limitadas por las
discordancias Huárpica (215 Ma) e Intraliásica o Rioatuélica (198 Ma) con espesores de23

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

hasta 1.000 m (Legarreta y Gulisano 1989; Leanza 2009). Esta última discordancia marcala finalización de la etapa de rifting y el comienzo de la ingresión Cuyana.

Cuadro 2.2: Cuadro litoestratigráfico de las unidades de los Grupos Precuyano y Cuyo.
Modificado de Gulisano y Gutiérrez Pleimling (1994), Franzese y Spalletti (2001) y Leanza et al.
(2005).

Depósitos vinculados al estadio de subsidencia térmica-postrift
Con posterioridad a la finalización del rifting, se desarrolló la transición a una etapade postrift con subsidencia termal (SAG). Simultáneamente aconteció la primeratransgresión marina y la amalgamación gradual de los depocentros que conformaron una
sola depresión (Vergani et al., 1995). Por todo esto, dichos depósitos constituyen una delas fases evolutivas más importantes de la cuenca.
La sedimentación inicialmente estuvo fuertemente influenciada por la topografía
heredada de los sistemas de sinrift. Con posterioridad, se depositaron extensas y potentes
sucesiones que representan complejas series de ciclos transgresivo-regresivos de diferentemagnitud (Howell et al., 2005). La caída del nivel de base en respuesta a un aumento delnivel marino global y a la subsidencia térmica (Legarreta y Uliana 1996), generó una
transgresión marina diacrónica en toda la cuenca (Gulisano 1981), comenzando en el
Hettangiano en el norte y en el Pliensbachiano en el sur (Legarreta y Uliana 1996). Con
esta transgresión comenzó un período de sedimentación marina que dominó los ambientes
depositacionales sucedidos durante el Jurásico e inicio del Cretácico, depositándose más de
4.000 m de sedimentos. Las secuencias depositacionales que integran el postrift están
constituidas por los Grupos Cuyo, Lotena y Mendoza (Howell et al., 2005). Para ese
24

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

entonces, el arco magmático Andino se presentaba desarrollado y la cuenca se encontraba
conectada al océano proto-Pacífico a través de separaciones que existían en dicho arco
(Spalletti et al., 2000).

GRUPO CUYO
La denominación de Grupo Cuyo fue propuesta por Dellapé et al. (1978). Su base ytecho están marcadas por las discordancias Intraliásica o Rioatuélica (198 Ma) e
Intracalloviana o Loténica (163 Ma), respectivamente. Posteriormente, los trabajos deGulisano et al. (1984a y b) y Legarreta y Gulisano (1989), entre otros, han contribuido a ladivisión de este intervalo estratigráfico.
El Grupo Cuyo no aflora en el área de estudio; corresponde al primer ciclo
sedimentario marino que se depositó en la Cuenca Neuquina en el lapso de tiempo
Pliensbachiano-Toarciano hasta el Calloviano Medio. Este ciclo se inicia, de acuerdo a
estudios realizados por diferentes autores (Mosquera y Ramos 2006, entre otros), en una
transición entre un episodio de rift inicial y una subsidencia generalizada. A través desucesivas oscilaciones de la línea de costa este Grupo reúne un conjunto de rocas clásticas
que representa ambientes marinos distales (Formación Los Molles), litorales (Formación
Las Lajas), continentales (Formaciones Challacó y Punta Rosada) y evaporíticos(Formación Tábanos) representando un ciclo completo transgresivo-regresivo (Fig.2.5a-f).
A continuación se describen las Formaciones que integran al Grupo Cuyo.

Formación Los Molles
Weaver (1931) describió por primera vez a un conjunto de pelitas grises y grisoscuras con variable contenido orgánico como Formación Los Molles. La edad para esta
unidad abarca desde el Pliensbachiano-Toarciano Temprano hasta el Aaleniano-Bajociano
Temprano. Aflora en el suroeste de la provincia del Neuquén en los flancos del anticlinal
de Chacaico, en el núcleo de los anticlinales de Picún Leufú y cerro Lotena. También semanifiesta en el norte de la provincia sobre el flanco oriental de la Cordillera del Viento
sobre la margen sur de la ruta que une Chos Malal con Andacollo. Esta Formación alterna
con arenas finas hasta gruesas. Dicho rasgo nos indica una configuración en la
sedimentación de alta ciclicidad que le confiere a los depósitos un aspecto bandeado muy
característico. Posee espesores variables, con máximos que superan los 2.000 m. El
ambiente de sedimentación ha sido interpretado como de carácter marino restringido de ba25

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

ja energía y de naturaleza anóxica, donde intercalan cuerpos arenosos, interpretados comode origen turbidítico (Fig.2.5a-c).

Figura 2.5: Mapas paleogeográficos de la depositación del Grupo Cuyo: a- mapa del ingreso delmar durante el Jurásico Temprano; b-f: Tomado de Gulisiano y Gutiérrez Pliemling (1994) yGómez Omil et al. (2002) (c).
26

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

Formación Lajas
Esta Formación fue denominada por Weaver (1931) al describir a las areniscas y,en menor medida, a pelitas oscuras y verdosas con abundantes restos carbonosos yconglomerados. Su localidad tipo está en el flanco occidental de la sierra de Vaca Muerta,
donde desarrolla espesores promedio de 200 m. Las rocas que constituyen este nivel
estratigráfico fueron depositadas en ambientes marinos someros, deltaicos y estuáricos(Gulisano et al., 1984a; Gulisano y Hinterwimmer 1986) (Fig.2.5d) y ocupan el lapso
Aaleniano-Calloviano Temprano. La depositación de esta Formación da comienzo a un
gradual proceso de retracción del nivel del mar.

Formación Tábanos
Stipanicic (1966) describió este importante evento evaporítico del Jurásico Andino
en el área de la sierra de Vaca Muerta y lo denominó Formación Tábanos. Ha sido
asignada al Calloviano y está compuesta por paquetes calcáreo-yesosos blanco grisáceos
de 25 a 30 m de espesor; cuando disminuye el contenido de yeso se desarrollan bancos decalizas macizas de color gris oscuro y niveles de brecha calcárea intraformacional. Estas
evaporitas estarían confinadas al sector interno de la cuenca en condiciones hipersalinas(Legarreta y Uliana 1999). Las mismas representan un estadio final de acumulación donde
se verifica la restricción del ambiente marino, asociado a un momento de déficit desuministro clástico (Gulisano et al., 1984a y b) (Fig.2.5f).

GRUPO LOTENA
Este Grupo fue propuesto por Leanza (1992) quedando representado temporalmente
entre el Calloviano Medio y el Oxfordiano Tardío; constituye el segundo ciclo
sedimentario del relleno de la Cuenca Neuquina, conocido también como ciclo LotenianoChacayano de Gulisano et al. (1984a y b). Ocupa una posición paleogeográfica más
restringida que los ciclos infra-y suprayacentes y sus espesores resultan también menores.
Se inicia luego de una reactivación tectónica (movimientos Intracallovianos) y culmina con
otro reordenamiento de los campos de esfuerzos que antecede al diastrofismo
Intramálmico. Los sectores donde aflora este Grupo son: sierra de Vaca Muerta, anticlinal
de Picún Leufú, Loncopué y Chacay Melehue. El Grupo Lotena está constituido por
sedimentos silicoclásticos (Formación Lotena), carbonáticos (Formación La Manga) yevaporíticos (Formación Auquilco) (Fig.2.6a-c).
27

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

Figura 2.6: Mapas paleogeográficos de: a- Formación Lotena; b- Formación La Manga; cFormación Auquilco. Modificado de Arregui et al. (2011).

Seguidamente se describirá cada una de las Formaciones que integra dicho Grupo.
Formación Lotena
Originalmente fue establecida por Weaver (1931). Aflora desde el cerro Lotena
hasta la sierra de Chacaico. Litológicamente se reconocen tres tramos en el área de la sierrade la Vaca Muerta: areniscas y conglomerados hacia la base que son cubiertos por pelitas
gris verdosas rematando con cuerpos arenosos de ambiente marino por debajo del nivel deola (Leanza y Hugo 1997) (Fig.2.6a), pudiendo alcanzar espesores de hasta 350 m. De
acuerdo con su fauna de ammonites y microfósiles, se la asigna al Calloviano Medio.
28

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

Formación La Manga
Stipanicic y Mingramm (1952) describieron a esta unidad formacional en un
informe inédito; años más tarde, Stipanicic (1966) definió formalmente con el término
Manguense lo propuesto previamente en aquel informe. Los depósitos fueron acumulados
durante el Calloviano Tardío-Oxfordiano Tardío y constituyen uno de los eventos
carbonáticos más característicos del relleno de la cuenca (Fig.2.6b). Está compuesta por
calizas muy duras, gris azuladas, con algunas intercalaciones arenosas, registrándose en elárea de la sierra de la Vaca Muerta las mejores exposiciones que llegan a espesores que
oscilan entre 10 y 120 m. En algunos casos las calizas presentan notables abultamientos
interpretados como verdaderos arrecifes de corales y esponjas. Estudios sedimentológicosde detalle fueron realizados por Matheos (1988) y Gulisano y Gutiérrez Pleimling (1994).
Estos últimos autores dividieron a la unidad en tres tramos: inferior, donde se interpreta
que los paquetes de calizas (wackestone) corresponden a la porción intermedia de una
rampa carbonática; medio, inicialmente depositado en un ambiente litoral clástico,
gradando progresivamente a la parte intermedia o distal de una rampa carbonática,
mientras que los paquetes de calizas (grainstone) de la parte superior pertenecen aambientes de plataforma externa.
Formación Auquilco
Schiller (1912) fue el primero en dar a conocer esta unidad en la literatura
geológica denominándola Yeso Principal. Posteriormente, Weaver (1931) estableció a esta
unidad como Formación Auquilco. Es una sucesión evaporítica blanquecina de hasta 400m de espesor que constituye, junto con la Formación La Manga, uno de los principales
eventos de restricción marina en el ámbito de la Cuenca Neuquina (Fig.2.6c). Aflora a lolargo del núcleo septentrional de la sierra de la Vaca Muerta, oeste de Chos Malal, Chacay
Melehue y en la Yesera del Tromen en el norte de la provincia del Neuquén.
Litológicamente está compuesta por calizas organógenas (boundstone criptoalgal),laminadas con estructuras tipo tepee, brechamiento y nódulos de anhidrita y yeso. La
secuencia evaporítico-carbonática forma varves de sulfato-carbonato micrítico indicando
condiciones someras, no más allá de los 100 m de profundidad (Nickelsen et al., 1985). La
asociación de facies de esta unidad implica que se habría desarrollado en un ambiente deaguas someras e hipersalinas vinculadas de manera restringida con el océano Pacífico, lo
que habría producido cambios relativos del nivel de base dentro del depocentro (Legarreta
2002).
29

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

GRUPO MENDOZA
Este término, tal y como se conoce hoy en día, fue acuñado por Stipanicic et al.
(1968) al sustituir al Mendociano de Groeber (1946) otorgándole el rango de Grupo.
Groeber (1946), estableció el término Mendociano como parte del subciclo Ándico, donde
agrupó

ensentidodepisos

estratigráficosalVacamuertense,

Quintucoense,

Mulichincoense y Agrioense.
El conjunto de Formaciones que integra al Grupo Mendoza, tanto de carácter
marino como continental, constituye una pila sedimentaria de hasta 2.500 m de espesor(Digregorio y Uliana 1980). Dicho Grupo se encuentra limitado en su base por la
discordancia Intramálmica o Araucánica (154 Ma) y en su techo por la discordancia
Intrabarremiana o Pampatrílica (127 Ma). El rango cronoestratigráfico abarca desde el
Kimmeridgiano hasta el Barremiano (Leanza et al., 1977; Aguirre Urreta y Rawson 1997),
momento en el que la cuenca comienza a perder su conexión marina.
El grupo Mendoza ha sido motivo de numerosos estudios (Gulisano et al., 1984a;
Minniti et al., 1986; Legarreta y Gulisano, 1989; Legarreta et al., 1999), ya que lasFormaciones que lo componen, presentan características tanto de roca madre, como dereservorio y sello para la generación y entrampamiento de hidrocarburos. Dentro de la zonade estudio, este Grupo se encuentra ampliamente representado.
A continuación se describen las Formaciones que conforman al Grupo Mendoza.

Formación Tordillo
Los depósitos sedimentarios continentales de esta unidad formacional fueron
definidas por primera vez por Groeber (1946) como Tordillense. La Formación Tordillo(Stipanicic 1966) está constituida por potentes bancos de areniscas y conglomerados que
fueron depositados durante el Kimmeridgiano representando condiciones de sedimentación
continental (Fig.2.7). Desde el punto de vista de la evolución geodinámica e interés
económico, esta unidad actúa como el principal reservorio de hidrocarburos de la Cuenca
Neuquina (Spalletti et al., 2011a y b).

30

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

Figura 2.7: Distribución de los principales sistemas de depositación de la Formación Tordillo.
Modificado de Giulisiano y Gutiérrez Pleimling (1994).

Formación Vaca Muerta
Weaver (1931) definió al conjunto de pelitas y calizas, con gran cantidad de materiaorgánica, como Formación Vaca Muerta en la sierra homónima ubicada en el centro delNeuquén. Sus tonalidades, en general, son gris negruzcas, castaño oscuras, ocres yamarillentas. En el área de estudio afloran al pie del cerro Los Bueyes y en el núcleo delanticlinal de la sierra de Chorriaca.
La sedimentación de esta Formación representa un episodio de transgresión
subsecuente sobre los depósitos de la Formación Tordillo, que indicaría un rápido ascensodel nivel mar y el restablecimiento de la conexión de la cuenca con el Pacífico (Legarreta y
Uliana 1991) (Fig.2.8a y b). Este evento de inundación tuvo lugar en un ambiente marino
de “off-shore”, escasamente oxigenado (Uliana et al., 1999). El modelo deposicional
propuesto para la asociación de facies, indica un ambiente de rampa carbonática
caracterizado por procesos de decantación suspensiva de material silicoclástico ycarbonático. Sobre la base de la bioestratigrafía se le ha asignado una edad tithoniana a
31

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

valanginiana temprana. Esta Formación presenta dos Miembros: El Miembro Los Catutos
definido por Leanza y Zeiss (1990) que corresponde a una unidad homogénea de calizas eintercalaciones margosas y el Miembro Huncal definido por Leanza et al. (2001) que
corresponde a un paquete de areniscas dentro del tramo Berriasiano.

Figura 2.8: Mapas paleogeográficos del Grupo Mendoza durante: a- Tithoniano Inferior-Medio.
Modificado de Legarreta y Uliana (1991); b- Tithoniano Superior-Valanginiano Superior.
Modificado de Legarreta y Uliana (1991), Leanza y Hugo (1997).

La Formación Vaca Muerta representa la unidad estratigráfica más extensa delGrupo y ha sido muy estudiada por ser roca madre por excelencia de gran parte delpetróleo producido en la Cuenca Neuquina. La sección basal de esta Formación es la que
presenta mayores contenidos en materia orgánica, con un promedio de 4% COT (Carbono
Orgánico Total) y picos que pueden alcanzar el 12% (Legarreta et al., 1999). Esta unidad
grada hacia arriba y/o se interdigita con los depósitos de la Formación Quintuco (Leanza
1973, Gulisano et al., 1984a, Leanza et al., 2011). Esta última está compuesta por
sedimentitas silicoclásticas marinas acumuladas en el segmento “nearshore” durante el
Berriasiano Tardío al Valanginiano Temprano (Leanza et al., 2011).

Formación Mulichinco
Esta unidad fue reconocida y denominada por Weaver (1931) al describir alconjunto de sedimentos continentales, transicionales y marinos comprendido entre laFormaciones Quintuco y Agrio. Su localidad tipo se encuentra en la región de los cerros
Mulichinco y Mocho en el centro oeste del Neuquén. En el área de estudio los32

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

afloramientos de dicha unidad se encuentran en el núcleo del anticlinal de la sierra deChorriaca y de la loma del Naunauco.
La Formación Mulichinco está constituida por un paquete dominantemente arenoso
con sedimentitas continentales y marinas que se desarrolló durante e inmediatamente
después del descenso del nivel del mar en el Valanginiano Temprano (Gulisano et al.,1984a), probablemente influenciado por un alzamiento tectónico (Vergani et al., 1995;
Schwarz et al., 2006). Desde el punto de vista petrolero, esta unidad es importante por sus
características de roca reservorio de hidrocarburos.

Formación Agrio
Se emplea esta denominación para agrupar a las sedimentitas marinas
comprendidas entre la Formación Mulichinco y la Formación Huitrín. Originalmente
Weaver (1931) denominó como Formación Agrio a dichas rocas ubicadas en la sección
media del río Agrio. Esta unidad formacional constituye el registro sedimentario de un
amplio intervalo de tiempo del orden de los 7 Ma; se encuentra ampliamente distribuida enel área de estudio y representa una importante fase transgresiva que se registró a fines delValanginiano Temprano-Hauteriviano Tardío (Fig.2.9a y b). La Formación Agrio se apoya
en concordancia sobre la Formación Mulichinco y se caracteriza por la presencia
dominante de pelitas y pelitas calcáreas, con intercalaciones bioclásticas. Primeramente hasido subdividida en tres Miembros: Inferior, Avilé y Superior, posteriormente losMiembros Inferior y Superior fueron redenominados formalmente como Pilmatué y Aguade la Mula, respectivamente (Leanza y Hugo 2001). Tradicionalmente, el Miembro Avilé
divide a la Formación Agrio en un tramo inferior y otro superior, constituyendo un evento
de desecación instantánea de la cuenca, ya que pasa bruscamente de un ambiente marino
offshore a uno fluvial y luego nuevamente a un ambiente offshore. La drástica
somerización que representa el Miembro Avilé, coincide con una caída generalizada en el
nivel del mar.
Estratigráficamente por encima se desarrolla un complejo sedimentario clásticocarbonático-evaporítico denominado Miembro Chorreado, el cual presenta controversia en
cuanto a su posición estratigráfica. Originalmente, Groeber (1946) estableció a esta unidad
como el término basal del Huitriniano. Legarreta y Gulisano (1989) si bien la han dejado
dentro de la Formación Huitrín, la incluyen en la Mesosecuencia Mendoza Superior,quedando implícita su inclusión en el Mendociano y relacionándola más a una restricción33

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

del mar abierto que existía durante la depositación del Miembro Agua de la Mula, que a larápida continentalización ocurrida en el Troncoso Inferior (Vergani et al., 2002). Si bien
Leanza (2003), incluye al Miembro Chorreado (calizas y pelitas) en la parte superior de laFormación Agrio, en el presente trabajo de Tesis, seguiremos el esquema estratigráfico deaquellos investigadores que lo asimilan al sector basal de la Formación Huitrín (Groeber
1946; Legarreta y Gulisano 1989, entre otros).

Figura 2.9: Reconstrucciones paleogeográficas correspondientes a los depósitos marinos de laFormación Agrio: a-Valanginiano Tardío-Hauteriviano; b-Hauteriviano Tardío. Modificado de
Spalletti et al. (2011).

GRUPO BAJADA DEL AGRIO
La primera denominación la realizaron Uliana et al. (1975a y b) bajo el nombre de
Grupo Rayoso; años más tarde, Méndez et al. (1995) propusieron reemplazar ladenominación Grupo Rayoso por Grupo Bajada del Agrio. De acuerdo a Legarreta y
Gulisano (1989), el Grupo Bajada del Agrio incluye a las Formaciones Huitrín(Barremiano-Aptiano) y Rayoso (Albiano-Cenomaniano Inferior) limitado en su piso y ensu techo por los Grupos Mendoza y Neuquén respectivamente. Las sedimentitas
huitrinianas y rayosianas han sido afectadas por discontinuidades importantes, ladiscordancia Miránica Inicial (Intrabarremiana, 127 Ma) en la base del Miembro Troncoso
Inferior, la discordancia Miránica Intermedia (Intraptiana, 117 Ma) en la base del Miembro
Rincón, y la discordancia Miránica Principal (límite Albiano/Cenomaniano, 99 Ma) en labase de la Formación Candeleros.
34

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

Seguidamente se describirá cada una de las Formaciones que integra dicho Grupo.

Formación Huitrín
Las primeras descripciones de las características capas del Cretácico Temprano dela Cuenca Neuquina las realizó Groeber (1929). Posteriormente, Groeber (1946) denominó
Huitriniano a estos estratos y los subdividió en Chorreadense, Troncosense, Tosquense,
Salinense y Rincoenense. Luego, el término Huitriniano fue reemplazado por Formación
Huitrín de acuerdo con las normas de nomenclatura estratigráficas. No obstante, según lasdistintas interpretaciones de los diferentes autores, los alcances y límites de esta clásica
unidad han variado (Groeber 1929; Weaver 1931; Groeber 1946; Herrero Ducloux 1946;
Uliana et al., 1975a y b; Legarreta 1985; Legarreta y Gulisano 1989; Gutiérrez Pleimling
1991; Vergani et al., 2002; Leanza 2003; entre otros). Aquí consideraremos el esquema
estratigráfico propuesto por Groeber (1946), Legarreta y Gulisano (1989), entre otros,
donde la Formación Huitrín queda constituida por los Miembros Chorreado, Troncoso
Inferior y Superior, La Tosca y Salina. Los primeros tres miembros de dicha Formación enla zona de estudio se encuentran bien representados en los flancos de las grandes
estructuras anticlinales.

Miembro Chorreado
Su asignación como parte de la Formación Huitrín se justifica en base a criterios desubsuelo donde se identificó un patrón sigmoidal con rumbo NNE-SSO progradando hacia
el NO (Gutiérrez Pleimling et al., 2011). En el Cuadro 2.3 se muestran las equivalencias denomenclaturas según diversos autores que trabajaron en este Miembro.
Las rocas que integran este Miembro corresponden a un ambiente marino
restringido y fueron depositadas sobre una rampa carbonática de suave pendiente(Fig.2.10). Se han diferenciado dos secciones, denominadas informalmente Inferior y
Superior (Gutiérrez Pleimling 1991). La primera se caracteriza por la alternancia clásticacarbonática, correspondiendo a un sector de mayor energía cercano a la línea de costa, y lasección Superior, con mayor predominio de evaporitas, representa un sector de menor
energía en la parte más profunda. De un sector a otro se pasa en forma gradual, sin
quiebres pronunciados (Gutiérrez Pleimling 1991, Barrionuevo 2002).

35

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

Cuadro 2.3: Equivalencias de nomenclaturas de las unidades sedimentarias eocretácicas según
diversos autores. Modificado de Gutiérrez Pleimling et al. (2011).

36

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

Figura 2.10: Distribución de las facies del Miembro Chorreado de la Formación Huitrín.
Modificado de Gutiérrez Pleimling et al. (2011).

Miembro Troncoso
Su localidad tipo se encuentra en la Bajada del Troncoso en las cercanías de Buta
Ranquil al norte de la provincia del Neuquén (Leanza 2003). Posteriormente, Legarreta yBoll (1982) dividieron a esta unidad en dos secciones: una Inferior dominada por depósitos
clásticos y otra Superior de naturaleza evaporítica (Fig.2.11). La edad de dicha Formación
aún es un tema controversial, Leanza et al. (2006) la asignan al Barremiano Superior.
La sección Inferior del Miembro Troncoso, denominada Troncoso Inferior,constituye la unidad clástica de origen continental compuesta por depósitos fluviales yeólicos, ampliamente representados en el centro y norte de la provincia de Neuquén (Veigay Vergani 2011). Litológicamente está compuesta por areniscas de grano medio decoloración ocre, castaño amarillento o blanquecino. Esta sección representa condiciones desedimentación típicas de ambientes continentales. Posteriormente y como resultado de una
brusca inundación, se interrumpe súbitamente la depositación clástica, conformándose los37

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

depósitos evaporíticos de la sección Superior del Miembro Troncoso. Estos últimospresentan una estructura interna bandeada, definida por la alternancia rítmica de láminas
claras y oscuras. Lateralmente, las evaporitas se interdigitan con carbonatos cristalinos detextura porosa, macizos o laminoideos, a veces brechados o bien son reemplazados por
ellos (Leanza et al., 2006) por lo que dicho Miembro ha sido caracterizado como denaturaleza evaporítico-carbonática. En superficie, como consecuencia de la movilidad de lasal, los afloramientos correspondientes a este Miembro presentan un espesor reducido,
restringido en la mayoría de los casos a unos pocos metros de anhidrita. Este Miembro haconstituido un nivel de importancia, desde el punto de vista petrolero, como sello regionaly desde el punto de vista tectónico como nivel de despegue superior en las estructuras de laFaja Plegada y Corrida del Agrio. El evento de inundación culmina con la depositación delMiembro La Tosca, acumulado en un sistema de rampa con aguas de alta salinidad.

Figura 2.11: Mapa paleogeográfico del Miembro Troncoso Superior de la Formación Huitrín.
Modificado de Legarreta y Uliana (1991).

38

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

Miembro La Tosca
Está compuesto por depósitos carbonáticos (calizas y dolomías castañas claras detipo wackestone-packstone esqueléticas y grainstone oolíticas) de edad barremiana (Olea etal., 2011). Las mismas presentan estratificación tabular bien definida con intercalaciones
de pelitas laminares. En los planos de estratificación es común la presencia de conchillasde bivalvos bien preservadas. Este Miembro se apoya en concordancia sobre el Miembro
Troncoso y su límite superior es contrastante debido a la presencia de arcilitas varicolores
yesíferas del Miembro Salina, las que lo cubren concordantemente (Leanza 2003).
Estudios sedimentológicos de detalle (Legarreta 1985) indican que este Miembro
fue depositado en un ambiente de rampa carbonática poco profunda con suave pendiente alnoroeste, cuyas zonas costeras estaban parcialmente protegidas por barras oolíticas. Sobre
la base de la fauna de bivalvos, Lazo y Damborenea (2011) infirieron que este Miembro
corresponde a un ambiente marino restringido con variaciones en parámetros ambientales,lo cual condicionó el desarrollo de una fauna estrictamente euhalina.

Miembro Salina
Este Miembro está cubierto paraconcordantemente por el Miembro Rincón de laFormación Rayoso. Este límite representa la discordancia Intraptiana que es un importantelímite de secuencia depositacional, el cual presenta una leve angularidad demostrada por
Cobbold y Rosello (2003). El Miembro Salina está constituido por arcilitas y en menor
medida por limolitas y areniscas. Se disponen en estratos tabulares gruesos y la coloraciónes abigarrada, siendo las tonalidades más sobresalientes las rojizas, verdosas, amarillentas,
grises y castaño claras. Las acumulaciones de yeso conforman niveles de color blanco, conformas lenticulares, de poca extensión lateral y escasa potencia. La presencia de bancos desal de roca (halita) en el subsuelo es típica en este Miembro.
Considerando el conjunto de evidencias litológicas presentes en el Miembro Salina,
Uliana et al., (1975a) han estimado que las asociaciones de pelita-yeso-caliza estánasociadas a un ambiente de lagunas someras de tipo sabkha marginal y barreal(“mudflats”). Una interpretación alternativa fue brindada por Ponce et al. (2002), quienes
postularon para estas sedimentitas un paleoambiente lacustre.

39

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

Formación Rayoso
La denominación Formación Rayoso (Herrero Ducloux 1946) fue asignada a una
unidad clástica-evaporítica de hasta 1200 m de espesor y amplia distribución (15.000 km2)
en la Cuenca Neuquina (Zavala y Ponce 2011). Dicha Formación está limitada por la
discordancia Miránica Intermedia (Intraptiana, 117 Ma) en la base del Miembro Rincón(Leanza y Hugo 1995) y la discordancia Miránica Principal (límite Albiano/Cenomaniano,
99 Ma) en la base de la Formación Candeleros. Las principales investigaciones en esta
unidad formacional se deben a Herrero Ducloux (1946), Groeber (1946, 1953), Uliana etal. (1975a y b), Ramos (1981), Legarreta y Boll (1982), Legarreta (1985) y Ponce et al.
(2002), entre otros.
Corresponde a una unidad clástico-evaporítica (areniscas finas, pelitas rojas,
carbonatos y evaporitas), acumulada en un medio predominantemente continental que
marca la desconexión permanente de la Cuenca Neuquina con el océano Pacífico. El
ambiente de depositación de esta Formación ha sido asociado a sistemas fluviales efímeros(Uliana et al., 1975a y b). De acuerdo con el análisis efectuado por Leanza (2003), se
considera que la Formación Rayoso está integrada por los Miembros Rincón, Quili Malal,
Pichi Neuquén y Cañadón de la Zorra. Posteriormente, Ramos (1981) dividió a laFormación Rayoso en tres Miembros: Inferior, correlacionable con el Miembro Rincón;
Medio, correlacionable con el Miembro Quili Malal y Superior, equiparable con losMiembros Pichi Neuquén y Cañadón de la Zorra.

Depósitos asociados al estadio de cuenca de antepaís
La horizontalización del ángulo de subducción de la Placa de Farallón a fines delCretácico Temprano generó un régimen tectónico compresivo (Ramos 1999) provocandola inversión de muchas estructuras extensionales previas (Vergani et al., 1995). Esta etapa
se caracterizó por la gradual continentalización de los ambientes depositacionales,
controlados mayoritariamente por una tectónica compresiva con la consiguiente generaciónde un frente de deformación y la migración hacia el este de los depocentros sedimentarios(Vergani et al., 1995; Franzese et al., 2003; Ramos y Folguera 2005; Howell et al., 2005).
GRUPO NEUQUÉN
Los depósitos que constituyen este Grupo forman parte del Ciclo Riográndico(Groeber 1946) o de la Supersecuencia Superior (Legarreta y Gulisano 1989). Estos
40

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

depósitos han sido nombrados bajo diferentes denominaciones a lo largo del tiempo. Uno
de los términos más relevantes fue “Estratos con Dinosaurios” (Keidel 1917) pero losprimeros en utilizar el nombre de Grupo Neuquén, en base a las reglas de la nomenclatura
estratigráfica, fueron Stipanicic et al. (1968). Este Grupo ha sido subdividido en tres
Subgrupos: Río Limay (Ramos 1981), Río Neuquén y Río Colorado (Cazau y Uliana1973). El Subgrupo Río Limay comprende las Formaciones Candeleros, Huincul y Cerro
Lisandro, mientras que el Subgrupo Río Neuquén incluye las Formaciones Portezuelo yPlottier. Finalmente, el Subgrupo Río Colorado integra a las Formaciones Bajo de la Carpa
y Anacleto.
El Grupo Neuquén está conformado por depósitos clásticos continentales de origen
fluvial, eólico y lacustre somero de edad cretácica superior (Cenomaniano-Campaniano
Medio), limitados en su base por la discordancia Patagonídica (Cenomaniano Tardío)(Leanza 2009; Tunik et al., 2010) y en su techo por la discordancia Huantráiquica(Campaniano Medio) (Dingus et al., 2009). Esta sucesión alcanza un espesor máximo de1200 m; está compuesta, litológicamente, por un conjunto de capas rojas (“red beds”)
constituidas principalmente por areniscas, fangolitas y grauvacas, con una reducida
participación de horizontes conglomerádicos. El ambiente tectosedimentario está vinculado
al desarrollo de la fase de antepaís, como consecuencia del inicio de una tectónica
compresional a fines del Cretácico Temprano (Tunik et al., 2010). Con posterioridad a ladepositación de esta Supersecuencia, la cuenca tuvo un importante evento de deformación
que condujo a la depositación de secuencias sinorogénicas de edad Mioceno Inferior(Conglomerados de Tralalhué). Dichos conglomerados fueron definidos por primera vez
por Ramos (1998) para identificar unos depósitos que aparecen en el flanco occidental delcerro Naunauco.

Estratigrafía de unidades magmáticas
Hacia fines del Mesozoico, durante el comienzo del ciclo Ándico, se desarrolló enla Cuenca Neuquina un importante magmatismo de arco. Dicho magmatismo se extiende
en una faja de unos 200 km de longitud, de rumbo aproximadamente norte-sur en el sector
noroeste de la provincia del Neuquén (Fig.2.12). Su mayor desarrollo se exhibe en el sector
interno de la Faja Plegada y Corrida del Agrio, sobreimpuesto a la secuencia sedimentaria
mesozoica. Originalmente las rocas ígneas fueron denominadas por Groeber (1929) como
Serie Andesítica Oligocena. Sin embargo, Groeber (1946) las redefinió como Mollelitense,41

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

donde incluyó bajo este término a todas las unidades volcánicas paleógenas. Yrigoyen(1972) adecuó el término a la nomenclatura estratigráfica vigente para la época,
designándole el nombre de Grupo Molle. La amplia extensión de este magmatismo generó
que, a partir de estudios locales, proliferaran diversas nomenclaturas, según el áreainvolucrada. Llambías y Rapela (1987, 1989) le dieron la denominación de Provincia
Volcánica Neuquino-Mendocina (PVNM) a todas las unidades descriptas por autoresprevios. Más recientemente, Llambías y Aragón (2011) las integraron al Cinturón
Andesítico Naunauco (Cretácico Tardío-Paleógeno) (Fig.2.12). Rapela y Llambías (1985)
definieron la Formación Cayanta para las facies volcánicas, mientras que Llambías yRapela (1987) denominaron Formación Colipilli a las facies intrusivas. Posteriormente,para describir estas rocas Zamora Valcarce (2007) definió el Grupo Naunauco incluyendoa las Formaciones Colipilli y Cayanta.
En el sector interno de la Faja Plegada y Corrida del Agrio, Zamora Valcarce(2007) reconoció dos eventos magmáticos bien diferenciados: uno de edad Cretácico
Temprano Alto constituido por una serie de diques de composición basáltica de rumbo
este-oeste, denominados Basaltos de Cerro Mocho y otro de edad Cretácico TardíoPaleoceno Temprano compuesto por rocas con características de arco volcánico, que
componen el Grupo Naunauco. Zamora Valcarce (2007) obtuvo edades radimétricas por
Ar-Ar para los diques basálticos del cerro Mocho de 101,99±0,69 y 91,97±4,06 Ma,
mientras que los fechados Ar-Ar para las rocas ígneas del Grupo Naunauco fueron de
65,5±0,46 y 72,83±0,83 Ma (Cuadro 2.4). Sobre la base de las edades radimétricas,
características geoquímicas y petrológicas de las mismas Franchini et al. (2003), Mateo
Fernández Caso et al. (2011), entre otros, subdividieron al magmatismo en tres grupos: elprimero de edad Cretácico Tardío; el segundo de edad Cretácico Tardío-Paleocena y eltercero de edad Eocena Media. La presencia de estas rocas estaría indicando la posición delarco volcánico en la región para el Cretácico Tardío-Eoceno dando evidencia de la
migración hacia el este y la extensión del mismo en las primeras fases del ciclo Ándico.
Durante el Mioceno, en el centro norte de la provincia, se desarrolló un nuevo
evento magmático (Fig.2.12) caracterizada por basaltos y andesitas basálticas alcalinas;
estas rocas afloran principalmente en la región de la sierra de Huantraico y sierra Negra.
En base a su composición química fue referida como el producto de un volcanismo deintraplaca, desarrollado durante una etapa extensional de retroarco, con escasa conexión
con el arco magmático (Ramos y Barbieri 1988; Kay y Copeland 2006).
42

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

Cuadro 2.4: Edades del Cinturón Paleógeno Naunauco, centro y noroeste del Neuquén. Tomado
de Llambías y Aragón (2011).

43

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

Figura 2.12: Distribución de rocas ígneas del magmatismo Cretácico Tardío- Eoceno y delMioceno Inferior presentes en la provincia del Neuquén. Modificado de Llambías y Aragón (2011).

44

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

Antecedentes metalogenéticos
Las mineralizaciones barito-polimetálicas (Ba-Fe-Pb-Cu-Zn-Mn) abordadas en lapresente investigación se encuentran en un contexto geológico regional asociado
principalmente a la secuencia carbonático-evaporítica del Cretácico Temprano y al
volcanismo cenozoico-terciario. Sin embargo, la Cuenca Neuquina presenta ademásnumerosos depósitos de Ba y Sr vinculados a secuencias carbonático-evaporíticas de edadjurásica.
Son varios los autores que han trabajado para dilucidar los aspectos genéticos de las
mineralizaciones barito-celestínicas de la Cuenca Neuquina. Entre las primeras
investigaciones se pueden citar las de Brodtkorb et al. (1975) y Hayase y Bengochea(1975). Brodtkorb et al. (1985, 1992), posteriormente, Brodtkorb et al. (1997, 1999) y másrecientemente, Brodtkorb y Danieli (2011) propusieron para la gran mayoría de estos
depósitos que su origen estuvo asociado a procesos evaporíticos (celestinas) u otros
procesos de depositación química (baritinas) en ambientes evaporíticos jurásico-cretácicos.
Además, observaron procesos de removilización que los atribuyeron al magmatismo delGrupo Naunauco. Por otra parte, Hayase y Bengochea (1975), Bengochea (1975) y años
más tarde de Barrio y Vergani (2011) y de Barrio et al. (2014), señalaron que los depósitos
de Ba-Sr son epigenéticos, hidrotermales, asociados a procesos de reemplazo en rocas
carbonáticas y yesíferas y removilización con relleno de fracturas y oquedades. Los
primeros estudios geológico-metalogénicos en el área de Colipilli fueron realizados por
Llambías y Malvicini (1978).
Las dimensiones de estas manifestaciones varían desde pequeños afloramientos
hasta depósitos de regular extensión. Presentan una mineralogía sencilla con baritina ycelestina (baritocelestinas y celestobaritinas) como minerales ampliamente dominantes,
acompañados, en algunos casos, de proporciones minoritarias de magnetita, sulfuros(galena, esfalerita, pirita, calcopirita) junto a calcita y cuarzo. Los depósitos, en líneas
generales, se presentan en tres yacencias distintas: vetiforme, mantiforme y cuerpos
irregulares por relleno de oquedades formadas por disolución. En el área de estudio se
identificaron dos tipos de mineralizaciones de acuerdo a su expresión morfológica: (a)mineralizaciones mantiformes, que se alojan principalmente en la Formación Huitrín y enel contacto roca sedimentaria-ígnea, y (b) cuerpos vetiformes que se encuentran
emplazados en la Formación Agrio y en el contacto roca sedimentaria-ígnea.
45

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

Trabajos citados en el texto
Aguirre Urreta, M.B. y Rawson, P.F. 1997. The ammonite sequence in the Agrio Formation(Lower Cretaceous), Neuquén basin, Argentina. Geological Magazine, 134: 449-458.
London.
Arregui, C., Carbone, O. y Leanza, H. 2011. Contexto tectosedimentario. En: Leanza, H., Arregui,C., Carbone, O., Danieli, J.C., Vallés, J. (Eds.), Relatorio del XVIII Congreso Geológico
Argentino, Geología y Recursos Naturales de la provincia del Neuquén: 29-36. Buenos
Aires.
Barrionuevo, M. 2002. Yacimiento Puesto Hernández. Los reservorios del Miembro Troncoso
Inferior de la Formación Huitrín. En: Schiuma, M., Hinterwimmer, G. y Vergani, G. (Eds.),
Rocas reservorio de las cuencas productivas de la Argentina, 5° Congreso de Exploración yDesarrollo de Hidrocarburos (IAPG), 443-454; 457-464 y 486-489. Mar del Plata.
Bengochea, L. 1975. Estudio geológico de los yacimientos de baritina-celestina de la provincia de
Neuquén, República Argentina. Tesis doctoral. (Inédito). 107 p. Universidad Nacional delSur, Bahía Blanca.
Bodenbender, G. 1889. Expedición al Neuquén. Instituto Geográfico Argentino, Boletín 10: 311329, Buenos Aires.
Bodenbender, G. 1891. Apuntes sobre rocas eruptivas de la pendiente oriental de los Andes entre el
Río Diamante y Río Negro. Revista Argentina de Historia Natural. Tomo I. 27 p.
Bodenbender, G. 1892. Sobre el terreno jurásico y cretácico de los Andes argentinos, entre el río
Diamante y el río Limay, en Boletín de la Academia Nacional de Ciencias, XIII: 5-44.
Córdoba.
Brodtkorb, M.K. de, Ramos, V.A. y Ametrano, S. 1975. Los yacimientos estratoligados decelestina - baritina de la Formación Huitrín y su origen evaporítico. Provincia del Neuquén.
Argentina. II Congreso Iberoamericano Geología Económica, 2: 143-168. Buenos Aires.
Brodtkorb, M.K. de, Schalamuk, I.B., Barbieri, M., Ametrano, S., Fernández, R.R., Etcheverry,
R.O. y Aragón, E. 1985. Los yacimientos de baritina y celestina del Mesozoico deMendoza y Neuquén. Argentina. IV Congreso Geológico Chileno, Actas II: 156-183.
Brodtkorb, M.K.de, Danieli, J.C., de Barrio, R.E., Etcheverry, R.O. y Giusiano, A. 1992. Los
yacimientos de celestina-baritina, yeso, halita y sales de potasio relacionados a lassedimentitas cretácicas de la cuenca Neuquina, República Argentina. (M.K. de Brodtkorb yJosé Ferreira de Sousa, Eds.), En Recursos minerales y energéticos del Cretácico deAmérica Latina: 1-24. IUGS, UNESCO, IGCP, 242. La Plata.
Brodtkorb, M.K.de, Barbieri, M., Žák, K., Hladíková, J., Tassinari, C., Ametrano, S., Etcheverry,
R.O., de Barrio, R.E., Del Blanco, M. y Danieli, J.C. 1997. Isotope Data on barite and46

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2celestite deposits related to three Mesozoic evaporitic events of the Neuquén Basin,
Argentina. W. Ernst y B. Skinner (Eds.), International Geology Review, 39: 307-316.
Brodtkorb, M.K. de, de Barrio, R.E., Del Blanco, M. y Etcheverry, R.O. 1999. Geología de losdepósitos de baritina, celestina, yeso y halita de la Cuenca Neuquina. En Recursos
minerales de la República Argentina, Zappettini, E (Ed.), Instituto de Geología y Recursos
Minerales, SEGEMAR. Anales 35, II: 1041-1046. Buenos Aires.
Brodtkorb, M.K. de y Danieli, J.C. 2011. Yacimientos de baritina y celestina. En: Leanza, H.,
Arregui, C., Carbone, O., Danieli, J.C., Vallés, J. (Eds.), Relatorio del XVIII Congreso
Geológico Argentino, Geología y Recursos Naturales de la provincia del Neuquén: 745754. Buenos Aires.
Cazau, L.B. y Uliana, M.A. 1973. El Cretácico superior continental de la Cuenca Neuquina. V
Congreso Geológico Argentino, Actas 3: 131-163.
Cingolani, C.A., Zanettini, J.C.M. y Leanza, H.A. 2011. El Basamento ígneo y metamórfico. En:
Leanza, H., Arregui, C., Carbone, O., Danieli, J.C., Vallés, J. (Eds.), Relatorio del XVIII
Congreso Geológico Argentino, Geología y Recursos Naturales de la provincia delNeuquén: 37-47. Buenos Aires.
Cobbold, P.R. y Rossello, E.A. 2003. Aptian to Recent compressional deformation, foothills of the
Neuquén Basin, Argentina. Marine and Petroleum Geology, 20: 429-443.
de Barrio, R.E. y Vergani, G. 2011. Las mineralizaciones de celestina-baritina y la Formación
Huitrín (Cretácico inferior), provincia del Neuquén. XVIII Congreso Geológico Argentino,1084-1085. Buenos Aires.
de Barrio, R.E., Etcheverry, R.O., Del Blanco, M.A., Domínguez, E.A., Recio Hernández, C.,
Escobar, R.I. y Salvioli, M.A. 2014. Nuevos datos y esquemas genéticos de los depósitos
baríticocelestínicos vinculados a la secuencia jurásico-cretácica de la Cuenca Neuquina enla provincia del Neuquén. Revista de la Asociación Geológica Argentina. 71: 184-200.
Buenos Aires.
Danieli, J.C., Casé, A.M., Leanza, H.A. y Bruna, M.A. 2011. Minerales y rocas industriales. En:
Leanza, H., Arregui, C., Carbone, O., Danieli, J.C., Vallés, J. (Eds.), Relatorio del XVIII
Congreso Geológico Argentino, Geología y Recursos Naturales de la provincia delNeuquén: 725-744. Buenos Aires.
Dellapé, D.A., Mombrú, C., Pando, G.A., Riccardi, A.C., Uliana, M.A. y Westermann, G.E. 1978.
Edad y correlación de la Formación Tábanos en Chacay Melehue y otras localidades deNeuquén y Mendoza. Con consideraciones sobre la distribución y significado de lassedimentitas Lotenianas. Obra Centenario Museo de La Plata, Paleontología, 5: 81-105.
Digregorio, J.H. y Uliana, M.A. 1980. Cuenca Neuquina. En: Turner, J.C.M. (Ed.), II Simposio deGeología Regional Argentina. Academia Nacional de Ciencias, 2: 985-1032. Córdoba.
47

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

Dingus, L., Garrido, A.C., Scott, G.R., Chiappe, L.M., Clarke, J. y Schmitt, J.G. 2009. The lito-,bio- and magnetostratigraphy of titanosaurian nesting sites in the Anacleto Formation at
Auca Mahuevo (Campanian, Neuquen Province, Argentina). En: Barry Albright III, L.
(Ed.), Papers on Geology, Vertebrate Paleontology, and Bioestratigraphy in Honor ofMichel O. Woodburne. Museum of Northern Arizona Bulletin 65: 237-258.
Domínguez, E.A., Aliotta, G., Garrido, M., Danieli, J.C., Ronconi, N., Casé, A.M. y Palacios, M.
1984. Los Maitenes-El Salvaje, un sistema hidrotermal de tipo porfírico. 9° Congreso
Geológico Argentino, Actas 7: 443-458, San Carlos de Bariloche.
Escobar, R.I. 2016. Geología y génesis de las mineralizaciones barito-celestínicas asociadas a lasecuencia cretácia entre las localidades Bajada del Agrio y Chos Malal, provincia delNeuquén. Tesis Doctoral, Universidad Nacional de La Plata. (Inédito). 207 p., La Plata.
Franchini, M., López Escobar, L., Schalamuk, I.B.A. y Meinert, L. 2003. Magmatic characteristicsof the Paleocene Cerro Nevazón region and other Late Cretaceous to Early Tertiary
calcalkaline subvolcanic to plutonic units in the Neuquén Andes, Argentina. Journal ofSouth American Earth Sciences, 16: 399-421.
Franchini, M., Impiccini, A., Meinert, L., Grathoff, G. y Schalamuk, I.B.A. 2007. Clay Mineralogy
and Zonation in the Campana Mahuida Porphyry Cu Deposit, Neuquén, Argentina:
Implications for Porphyry Cu Exploration. Economic Geology 102: 27-54.
Franzese, J.R. y Spalletti, L.A. 2001. Late Triassic–Early Jurassic continental extension insouthwestern Gondwana: tectonic segmentation and pre-break-up rifting. Journal of SouthAmerican Earth Sciences, 14: 257-270.
Franzese, J.R., Spalletti, L.A., Gómez Pérez, I. y Macdonald, D. 2003. Tectonic andpaleoenvironmental evolution of Mesozoic sedimentary basins along the Andean foothillsof Argentina (32°-54°S). Journal of South American Earth Sciences, 16: 81-90.
Giusiano, A. y Bouhier, E. 2009. Mineralización de Cu en el Grupo Neuquén vinculada a la
migración de hidrocarburos. Dorso de los Chihuidos, Neuquén, Argentina: Boletín deInformaciones Petroleras, Cuarta Época, 5: 6-18.
Gómez Omil, R., Schmithalter, J., Cangini, A., Albariño, L. y Corsi, A. 2002. El Grupo Cuyo en laDorsal de Huincul, Consideraciones Estratigráficas, Tectónicas y Petroleras. Cuenca
Neuquina. 5° Congreso de Exploración y Desarrollo de Hidrocarburos (Mar del Plata),
Actas en CD: 22 p.
Groeber, P. 1929. Líneas fundamentales de la geología del Neuquén, sur de Mendoza y regiones
adyacentes. Dirección Nacional de Geología y Minería, Publicación 58: 1-109. Buenos
Aires.
Groeber, P. 1946. Observaciones geológicas a lo largo del meridiano 70°. 1. Hoja Chos Malal.
Revista de la Asociación Geológica Argentina, 1: 177-208. Buenos Aires.
48

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

Groeber, P. 1953. Ándico. En: Groeber, P.: Mesozoico. Geografía de la República Argentina.
Sociedad Argentina de Estudios Geográficos, GAEA, 2: 349-536. Buenos Aires.
Gulisano, C.A. 1981. El ciclo Cuyano en el norte de Neuquén y sur de Mendoza. VIII Congreso
Geológico Argentino. Actas 3: 579-592. Buenos Aires.
Gulisano, C.A., Gutiérrez Pleimling, A. y Digregorio, R.E. 1984a. Análisis estratigráfico delintervalo Tithoniano - Valanginiano (Formaciones Vaca Muerta - Quintuco y Mulichinco)
en el suroeste de la provincia del Neuquén. IX Congreso Geológico Argentino, Actas 1:
221-235. Buenos Aires.
Gulisano, C.A., Gutiérrez Pleimling, A.R. y Digregorio, R.E. 1984b. Esquema estratigráfico de lasecuencia jurásica al oeste de la provincia del Neuquén. IX Congreso Geológico Argentino,
Actas 1: 236-259. Buenos Aires.
Gulisano, C.A. y Gutiérrez Pleimling, A.R. 1994. The Jurassic of the Neuquén Basin, Neuquén
Province. Field guide. Secretaría de Minería de la Nación. Asociación Geológica
Argentina, 111 p. Buenos Aires.
Gulisano, C.A. y Hinterwimmer, G. 1986. Facies deltaicas del Jurásico medio en el oeste de
Neuquén. Boletín de Informaciones Petroleras, Tercera Época. 8: 2-31.
Gutiérrez Pleimling, A.R. 1991. Estratigrafía de la Formación Huitrín: un estudio puntual sobre laruta Nacional Nº 40, provincia del Neuquén. Boletín de Informaciones Petroleras: 85-100.
Gutiérrez Pleimling, A.R., Olea, G., Suárez, M. y Valenzuela, M. 2011. El Miembro Chorreado dela Formación Huitrín (Cretácico Temprano). En: Leanza, H., Arregui, C., Carbone, O.,
Danieli, J.C., Vallés, J. (Eds.), Relatorio del XVIII Congreso Geológico Argentino,
Geología y Recursos Naturales de la provincia del Neuquén: 175-180. Buenos Aires.
Hayase, K. y Bengochea, A.L. 1975. Consideraciones sobre la génesis de algunos yacimientos debaritina-celestina;

provinciadeNeuquén;República

Argentina.

II

Congreso

Iberoamericano de Geología Económica, 2: 295-314. Buenos Aires.
Herrero Ducloux, A. 1946. Contribución al conocimiento geológico del Neuquén extraandino.
Boletín de Informaciones Petroleras, 23: 245-281. Buenos Aires.
Howell, J.A., Schwarz, E., Spalletti, L.A. y Veiga, G. 2005. The Neuquén Basin: an overview. En
Veiga, G.D., Spalletti, L.A., Howell, J.A. y Schwarz, E. (Eds.), The Neuquén Basin,
Argentina: A case study in sequence stratigraphy and basin dynamics. Geological Society,London, Special Publications, 252: 1-14.
Kay, S.M., Ramos, V.A., Mpodozis, C. y Sruoga, P. 1989. Late Paleozoic to Jurassic silicic
magmatism at the Gondwana margin: Analogy to Middle Proterozoic in North America.
Geology 17: 324-328, Boulder.
Kay, S.M. y Copeland, P.C. 2006. Early to middle Miocene back-arc magmas of the Neuquén
Basin: Geochemical consequences of slab shallowing and the westward drift of South49

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

America. En: Kay, S.M. y Ramos, V.A., (Eds.), Evolution of an Andean margin: A tectonic
and magmatic view from the Andes to the Neuquén Basin (35º-39ºS lat): GeologicalSociety of America Special Paper 407: 19-60.
Keidel, J. 1913. Informe geológico sobre el yacimiento petrolífero de Challacó (Territorio delNeuquén). Buenos Aires.
Keidel, J. 1917. Über das patagonische Tafelland und ihre ziehungen zu den geologischen
erscheinnungen in den argentinischen Anden gebiet un Litoral. Zeitschrift der Deutsche
Akademie Wissenschaft, 3: 219-245. Stuttgart.
Keidel, J. 1925. Sobre la estructura tectónica de las capas petrolíferas en el oriente del territorio delNeuquén. Dirección General de Minas, Geología e Hidrogeología, publicación 8: 1-67.
Buenos Aires.
Lazo, D.G. y Damborenea, S.E. 2011. Barremian bivalves from the Huitrín Formation westcentral
Argentina: Taxonomy and paleoecology of a restricted marine association. Journal of
Paleontology, 85: 719-743.
Leanza, H.A. 1973. Estudio sobre los cambios faciales de los estratos limítrofes Jurásico Cretácicos entre Loncopué y Picún Leufú, provincia del Neuquén, República Argentina.
Revista de la Asociación Geológica Argentina, 28: 97-132. Buenos Aires.
Leanza, H.A. 1992. Estratigrafía del Paleozoico y Mesozoico anterior a los Movimientos
Intermálmicos en la comarca del Cerro Chachil, provincia del Neuquén, Argentina. Revistade la Asociación Geológica Argentina, 45: 272-299. Buenos Aires.
Leanza, H.A. 2003. Las sedimentitas huitrinianas y rayosianas (Cretácico Inferior) en el ámbito
central y meridional de la Cuenca Neuquina, Argentina, SEGEMAR. Serie Contribuciones
Técnicas, Geología, 2: 1-31. Buenos Aires.
Leanza, H.A. 2009. Las principales discordancias del Mesozoico de la cuenca Neuquina segúnobservaciones de superficie. Revista del Museo Argentino de Ciencias Naturales, 11: 145184. Buenos Aires.
Leanza, H.A. y Zeiss, A. 1990. Upper Jurassic Limestones from Argentina (Neuquen Basin):
Stratigraphy and Fossils. Facies 22: 169-186. Erlangen.
Leanza, H.A. y Hugo, C.A. 1995. Revisión estratigráfica del Cretácico Inferior continental en elámbito sudoriental de la Cuenca Neuquina. Revista de la Asociación Geológica Argentina
50: 30-32. Buenos Aires.
Leanza H.A. y Hugo, C.A. 1997. Hoja Geológica 3969-III, Picún Leufú, provincias del Neuquén y
Río Negro. Programa Nacional de Cartas Geológicas de la República Argentina a escala
1:250.000. Instituto de Geología y Recursos Minerales, SEGEMAR. Boletín 218: 1-135.
Leanza, H.A., Marchese, H.G. y Riggi, J.C. 1977. Estratigrafía del Grupo Mendoza con especialreferencia a la Formación Vaca Muerta entre los paralelos 35° y 40° L.S., Cuenca
50

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

Neuquina-Mendocina. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 32: 190-208. Buenos
Aires.
Leanza, H.A. y Hugo, C.A. 2001. Cretaceous red beds from southern Neuquén basin (Argentina):
age, distribution and stratigraphic discontinuities. 7th International Symposium on
Mesozoic Terrestrial Ecosystems. Asociación Paleontológica Argentina, Publicación
especial 7: 117-122. Buenos Aires.
Leanza, H.A., Hugo, C., Repol, D., González, R. y Danieli, J. 2001. Hoja Geológica 3969-I Zapala,Provincia del Neuquén. Instituto de Geología y Recursos Minerales, Servicio Geológico
Minero Argentino, SEGEMAR. 128 p. Buenos Aires.
Leanza, H.A., Llambías, E.J. y Carbone, O. 2005. Unidades estratigráficas limitadas por
discordancias en los depocentros de la Cordillera del Viento y la Sierra de Chacaico
durante los inicios de la Cuenca Neuquina. 6º Congreso de Exploración y Desarrollo.
Versión CD ROM. Mar del Plata
Leanza, H.A., Repol, D., Hugo, C.H. y Sruoga, P. 2006. Hoja Geológica 3769-31, Chorriaca,
Provincia del Neuquén. Instituto de Geología y Recursos Minerales. Servicio Geológico
Minero Argentino, Boletín 354, 93 p. Buenos Aires.
Leanza, H.A., Sattler, F., Martinez, R.S. y Carbone, O. 2011. La Formación Vaca Muerta yequivalentes (Jurásico Tardío - Cretácico Temprano) en la Cuenca Neuquina. En: Leanza,
H., Arregui, C., Carbone, O., Danieli, J.C., Vallés, J. (Eds.), Relatorio del XVIII Congreso
Geológico Argentino, Geología y Recursos Naturales de la provincia del Neuquén: 113129. Buenos Aires.
Legarreta, L. 1985. Análisis estratigráfico de la Formación Huitrín (Cretácico inferior), provincia
de Mendoza. Tesis Doctoral, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad de
Buenos Aires. (Inédito). 197 p.
Legarreta, L. 2002. Eventos de desecación en la Cuenca Neuquina: depósitos continentales ydistribución de hidrocarburos. 5º Congreso de Exploración y Desarrollo de Hidrocarburos.
Actas CD, 20 p. Mar del Plata.
Legarreta, L. y Boll, A. 1982. Formación Huitrín. Análisis estratigráfico y esquema prospectivo.
Provincia de Mendoza. Yacimientos petrolíferos Fiscales. Buenos Aires. Inédito.
Legarreta, L. y Gulisano, C.A. 1989. Análisis estratigráfico secuencial de la Cuenca Neuquina(Triásico superior-Terciario inferior, Argentina). En: Chebli, G. y Spalletti, L. (Eds.),
Cuencas Sedimentarias Argentinas. Serie Correlación Geológica, Universidad Nacional de
Tucumán, 6: 221-243.
Legarreta, L. y Uliana, M.A. 1991. Jurassic-Cretaceous marine oscillations and geometry of backarc basin fill, Central Argentine Andes. In: MacDonald, D. I. M. (Ed.), Sedimentation,

51

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

Tectonics and Eustasy - Sea-level Changes at Active Margins. International Association of
Sedimentologists, Special Publications, 12: 429-450.
Legarreta, L. y Uliana, M.A. 1996. The Jurassic succession in west-central Argentina: stratal
patterns, sequences and paleogeographic evolution. Paleogeography, Paleoclimatology,
Paleoecology 120: 303-330.
Legarreta, L. y Uliana, M.A. 1999. Facies Sedimentarias. El Jurásico y Cretácico de la Cordillera
Principal y la Cuenca Neuquina. En: Caminos, R. (Ed.), Geología Argentina. Instituto deGeología y Recursos Minerales Geología Argentina. Anales 29: 399-432. Buenos Aires.
Legarreta, L., Laffite, G.A. y Minniti, S.A. 1999. Cuenca Neuquina: Múltiples posibilidades en lasseries Jurásico-Cretácicas del depocentro periandino. IV Congreso de Exploración de
Hidrocarburos. Actas 1: 145-175.
Llambías, E.J. y Malvicini, L. 1978. Geología, petrología y metalogénesis del área de Colipilli,provincia del Neuquén, República Argentina. Revista de la Asociación Geológica
Argentina, 33: 257-276. Buenos Aires.
Llambías, E.J. y Rapela, C.W. 1987. Las vulcanitas de Colipilli y sus relaciones con las provincias
volcánicas del Terciario inferior de Neuquén-Mendoza y Patagonia. X Congreso Geológico
Argentino (San Miguel de Tucumán). Actas 4: 249-251.
Llambías, E.J. y Rapela, C.W. 1989. Las volcanitas de Colipilli, Neuquén (37°S) y su relación con
otras unidades paleógenas de la cordillera. Revista de la Asociación Geológica Argentina,
44: 224-236. Buenos Aires.
Llambías, E.J. y Aragón, E. 2011. Volcanismo Paleógeno. En: Leanza, H., Arregui, C., Carbone,O., Danieli, J.C., Vallés, J. (Eds.), Relatorio del XVIII Congreso Geológico Argentino,
Geología y Recursos Naturales de la provincia del Neuquén: 265-274. Buenos Aires.
Llambías, E.J. y Sato, A.M. 2011. Ciclo Gondwánico: La provincia magmática Choiyoi en
Neuquén. En: Leanza, H., Arregui, C., Carbone, O., Danieli, J.C., Vallés, J. (Eds.),
Relatorio del XVIII Congreso Geológico Argentino, Geología y Recursos Naturales de laprovincia del Neuquén: 53-62. Buenos Aires.
Mateo Fernández Caso, P.M., Montero, D.G., Leal, P.R y Ramos, V.A. 2011. Petrología ygeoquímica del magmatismo Cretácico Superior- Eoceno en el área de Pichaihue, Provincia
de Neuquén. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 68: 173-184. Buenos Aires.
Matheos, S.D. 1988. Sedimentología y geoquímica de las sedimentitas carbonáticas jurásicas delsector sur de la Cuenca Neuquina. Universidad Nacional de La Plata. Tesis Doctoral.
(Inédito). 223 p.
Méndez, V., Zanettini, J.C.M. y Zappettini, E.O. 1995. Geología y metalogénesis del Orógeno
Andino Central, República Argentina. Dirección Nacional del Servicio Geológico,
SEGEMAR. Anales 23: 1-190.
52

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

Minniti, S.A., Gutiérrez Pleimling, A.R., Arteaga, M.E. y Pestalardo, F.S. 1986. Análisis
estructural y estratigráfico de la faja plegada neuquina a la latitud de 37º30´.
Departamentos de Ñorquín y Pehuenches, Provincia del Neuquén. Informe interno de YPF(Inédito).
Mitchum, R.M., Vail, P.R. y Thompson, S. 1977. Seismic Stratigraphy and global changes of sea
level. Part. 2. The depositional sequence as a basic unit for stratigraphic analysis. American
Association of Petroleum Geologists, 26: 53-62.
Mosquera, A. y Ramos, V.A. 2006. Intraplate deformation in the Neuquén Embayment, en Kay,
S.M., and Ramos, V.A., (Eds.), Evolution of an Andean margin: A tectonic and magmatic
view from the Andes to the Neuquén Basin (35°-39°S lat): Geological Society of America
Special Paper, 407: 97-123.
Nickelsen, B., Merrill, D. y Allen, R. 1985. Depositional environment and hydrocarbon potential of
the Upper Jurassic La Manga and Auquilco Formations, Neuquén Province, Argentina.
Earth Sciences and Resources Institute. University of South Carolina.
Olea, G., Suárez, M. y Valenzuela, M. 2011. El Miembro La Tosca de la Formación Huitrín(Cretácico temprano). En: Leanza, H., Arregui, C., Carbone, O., Danieli, J.C., Vallés, J.
(Eds.), Relatorio del XVIII Congreso Geológico Argentino, Geología y Recursos Naturales
de la provincia del Neuquén: 199-203. Buenos Aires.
Ponce, J.J., Zavala, C., Marteau, M. y Drittanti D. 2002. Análisis estratigráfico y modelo
deposicional para la Formación Rayoso (Cretácico Inferior) en la Cuenca Neuquina,
provincia del Neuquén. En: Cabaleri N., Cingolani, C.A., Linares, E., López De Luchi,
M.G., Ostera, H.A. y Panarello, H.O. (Eds.), XV Congreso Geológico Argentino. Actas CD-ROM artículo 235. Calafate.
Ramos, V.A. 1978. Estructura. En Rolleri, E.O. (Ed.), Geología y recursos naturales de la provincia
del Neuquén. Relatorio del VII Congreso Geológico Argentino, 233-237. Buenos Aires.
Ramos, V.A. 1981. Descripción geológica de la Hoja 33c, Los Chihuidos Norte. Boletín delServicio Geológico Nacional 182 (escala 1:200.000), 103 p. Buenos Aires.
Ramos, V.A. 1998. Estructura del sector occidental de la Faja Plegada y Corrida del Agrio, Cuenca
Neuquina, Argentina. 10° Congreso Geológico Latinoamericano y 6° Congreso Nacionalde Geología Económica, Actas 2: 105-110. Buenos Aires.
Ramos, V.A. 1999. Plate tectonic setting of the Andean Cordillera. Episodes 22: 183-190.
Ramos, V.A. y Barbieri, M. 1988. El volcanismo Cenozoico de Huantraico: edad y relaciones
isotópicas iniciales, provincia del Neuquén. Revista de la Asociación Geológica Argentina,
43: 210-223. Buenos Aires.
Ramos, V.A. y Folguera, A. 2005. Tectonic evolution of the Andes of Neuquén: Constraints
derived from the magmatic arc and foreland deformation, in Spalletti, L., Veiga, G.,
53

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

Schwarz, E., and Howell, J., (Eds.), The Neuquén Basin: A case study in sequencestratigraphy and basin dynamics: Geological Society, London, Special Publications 252,
15-35.
Rapela, C.W. y Llambías, E.J. 1985. La secuencia andesítica terciaria de Andacollo, Neuquén,
Argentina. IV Congreso Geológico Chileno, 4: 458-488, Antofagasta.
Rovere, E. 1998. Volcanismo jurásico, paleógeno y neógeno en el noroeste del Neuquén,
Argentina. 10º Congreso Latinoamericano de Geología y 6º Congreso Nacional deGeología Económica, Actas: 144-149, Buenos Aires.
Sillitoe, R.H. 1977. Permo-Carboniferous, Upper Cretaceous and Miocene porphyry copper-typemineralization in the Argentina Andes. Economic Geology 72: 99-103.
Schiller, W. 1912. La alta cordillera de San Juan y Mendoza y parte de la provincia de San Juan.
Anales Ministerio de Agricultura, Sección Geología y Mineralogía 7: 1-68. Buenos Aires.
Schwarz, E., Spalletti, L.A. y Howell, J.A. 2006. Sedimentary response to a tectonically induced
sea level fall in a shallow back-arc basin: the Mulichinco Formation (Lower Cretaceous),
Neuquén Basin, Argentina. Sedimentology, 53: 55-81.
Spalletti, L.A., Franzese, J., Matheos, S.D. y Schwarz, E. 2000. Sequence stratigraphy of a tidally
dominated carbonatesiliciclastic ramp; the Tithonian-Early Berriasian of the Southern
Neuquén Basin, Argentina. Journal of the Geological Society, 157: 433-446. London.
Spalletti, L.A., Arregui, C.D. y Veiga, G. 2011a. La Formación Tordillo y equivalentes (Jurásico
Tardío) en la Cuenca Neuquina. En: Leanza H, Arregui C, Carbone O, Danieli JC, Vallés J(Eds.), Relatorio del XVIII Congreso Geológico Argentino, Geología y Recursos Naturales
de la provincia del Neuquén, 99-111. Neuquén.
Spalletti, L.A., Veiga, G.D. y Schwarz, E. 2011b. La Formación Agrio (Cretácico Temprano) en la
Cuenca Neuquina. En: Leanza H, Arregui C, Carbone O, Danieli JC, Vallés J (Eds.),
Relatorio del XVIII Congreso Geológico Argentino, Geología y Recursos Naturales de laprovincia del Neuquén, 145-160. Neuquén.
Stipanicic, P.N. 1966. El Jurásico en Vega de la Veranada (Neuquén), el Oxfordense y eldiastrofismo Divesiano (Agassiz-Yaila) en Argentina. Revista de la Asociación Geológica
Argentina, 20: 403-478. Buenos Aires.
Stipanicic, P.N. y Mingramm M. 1952. Informe preliminar sobre la estratigrafía cronología ydistribución facial de los sedimentos de Dogger-Malm en el sector neuquino-mendocino dela cubeta mesozoica argentino-chilena. Informe interno de YPF. (Inédito).
Stipanicic, P.N., Rodrigo, F., Baulies, O.L. y Martínez, C.G. 1968. Las formaciones presenonianasdel denominado Macizo Nordpatagónico y regiones adyacentes. Revista de la Asociación
Geológica Argentina, 23: 367-388. Buenos Aires.

54

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

Tunik, M., Folguera A., Naipauer M., Pimentel M. y Ramos V.A. 2010. Early uplift and orogenic
deformation in the Neuquén Basin: Constraints on the Andean uplift from U-Pb and Hf
isotopic data of detrital zircons. Tectonophysics, 489: 258-273.
Uliana, M.A., Dellapé, D.A. y Pando, G.A. 1975a. Distribución y génesis de las sedimentitas
rayosianas. (Cretácico inferior de las provincias de Neuquén y Mendoza). II Congreso
Iberoamericano de Geología Económica. Actas 1: 177-196. Buenos Aires.
Uliana, M.A., Dellapé, D.A. y Pando, G.A. 1975b. Estratigrafía de las sedimentitas rayosianas.
(Cretácico inferior de las provincias de Neuquén y Mendoza). II Congreso Iberoamericanode Geología Económica. Actas 1: 151-176. Buenos Aires.
Uliana, M.A., Biddle K. y Cerdán J. 1989. Mesozoic extension and the formation of Argentina
sedimentary basins. En: Tankard, A.J. y Balkwill H.R. (Eds.), Extensional Tectonics andStratigraphy of the North Atlantic Margin. American Association of Petroleum Geologists.
Memoir 46: 599-613. Tulsa.
Uliana, M.A., Legarreta, L., Laffitte, G.A. y Villar, H.J. 1999. Estratigrafía y geoquímica de lasfacies generadoras de hidrocarburos en las cuencas petrolíferas Argentinas. Petrotecnia,
Revista del Instituto Argentino del Petróleo y Gas, XL 3: 12-25.
Veiga, G.D. y Vergani, G.D. 2011. El Miembro Troncoso Inferior de la Formación Huitrín(Cretácico Temprano). En: Leanza, H., Arregui, C., Carbone, O., Danieli, J.C., Vallés, J.
(Eds.), Relatorio del XVIII Congreso Geológico Argentino, Geología y Recursos Naturales
de la provincia del Neuquén. 181-188. Buenos Aires.
Vergani, G.D., Tankard, A.J., Belotti, H.J. y Welsink, H.J. 1995. Tectonic evolution andpaleogeography of the Neuquén basin, Argentina. En: Tankard, A.J., Suárez, R., Welsink,
H.J. (Eds.), Petroleum Basins of South America, American Association of Petroleum
Geologists Memoire, 62: 383-402.
Vergani, G., Selva, G. y Boggetti, D. 2002. Estratigrafía y modelo de facies del Miembro Troncoso
inferior, Formación Huitrín (Aptiano), en el noroeste de la Cuenca Neuquina, Argentina.
XV Congreso Geológico Argentino. Actas (Versión en CD).
Weaver, C. 1927. The Roca Formation in Argentina. American Journal of Science, 5: 417-434.
Weaver, C. 1931. Paleontology of the Jurassic and Cretaceous of west central Argentina. Memoir
University of Washington 1: 1-469. Seattle.
Yrigoyen, M.F. 1972. Cordillera Principal. En Leanza, A. F. (Ed.), Geología Regional Argentina.
Academia Nacional de Ciencias: 345-364. Córdoba.
Zamora Valcarce, G., Zapata, T.R., del Pino, D. y Ansa, A. 2006. Structural evolution andmagmatic characteristics of the Agrio fold-and-thrust belt. En: Kay, S.R. y Ramos V.A.
(Eds.): Evolution of an Andean margin: a tectonic and magmatic view from the Andes to55

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 2

the Neuquén Basin (35°-39° S lat.). Geological Society of America, Special Paper 497:
125-145.
Zamora Valcarce, G. 2007. Estructura y cinemática de la faja plegada del Agrio. Tesis doctoral,
Universidad de Buenos Aires. (Inédito). 304 p.
Zavala, C. y Ponce, J.J. 2011. La Formación Rayoso (Cretácico temprano) en la Cuenca Neuquina.
En: Leanza, H., Arregui, C., Carbone, O., Danieli, J.C., Vallés, J. (Eds.) Relatorio del
XVIII Congreso Geológico Argentino, Geología y Recursos Naturales de la provincia delNeuquén. 205-222. Buenos Aires.
Zappettini, E.O., Méndez, V. y Zanettini, J.C.M. 1987. Metasedimentitas mesopaleozoicas en elnoroeste de la Provincia del Neuquén. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 42:
206-207. Buenos Aires.
Zöllner W. y Amos, A.J. 1949. Informe preliminar de la Hoja 32b, Chos Malal, provincia delNeuquén. (Informe Inédito). Dirección Nacional de Minería. Buenos Aires.

56

Capítulo 3

MARCO TECTÓNICO

57

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 3

IntroducciónEl área de Colipilli se localiza dentro de lo que Bracaccini (1970) denominó “Fosadel Agrio”. Dicha estructuración consta de una serie de plegamientos asociados a fallas.
Actualmente se la conoce como Faja Plegada y Corrida del Agrio (FPyCA) interpretada
por Ramos (1978) como una deformación compresiva al este del arco volcánico activo yasociada a pliegues y fallas inversas despegados en los niveles evaporíticos de las
estructuras profundas. Su estilo estructural ha tenido diversas interpretaciones, desdeestructuras dominadas por basamento (Kozlowski et al., 1996), a faja de deformación
epidérmica (Ploszkiewicz 1987, Ramos y Barbieri 1988) o de inversión tectónica
(Chauveau et al., 1996; Booth y Coward 1996; Zapata et al., 1999; Zamora Valcarce2007).
Este capítulo tiene como objetivo brindar una descripción general del contexto
estructural en el cual se ubica el sector de estudio.

Faja Plegada y Corrida del Agrio
Esta unidad morfoestructural es una faja plegada bien desarrollada, actualmente
inactiva, de 50 km de ancho, con afloramientos de muy buena calidad. Los límites
considerados para la FPyCA son (Fig.3.1): el lineamiento de Cortaderas al norte, que corre
en sentido NO-SE a la altura del río Neuquén; al oeste limita con la fosa de Loncopué(Ramos 1978), mientras que hacia el sur, la Sierra de la Vaca Muerta actuaría como un
lineamiento similar al de Cortaderas (Repol 2006). Por último, el límite oriental de la faja
está conformado por la gran estructura denominada Dorso de los Chihuidos (Vergani et al.,
1995; Zapata et al., 1999; Mosquera y Ramos 2006). Las estructuras más comunes son
grandes braquianticlinales formados por la participación del basamento en la deformación,
estructuras epidérmicas elongadas en sentido norte-sur y separadas por amplias pampas
que reflejan inversión de relieve (Zapata et al., 1999).
Se caracteriza por presentar una historia de deformación multiepisódica lo que hapermitido a diferentes autores (Ramos 1978, 1998; Zapata et al., 2002; Zamora Valcarce etal., 2006) separarlas en dos zonas: una zona externa donde las estructuras son
principalmente de “piel fina” y una zona interna con predominio de estructuras de “pielgruesa” producto de la inversión del basamento.

58

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 3

Figura 3.1: Ubicación y límites de la Faja Plegada y Corrida del Agrio. Modificado de Zamora
Valcarce et al. (2006).

El dominio externo de naturaleza epidérmica, que se desarrolla en el pie de montedel Engolfamiento Neuquino, se caracteriza por presentar pliegues isoclinales de escalakilométrica, con ejes estructurales principales que varían su dirección a lo largo del rumbo
desde NNO-SSE al norte a NNE-SSO al sur, dando una geometría convexa hacia el
antepaís para la faja en general (Yagupsky 2009). Sus niveles de despegue se produjeron
dentro de la cubierta mesozoica, particularmente en las Formaciones Auquilco, Vaca
Muerta, Agrio y Huitrín (Zapata et al., 1999; Zamora Valcarce et al., 2009). Zapata et al.
(2002) postularon que el basamento estaría también involucrado en la deformación en este
dominio, reactivando en cierta medida las estructuras epidérmicas. Esta zona está
constituida por los grandes trenes estructurales con características de tectónica de piel finacomo son la sierra de Chorriaca, el Cordón del Salado, el anticlinal de Pichi Mula, entre
otros. La vergencia predominante de las estructuras es hacia el este, pero algunas de ellaspresentan una vergencia contraria, generando complejas zonas triangulares en el frente decorrimientos (Zamora Valcarce et al., 2006).

59

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 3

La zona interna corresponde a la parte más montañosa (Precordillera Neuquina
norte), y ha sido interpretada como parte del sistema extensional de Tres Chorros (Vergani
et al., 1995). Zamora Valcarce et al. (2009) y Zapata y Folguera (2005) demostraron, apartir del análisis tanto de información sísmica como de superficie, que existe una serie dealtos en el basamento que controlan el estilo estructural. Estos altos han dado lugar a laformación de grandes braquianticlinales producto de la inversión de estructuras previas. En
los flancos de estas grandes estructuras se alojan los principales depósitos baríticos
investigados. El control del basamento en la deformación se pone de manifiesto a través deun conjunto de bloques limitados en profundidad por fallas preliásicas sin expresión
superficial. Éstas corresponden a antiguas fallas normales invertidas y a fallas transversalesde acomodación, ambos tipos pertenecientes al antiguo sistema extensional jurásico
reactivado durante la deformación compresiva Cretácico-Terciario (Fig.3.2). Como
producto de dichas estructuras profundas, se identifican varios bloques en el sector interno:
Los Bueyes, Colipilli, Huncal, Cerro Mocho, El Durazno y La Pampa del Salado (Ramos
1998). Los bloques Huncal y La Pampa del Salado han sido identificados por líneas
sísmicas y mapas aeromagnéticos por Repol et al. (2002).
Las estructuras que se destacan en el sector interno de la FPyCA (Fig.3.3) son: elsinclinal Pichaihue, que es una estructura de orientación predominantemente NNO-SSE
cuyo rasgo distintivo es una gran longitud de onda que le concede una amplitud muy
grande (Leanza et al., 2006). El anticlinal de la sierra de Chorriaca, que es una estructurade unos 40 km de longitud; posee morfología cilíndrica de cresta subhorizontal y flancos
con altas inclinaciones (Zamora Valcarce 2007). Se encuentra al sur del Arroyo Colipilli ysu orientación general es NNO-SSE. En el núcleo del anticlinal aflora la Formación Vaca
Muerta en tanto que en sus flancos se observa la Formación Mulichinco. El anticlinal delcerro Palao de Tralalhué, ubicado al norte del Arroyo Colipilli y al oeste del sinclinal de
Colipilli, se caracteriza por una serie de estructuras plegadas menores que afectan a rocas
de las Formaciones Vaca Muerta y Mulichinco. En general estas estructuras presentan una
orientación NO-SE. El sinclinal de Colipilli es una depresión de gran tamaño a la que se leasocian anticlinales y sinclinales menores de segundo orden, conformando una estructurade sinclinorio (Llambías y Malvicini 1978). Dicha macro-estructura afecta a lassedimentitas eocretácicas y en ella afloran los depósitos volcánicos de la Formación
Cayanta y los cuerpos intrusivos de la Formación Colipilli. Su flanco occidental posee una
inclinación del orden de 40º, mientras que el flanco oriental, conformado por la sierra deChorriaca, presenta inclinaciones mayores (Zamora Valcarce 2007). El sinclinal de60

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 3

Tralalhué, que se ubica al noreste del anterior, con una orientación general NNO-SSE, seencuentra en el hundimiento norte de la sierra de Chorriaca; ha sido interpretado como una
cuenca de transpresión (“piggy-back”) (Ramos 1998) rellena por los depósitos
sinorogénicos del Conglomerado Tralalhué.

Figura 3.2: Esquema geotectónico del área de Colipilli. Modificado de Repol et al. (2002) y Rojas
Vera (2011). Líneas entrecortadas rojas representan fallas preliásicas; líneas entrecortadas amarillas
indican fallas preliásicas reactivas en sentido inverso; líneas turquesas muestran fallas inversas.

La configuración estructural previa al desarrollo del magmatismo andesítico habría
ejercido un importante control en el espacio de acomodación del mismo. Durante su
emplazamiento, el material magmático aprovechó los espacios de los bajos estructurales,
es por ello que la mayoría de sus afloramientos se encuentran restringidos al área de lossinclinales de Colipilli y de Tralalhué. Posteriormente, procesos de erosión diferencial
modelaron a estas rocas y actualmente se observa una importante inversión de relieve,
donde la parte central del sinclinal posee mayor relieve respecto a algunas de las
estructuras anticlinales vecinas.
61

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 3

Figura 3.3: Ubicación de la zona de estudio. Se destacan las principales estructuras: a-sinclinal de
Colipilli; b-sinclinal de Tralahué; c-sinclinal de Pichaihue; d-anticlinal de la sierra de Chorriaca; eanticlinal del cerro Palao del Tralalhué. Las principales minas: 1-San Eduardo-La Bienvenida; 2-La
Bruja-Julio César; 3-Carlita-La Esperanza. Di: deformación interna, De: deformación externa.

62

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 3

Evolución tectónica
En base a diversos trabajos de campo y dataciones radimétricas diversos autoresreconocieron que la FPyCA fue afectada por dos pulsos de deformación (Ramos 1981;
Zapata et al., 1999; Zapata et al., 2002; Zamora Valcarce et al., 2006; Zamora Valcarce etal., 2009). La estructuración habría comenzado en la parte interna durante el Cretácico
Temprano, tal como lo documenta una serie de diques basálticos de rumbo este-oeste
ubicados en el cerro Mocho (Zamora Valcarce 2007) y habría migrado hacia el dominio
externo en una segunda fase durante el Mioceno (Zapata et al., 2002; Cobbold y Rossello2003; Zapata y Folguera 2005; Zamora Valcarce et al., 2006; Zamora Valcarce et al.,2009).
Desde el punto de vista tectónico, la deformación de esta unidad morfoestructural
se correlacionaría con una leve horizontalización de la placa oceánica subducida, que
provocó la migración del arco volcánico hacia el antepaís, instaurándose en el área deColipilli (Zamora Valcarce et al., 2011). Las rocas ígneas que afloran en dicha área (Grupo
Naunauco) reportaron edades en promedio de 70 Ma. Dichas unidades se apoyan en lasecuencia Mesozoica y a su vez la cortan, marcando el límite superior para el primer
evento de deformación.
La segunda etapa de deformación se encuentra bien documentada por los depósitos
sinorogénicos de la Formación Tralalhué o también nombrado Conglomerado Tralalhué.
Este evento provocó la reactivación de toda la FPyCA mediante una deformación
principalmente de piel gruesa (Zamora Valcarce et al., 2009) moldeándose el relieve
actual.

63

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 3

Trabajos citados en el texto
Booth, J.L.M. y Coward, M.P. 1996. Basament faulting and inversion of the NW Neuquén basin,
Argentina: IIIº International Symposium on Andean Geodynamics (Saint Maló). Abstracts:
295-298.
Bracaccini, I.O. 1970. Rasgos tectónicos de las acumulaciones mesozoicas en las provincias deMendoza y Neuquén, República Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina,
25: 275-282. Buenos Aires.
Chaveau, V., Niviere, B., Cobbold, P.R., Rosello, E.A., Ballard, J.F. y Eichenseer, H.T. 1996.
Structure of the Andean foothills, Chos Malal region, Neuquén basin, Argentina: IIIºInternational Symposium on Andean Geodynamics (Saint Maló). Abstracts: 315-318.
Cobbold, P.R. y Rossello, E.A. 2003. Aptian to Recent compressional deformation, foothills of the
Neuquén Basin, Argentina. Marine and Petroleum Geology, 20: 429-443.
Kozlowski, E.E., Cruz, C.E., y Sylwan C.A. 1996. Geología estructural de la zona de Chos Malal.
Cuenca Neuquina, Argentina. XIII Congreso Geológico Argentino y III Congreso de
Exploración de Hidrocarburos. Actas I: 15-26.
Leanza, H.A., Repol, D., Hugo, C.H. y Sruoga, P. 2006. Hoja Geológica 3769-31, Chorriaca,
Provincia del Neuquén. Instituto de Geología y Recursos Minerales. Servicio Geológico
Minero Argentino, Boletín 354, 93 p. Buenos Aires.
Llambías, E.J. y Malvicini, L. 1978. Geología, petrología y metalogénesis del área de Colipilli,provincia del Neuquén, República Argentina. Revista de la Asociación Geológica
Argentina, 33: 257-276. Buenos Aires.
Mosquera, A. y Ramos, V.A., 2006. Intraplate deformation in the Neuquén Embayment. En Kay,
S.M., and Ramos, V.A., (Eds.), Evolution of an Andean margin: A tectonic and magmatic
view from the Andes to the Neuquén Basin (35°-39°S lat). Geological Society of America
Special Paper, 407: 97-123.
Ploszkiewicz, J. 1987. Las zonas triangulares de la faja fallada y plegada de la cuenca Neuquina,
Argentina. X Congreso Geológico Argentino, Actas I: 177-180.
Ramos, V.A. 1978. Estructura. En Rolleri, E.O. (Ed.), Geología y recursos naturales de la provincia
del Neuquén. Relatorio del VII Congreso Geológico Argentino, 233-237. Buenos Aires.
Ramos, V.A. 1981. Descripción geológica de la Hoja 33c, Los Chihuidos Norte. Servicio
Geológico Nacional, Boletín 182 (escala 1:200.000), 103 p. Buenos Aires.
Ramos, V.A. 1998. Estructura del sector occidental de la faja plegada y corrida del Agrio, Cuenca
Neuquina, Argentina. X Congreso Latinoamericano de Geología y VI Congreso Nacionalde Geología Económica, 2: 105-110. Buenos Aires.

64Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 3

Ramos, V.A. y Barbieri, M. 1988. El volcanismo Cenozoico de Huantraico: edad y relaciones
isotópicas iniciales, provincia del Neuquén. Revista de la Asociación Geológica Argentina,
43: 210-223. Buenos Aires.
Repol, D. 2006. Structural geology and tectonics in the southern extent of the Agrio fold and thrustbelt, Neuquén Basin, Argentina. Department of Geology and Geophysics, University ofCalgary. MSc thesis, 180 p.
Repol, D., Leanza, H. A., Sruoga, P. y Hugo, C. A. 2002. Evolución tectónica del Cenozoico de lacomarca de Chorriaca, Provincia del Neuquén, Argentina. XV Congreso Geológico
Argentino. Actas 3: 200-205.
Rojas Vera, E.A. 2011. Evolución Tectónica de los Andes Centrales Australes (36-39°S): el casode un orógeno reactivado extensionalmente, la Fosa de Loncopué. Tesis doctoral,
Universidad de Buenos Aires. (Inédito), 190 p.
Vergani, G.D., Tankard, A.J., Belotti, H.J. y Welsink, H.J. 1995. Tectonic evolution andpaleogeography of the Neuquén basin, Argentina. En: Tankard, A.J., Suárez, R., Welsink,
H.J., (Eds.), Petroleum Basins of South America, American Association of Petroleum
Geologists Memoire, 62: 383-402.
Yagupsky, D.L. 2009. Metodología para el estudio de sistemas compresivos y de sus controles
estructurales. Tesis Doctoral. Universidad de Buenos Aires. (Inédito), 209 p.
Zamora Valcarce, G. 2007. Estructura y cinemática de la faja plegada del Agrio. Tesis doctoral,
Universidad de Buenos Aires. (Inédito), 304 p.
Zamora Valcarce, G., Zapata, T., Del Pino, D. y Ansa, A. 2006. Structural evolution and magmaticcharacteristics of the Agrio fold-and thrust belt. En Kay, S.M. y Ramos, V.A., (Eds.),
Evolution of an Andean margin: A tectonic and magmatic view from the Andes to the
Neuquén Basin (35°-39°S lat). Geological Society of America, Special Paper, 407: 125145.
Zamora Valcarce, G., Zapata, T., Ramos, V.A., Rodríguez, F. y Bernardo, L.M. 2009. Evolución
tectónica del Frente Andino en Neuquén. Revista de la Asociación Geológica Argentina,
65: 192-203. Buenos Aires.
Zamora Valcarce, G., Zapata, T. y Ramos, V.A. 2011. La faja plegada y corrida del Agrio. En:
Leanza, H.A., Arregui, C., Carbone, O., Danieli, J.C., Vallés, J.M., (Eds.), Relatorio
Geología y Recursos Naturales de la provincia del Neuquén, 367-374. Buenos Aires.
Zapata, T., Brissón, I. y Dzelalija, F. 1999. La estructura de la faja plegada y corrida andina en
relación con el control del basamento de la Cuenca Neuquina. Boletín de Informaciones
Petroleras, 60: 113-121.

65

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 3

Zapata, T.R., Córsico, S., Dzelalija, F. y Zamora Valcarce, G. 2002. La faja plegada y corrida delAgrio: Análisis estructural y su relación con los estratos terciarios de la cuenca neuquina,
Argentina. V Congreso de exploración y desarrollo de Hidrocarburos. Actas electrónicas,
Mar del Plata.
Zapata, T. y Folguera, A. 2005. Tectonic evolution of the Andean fold and thrust belt of theSouthern Neuquén basin, Argentina. En: Veiga, G., Spalletti, L., Howell, J., Schwarz, E.,(Eds.), The Neuquén Basin: A Case Study in Sequence Stratigraphy and Basin Dynamics.
Special Publication. Geological Society of London, 37-56.

66

Capítulo 4

EL MAGMATISMO CRETÁCICO
SUPERIOR-TERCIARIO

67

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

Introducción
En la región de Colipilli se destaca la presencia de numerosos cuerpos intrusivos ycoladas de composición esencialmente andesítico-dacítica pertenecientes al magmatismo
cretácicosuperior-paleoceno(Fig.4.1),

ennotoria

relación

espacialconlasmineralizaciones barítico-polimetálicas; por este motivo se lo trata especialmente en
capítulo aparte. Este magmatismo fue denominado por Zamora Valcarce et al. (2006)
como Grupo Naunauco; está integrado por las Formaciones Colipilli (rocas intrusivas,
Llambías y Rapela 1987; 1989) y Cayanta (rocas extrusivas, Rapela y Llambías 1985).

Figura 4.1: Distribución de los afloramientos del Grupo Naunauco en el área de estudio(rectángulo) donde se observa la ubicación de las principales minas estudiadas: 1-San Eduardo-La
Bienvenida; 2-La Bruja-Julio César; 3-Carlita-La Esperanza.

68

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

Los primeros estudios realizados en estas rocas ígneas fueron llevados a cabo por
Llambías y Malvicini (1978) quienes identificaron cuerpos subvolcánicos de andesitas
anfibólicas bajo la forma de stocks, lacolitos, filones capa y diques, cuya característica
principal era la presencia de abundantes fenocristales de anfíbol. A su vez, reconocieron
facies extrusivas conformadas por lavas con estructuras principalmente brechosas yaglomerados volcánicos. Además, estos mismos autores, consideraron que los depósitos
metalíferos presentes en la región formaban parte de una amplia provincia metalogenética
que se extendía desde el río Diamante, en la provincia de Mendoza, hasta el sur delNeuquén.
Este capítulo tiene como objetivo analizar las características geológicas,
petrográficas, el nivel de emplazamiento y los rasgos geoquímicos de las unidades
magmáticas que afloran en el área de estudio.

Geología de las unidades magmáticas
El Grupo Naunauco, integrado por las Formaciones Colipilli y Cayanta, presenta
una amplia distribución en la región de estudio. La Formación Colipilli es de naturalezahipabisal y en ella se diferencian cuerpos concordantes y discordantes de composición
andesítica y dacítica, excepcionalmente diorítica mientras que en la Formación Cayanta se
distinguen rocas extrusivas de composición andesítica.
Los cuerpos intrusivos más frecuentes que representan a la Formación Colipilli son
filones capa y lacolitos de diferentes dimensiones, espesores y texturas. Los filones capa
(Fig.4.2a) se presentan en el paisaje como bancos duros, lateralmente discontinuos,
alojados en espacios interestratales, a veces en estructuras plegadas, siendo sus contactos
netos y rectos con espesores comúnmente de 2 a 3 m, y máximos de 10 m. Sus texturas son
porfíricas con mesostasis que gradan desde afanítica hasta microgranuda con fenocristales
euhedrales de anfíbol, lo cual le otorga un cierto aspecto de lamprófiro. Con respecto a la
granulometría de la mesostasis tan variable, desde fina a gruesa, se pueden asociar a loscuerpos ígneos de menor y mayor espesor, respectivamente. Una de las zonas más
representativas es el sector de la laguna El Gualpe (Fig.4.1) donde se emplaza un enjambrede filones capa y facolitos. Por otro lado, los lacolitos son cuerpos más voluminosos con
texturas desde porfíricas hasta granudas con tamaño medio de grano que varía entre 0,5 y
1,5 cm. En la zona de estudio las mejores exposiciones se encuentran en los cerros69Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

Bandera, Picú, León, Manuel, Valentín y Colipilli localizados al sur del arroyo Colipilli(Fig.4.1).

Figura 4.2: Fotos de unidades magmáticas aflorantes en el área de Colipilli: a-b filón capa y cerro
León respectivamente, en ruta provincial 4; c- cerro Chihuido en mina San Eduardo; d- cerro
Naunauco en ruta pcial. 29; e-f: cerros de Los Bueyes y El Diablo respectivamente, desde ruta
pcial. 4; g-h: diques cortando a la secuencia eocretácica en el sector de cerro de Los Bueyes.

70Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

Entre los cuerpos ígneos discordantes, los que más se destacan por su expresión
topográfica positiva son los stocks que conforman los cerros Chihuido, Los Bueyes, El
Diablo y Naunauco (Fig.4.2c-f). El primero, ubicado al norte del arroyo Colipilli, es elmenor en tamaño y está constituido por rocas andesíticas. El cerro Los Bueyes, también
ubicado al norte del mencionado arroyo, es la manifestación de un pórfido dacítico al quese le asocia un conjunto de diques con disposición radial (Llambías y Malvicini 1978). Porsu parte, el cerro El Diablo es un pórfido diorítico cuarcífero, con una morfología elongada
en dirección NNO, que se emplaza en el núcleo del anticlinal El Manzano (Llambías y
Malvicini 1978; Zamora Valcarce 2007). Por último el Cerro Naunauco, situado en la zona
nororiental del área de estudio, se caracteriza por la presencia de rocas dioríticoandesíticas. Es común observar fracturas en las rocas de caja adyacentes y bloques
angulosos inmersos en el cuerpo ígneo. Dichos cuerpos se reconocen en el campo por sus
tonalidades rojizas y grisáceas, de fácil identificación.
La mayor cantidad de diques (Fig.4.2g-h), también asignables a la Formación
Colipilli, se concentra en las inmediaciones de los cerros Los Bueyes, Chihuido y Negro,como así también en cercanías de las minas La Esperanza, Carlita y La Bruja. Presentan
entre 1,5 y 3 m de espesor y al igual que en las rocas previamente mencionadas las texturas
dominantes son porfíricas con coloraciones grisáceas. Estos cuerpos de roca intruyen atoda la secuencia sedimentaria, pero los filones capa y diques afloran mayoritariamente
intruidos en la Formación Agrio mientras que los lacolitos se encuentran frecuentemente
emplazados en la Formación Huitrín. Por su parte, los stocks se observan generalmente en
niveles estratigráficos más bajos (Formaciones Vaca Muerta y Mulichinco), excepto en el
cerro Naunauco donde un uno de estos cuerpos corta la parte superior de la Formación
Agrio y la Formación Huitrín.
Si bien los afloramientos lávicos de la Formación Cayanta (Fig.4.3c), constituidos
por pequeños domos y extensas coladas brechosas y macizas, cubren en general grandes
superficies, en la zona de estudio se circunscriben a los alrededores de la mina San
Eduardo (Fig.4.3a y b). Aquí predominan las coladas brechosas que se encuentran
intensamente diaclasadas y con variable silicificación. Se disponen en discordancia angularsobre las sedimentitas de la Formación Huitrín. Rasgos morfológicos del cerro La Buitrera,
tales como disyunción columnar y fluidalidad vertical, en algunos sectores convoluta,
permiten interpretarlo como un cuerpo ígneo dómico, asignable a la Formación Cayanta(Leanza et al., 2006).

71Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

Figura 4.3: a- Imagen satelital en la que se indican afloramientos de la Formaciones Colipilli yCayanta; b- Detalle de afloramientos de la Formación Cayanta en los alrededores de la mina San
Eduardo; c- Afloramiento de la Formación Cayanta.

Petrografía
Para caracterizar a las rocas ígneas del área de estudio se seleccionaron en total 40
muestras de roca, 31 de la Formación Colipilli y 9 de la Formación Cayanta, y serealizaron cortes petrográficos de los cuales 18 son petro-calcográficos. En la Figura 4.4 se
indica la ubicación de donde se tomaron las muestras de rocas ígneas más representativas yen el Anexo 1 se dan las coordenadas geográficas de la totalidad de las muestras estudiadas
en esta Tesis.
Como ya se indicara en párrafos anteriores, la Formación Colipilli manifiesta
diversas yacencias en el área de estudio y como consecuencia de ello, se registra una
variación gradual desde texturas porfíricas a porfiroides, con pastas desde criptocristalinas
a microgranosas. En el Cuadro 4.1 se muestran las características generales de los cuerposígneos aflorantes en la zona de Colipilli y áreas vecinas.

72

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

Figura 4.4: Ubicación espacial de las principales muestras de rocas ígneas estudiadas.

Las rocas andesíticas se encuentran representadas en los filones capa y lacolitos delSector San Eduardo y en el cerro Chihuido; a escala mesoscópica son principalmente decoloración grisácea. Se distinguen fenocristales prismáticos de anfíboles de color negro de
1,5 cm de longitud en promedio, con máximos de hasta 3,5 cm (Fig.4.5a) y otros deplagioclasas de color blanco y hábito tabular, de 0,8 cm de tamaño medio. Al microscopio,
la textura es porfírica con una mesostasis holocristalina, en algunos sectores con arreglos
glomeroporfíricos compuestos por plagioclasas (Fig.4.5 d, e, f). Los individuos deplagioclasas (50-55% de los fenocristales) presentan hábito tabular, maclado polisintético,
marcada zonación (Fig.4.5b) y algunos se encuentran parcialmente fracturados y alteradosa sericita y calcita. Su composición es entre andesina y labradorita (An46-66). Los
73

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

fenocristales de hornblenda (35-40% de los fenocristales) se muestran con hábito
prismático y pleocroísmo verde a castaño. Están parcialmente reemplazados por clorita,
biotita, tremolita-actinolita y algunos presentan sus contornos difusos debido a lasegregación de minerales opacos generados por desferrización (Fig.4.5c). La mesostasis(5-15%) está constituida también por plagioclasas y además por minerales opacos. Estosúltimos se encuentran distribuidos uniformemente, poseen formas euhedrales asubhedrales, hábito cúbico y secciones cuadradas y/o rómbicas. Su tamaño en general es de0,1 cm. Al microscopio calcográfico, se comprobó que se trata de magnetita, parcialmentemartitizada y concentrada alrededor de las hornblendas y pirita. Esta última se encuentra enpequeñas cantidades y está parcialmente limonitizada.

Cuadro 4.1: Características generales de los cuerpos ígneos aflorantes en la zona de Colipilli yáreas vecinas.

El grado de alteración que estas rocas poseen es moderado a alto, con tonalidades
verdosas y blanquecinas. Se identificaron las siguientes alteraciones: (a) Silicificación, se
manifiesta principalmente por la presencia de cuarzo rellenando oquedades y
microfracturas, en cantidades minoritarias. (b) sericitización, en las plagioclasas. Duranteeste proceso, el Ca++ de las plagioclasas quedó liberado y favoreció la formación deepidoto y titanita reflejando una alteración de tipo (c) propilítica. Este último tipo dealteración (Fig.4.5 g, h, i) está además representado por la paragénesis calcita + clorita.
Las rocas dacíticas del cerro Los Bueyes se distinguen por su coloración grisácea
con algunas tonalidades castañas y textura porfírica. Los fenocristales están constituidos
74

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

principalmente por plagioclasas, cuarzo y anfíbol. Las primeras son blanquecinas a
castañas, poseen hábito tabular y tamaños que van desde 0,7 hasta 1 cm. Los individuos decuarzo son euhedrales, incoloros y de hasta 0,5 cm de tamaño. Los cristales de anfíbol
tienen hábito prismático y color gris oscuro y desarrollan tamaños de hasta 0,4 cm. La
mesostasis es de color grisáceo y posee textura afanítica. Se identificaron pequeños
cristales octaédricos de magnetita, de color negro y brillo submetálico de dispar
distribución, concentrados por sectores. A veces, los cristales de magnetita poseen menor
tamaño aún y se encuentran diseminados de manera uniforme.
Al microscopio, la textura porfírica exhibe fenocristales de plagioclasas (40-45%).
Los mismos se presentan euhedrales, de hábito tabular-prismático, algunos con marcada
zonación y otros con maclas polisintéticas. Los fenocristales de cuarzo (20-25%) sepresentan en cristales subhedrales, algunos presentan bordes redondeados (Fig.4.5 j, k, l).
Son de tamaño variado (entre 0,15 y 0,30 cm) y exhiben intensa fracturación. En menor
cantidad, se identificaron fenocristales de anfíboles (10-15%), variedad hornblenda, consecciones basales hexagonales y presencia de maclas simples. Presentan un tamaño
máximo de 0,15 cm, color verde oscuro, pleocroísmo marcado y colores de interferencia desegundo orden. La mesostasis (5-25%) es de grano fino, está integrada por cristales
anhedrales de cuarzo y feldespato (textura felsítica). Los cristales de magnetita (5-10%) seencuentran dispersos. Éstos son euhedrales a subhedrales, con secciones de tamaño
máximo de 0,03 cm, y mínimo de 0,01 cm.
Si bien las alteraciones identificadas en las rocas dacíticas son similares a laspresentes en las andesíticas, en las primeras no se encuentra desarrollada la propilitización.
Las rocas de composición diorítica del cerro El Diablo exhiben coloraciones
grisáceas y texturas porfíricas compuestas por fenocristales de 0,5 cm de tamaño enpromedio de plagioclasas y 0,3 cm en general de anfíboles, rodeados de una mesostasis degrano grueso en la que se reconocen cristales menores (0,1 cm en promedio) deplagioclasas y cuarzo.

75

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

Figura 4.5: Fotografías de muestra de mano y de cortes delgados bajo microscopio de las unidades
magmáticas: a- Vista mesoscópica de anfíbol de 3,5 cm de largo, cerro Negro; b- plagioclasa con
marcada zonación, cerro Negro; c- anfíbol con contornos difusos debido a la segregación deóxidos, cerro Negro; d- aspecto mesoscópico de roca andesítica del cerro Chihuido; e-f: textura
glomeroporfírica sin y con analizador respectivamente; g- aspecto mesoscópico de andesita con
alteración propilítica, cerro Chihuido; h-i: alteración propilítica sin y con analizador
respectivamente; j- vista mesoscópica de la dacita, cerro Los Bueyes; k-l: cristales de cuarzo
corroídos sin y con analizador respectivamente; m- vista mesoscópica de andesita de la Formación
Cayanta; n-o: augita sin y con analizador respectivamente. Las abreviaturas de minerales utilizadas
según Whitney y Evans (2010).

76

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

Al microscopio la textura es de tipo porfírica con una mesostasis microgranuda.
Los individuos de plagioclasas (55-60% de los fenocristales) son de naturaleza ácida
(oligoclasa, An25) y se caracterizan por poseer maclas polisintéticas y de Carlsbad con
ligera zonación. La alteración, de tipo sericítica, se concentra en los núcleos o en las
fracturas de los cristales. Los anfíboles (30-35% de los fenocristales) son hornblendas,
tienen hábito prismático y algunos de ellos están completamente reemplazados a tremolitaactinolita, clorita, óxidos y biotita. La mesostasis (5-15%) está compuesta por cristales demenor tamaño de la misma naturaleza que los fenocristales y además cuarzo. Los tipos dealteración que poseen estas rocas son cloritización y en menor medida, sericitización;
manifiestan una intensidad moderada.
Por su parte, las rocas diorítico-andesíticas del cerro Naunauco muestran una clara
textura porfírica con fenocristales de anfíboles (de 0,4 cm en general) y plagioclasas (0,3cm en promedio) inmersos en una pasta de minerales de menor tamaño (del orden del mm)
de coloración grisácea a verdosa. Al microscopio la textura dominante es porfírica con una
mesostasis holocristalina. Los individuos de plagioclasas (45-50% de los fenocristales)presentan marcada zonación, maclas polisintéticas y de tipo Carlsbad y se encuentran
parcialmente fracturados. Su composición es entre oligoclasa y andesina (An25-40). Algunos
cristales manifiestan alteración sericítica, principalmente aquellos que se encuentran con
intensa fracturación. Los anfíboles (40-45% de los fenocristales) son de naturaleza
hornblendífera y asociados espacialmente a ellos, hay pequeños cristales octaédricos demagnetita. Otros individuos de hornblenda se encuentran intensamente alterados a clorita ybiotita. La mesostasis (5-15%) está compuesta principalmente por plagioclasas yhornblenda con tamaño en general de 0,2 cm y magnetitas (parcialmente martitizadas) ytitanitas diseminadas, de tamaño promedio 0,1 cm.
El grado de alteración que presentan estas rocas es medio a alto tratándose
principalmente de cloritización, sericitización y en menor medida de silicificación.
Las rocas extrusivas de la Formación Cayanta son de composición andesítica, se
caracterizan por sus colores grisáceos, con tonalidades castaño claras o verdosas y textura
porfírica. En afloramiento exhiben filetes de flujo (Fig.4.6a-b) y estructuras deautobrechamiento (Fig.4.6c-d). Microscópicamente, son rocas preponderantementeporfíricas, aunque en algunos sectores exhiben una textura de tipo glomeroporfírica y enotros sectores textura pilotáxica. Los fenocristales que se observan son de plagioclasas (4045%), hornblenda (25-30%) y augita (10-15%) (Fig.4.5 m, n, o). Las plagioclasas son dehábito tabular, con maclado polisintético, se encuentran fuertemente zonadas y a veces
77

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

están parcialmente reemplazadas por sericita y calcita. Sus tamaños varían entre 0,3 y 1
cm. Su composición es de tipo labradorita (An65). Los cristales de hornblenda alcanzan 0,8
cm de tamaño, tienen hábito prismático, pleocroísmo de coloración verdosa a castaña,
relieve alto y birrefringencia de segundo orden. Algunos individuos muestran un rebordede minerales opacos producidos por segregación de óxidos y a su vez, se encuentran
parcialmente reemplazados por un anfíbol de hábito fibroso posiblemente tremolitaactinolita, además de clorita y biotita. La augita se presenta con relieve alto, en secciones
basales de ocho lados y con fracturas irregulares. Posee maclas diagonales y varía en
tamaño desde 0,3 a 0,5 cm. La mineralogía de la mesostasis (10-25%) consta también deplagioclasas y hornblenda, en forma mayoritaria y de minerales opacos en cantidades
accesorias. Entre estos últimos se identifican magnetita y pirita cuyo tamaño promedio esde 0,08 cm. La primera es la más abundante y se presenta en formas euhedrales asubhedrales octaédricas mostrando secciones cuadradas y/o rómbicas.
Estas rocas evidencian un grado medio a alto de cloritización, sericitización ysilicificación.

Figura 4.6: Filetes de flujo y alteración silícea (a-b) y estructuras de autobrechamiento (c-d) en losafloramientos de la Formación Cayanta.

78

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

Características geoquímicas
Se caracterizó geoquímicamente el magmatismo del área de estudio a través delanálisis de rocas provenientes esencialmente de las facies subvolcánicas de la Formación
Colipilli. Las facies extrusivas representadas por la Formación Cayanta no fueron
analizadas debido a que poseen un alto grado de alteración. Los análisis fueron realizados
en los laboratorios Acme Labs (Canadá) y se presentan en el Cuadro 4.2. La concentraciónde cada elemento se determinó mediante espectrometría de masas con plasma acoplado
inductivamente (ICP-MS). La pérdida por ignición (LOI) se determinó por calcinación deuna fracción de la muestra y medición de la diferencia de masa. La norma CIPW se calculó
con una planilla Excel creada por el Dr. Kurt T. Hollocher del Departamento de Geologíade Unión College (Schenectady, Estados Unidos). Los resultados obtenidos se compararoncon datos de Llambías y Malvicini (1978) en el sector de estudio y de áreas vecinaspresentados por Zamora Valcarce (2007) y Mateo Fernández Caso et al. (2011).
Químicamente, las rocas analizadas presentan fuerte variación en el contenido desílice (47,62 a 62,47%). Para su clasificación se utilizaron los diagramas TAS (Le Maitre
1989) y el de Winchester y Floyd (1977) (Fig.4.7a y b). Donde en el primero de estos
diagramas se tuvieron en cuenta aquellos análisis con LOI inferior al 2%. Las muestras
grafican mayoritariamente en los campos de las traqui-andesitas y andesitas, aunquelevemente definen un conjunto composicional que incluye traqui-andesitas basálticas ydacitas. El diagrama de Winchester y Floyd (1977), Zr/TiO2 vs Nb/Y, manifiesta un tren deevolución desde basaltos/andesitas a riodacitas/dacitas.
Los elementos trazas adquieren particular importancia para la caracterización delmarco tectónico en el que las rocas se formaron, en especial aquellos considerados de baja
movilidad geoquímica y por lo tanto estables durante los procesos de alteración. Los másutilizados en los diagramas de discriminación tectónica son Zr, Nb, Y, Ga, Ta, Ti, Hf, Th.
Se empleó como discriminador tectónico el diagrama de Wood (1980). Se plotearon loscontenidos de Ta, Hf y Th. La distribución de los datos muestra que corresponden a rocasde arco volcánico continental (Fig.4.8a). Además, a partir del diagrama ternario AFM de
Irvine y Baragar (1971) se distingue una clara tendencia calcoalcalina (Fig.4.8b).

79

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

Cuadro 4.2: Análisis químicos de elementos mayoritarios y composición normativa de lasrocas ígneas de los principales cuerpos magmáticos de la región de Colipilli.

80Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

Cuadro 4.2 (continuación): Análisis químicos de elementos mayoritarios y composición
normativa de las rocas ígneas de los principales cuerpos magmáticos de la región deColipilli.

81

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

Cuadro 4.2 (continuación): Elementos traza y tierras raras de las rocas ígneas de losprincipales cuerpos magmáticos de la región de Colipilli.
82

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

Cuadro 4.2 (continuación): Elementos traza y tierras raras de las rocas ígneas de losprincipales cuerpos magmáticos de la región de Colipilli.
83

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

Figura 4.7: a- Diagrama TAS para clasificar a las rocas ígneas (Le Maitre 1989); b- Diagrama deWinchester y Floyd (1977).

84Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

Figura 4.8: a- Diagrama de Wood (1980) como discriminador tectónico; b- Diagrama AFM de
Irvine y Baragar (1971).

85

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

Los diagramas Harker de variación de elementos mayoritarios (Fig.4.9), muestranen general diseño lineales poco marcados, algunos de ellos con moderada a alta dispersión,
probablemente debida a diversas reacciones subsólidas favorecidas por la elevada presiónde vapor de agua de estos magmas (Llambías y Rapela 1989). El contenido de Mg y Fe
disminuye a medida que el magma evoluciona a estadios más diferenciados en los que seenriquece en sílice. En lo que respecta al contenido de elementos de las tierras raras, alanalizar el diagrama multielemental normalizado a condrito (McDonough y Sun 1995) seobserva un patrón similar en todas las muestras (Fig.4.10a). Presenta una moderada
pendiente negativa en las tierras raras livianas y una sub-horizontalidad en las pesadas,
coincidiendo con lo esperado para rocas calcoalcalinas de arco (Pearce 1982). Por otrolado, se distingue una anomalía positiva en Eu (Fig.4.10a). En los fundidos básicos eintermedios, el mineral formador de roca por excelencia en cuya estructura suele ingresarel Eu es la plagioclasa (en reemplazo del Ca, pero siempre en cantidades traza), es decir, secomporta como elemento compatible en dichos fundidos. El coeficiente de partición del Eu
respecto de las plagioclasas en fundidos es 1,214, lo cual concuerda con el hecho de que secomporte como compatible en este mineral.
En el diagrama multielemental normalizado a manto primitivo (Sun y McDonough1989) (Fig.4.10b), se observa una manifiesta depresión en Ta, Nb y Ti. El hecho que estos
elementos se encuentren deprimidos (anomalías negativas) estaría relacionado con quetienden a quedar en la fuente, es decir, no pasan al fundido (coeficientes de partición
menores que 1).
La anomalía negativa de Rb estaría indicando depresión de este elemento
incompatible en la fuente y/o su no incorporación posterior. Los coeficientes de particióndel Rb en rocas andesíticas son muy bajos.
Por otra parte, también se observan anomalías positivas de Cs y Pb (Fig.4.10b). Las
anomalías positivas suelen deberse a la presencia de algún mineral que está concentrando aciertos elementos trazas, en el caso del Pb sería biotita y/o plagioclasas (Rollinson 1993).
Con respecto al Cs, éste se comporta fuertemente compatible con la red cristalina de la
hornblenda (Matsui et al., 1977).

86Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

Figura 4.9: Diagramas Harker. Se graficaron las muestras seleccionadas de este trabajo junto con
valores de Llambías y Malvicini (1978) y áreas vecinas según Zamora Valcarce (2007) y
Fernández Caso et al. (2011). Los símbolos son los mismos de la Figura 4.7.

87

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

Figura 4.10: a- Diagrama multielementos de tierras raras normalizado a condrito (McDonought y
Sun 1995). Los símbolos son los mismos de la Figura 4.6. El campo celeste representa las muestras
analizadas por Zamora Valcarce (2007); b- Diagrama multielementos de tierras raras normalizado amanto primitivo (Sun y McDonought 1989). Los símbolos son los mismos de la Figura 4.7. El
campo celeste corresponde a las muestras analizadas por Llambías y Malvicini (1978), Zamora
Valcarce (2007) y Fernández Caso et al. (2011).

88Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

Discusión y Conclusiones parciales
La profundidad de emplazamiento de los cuerpos ígneos pudo ser estimada
mediante métodos indirectos basados en el análisis de las texturas, estructuras, morfologíasde cuerpos ígneos, relaciones con la roca de caja y tipos de contactos. Si bien las texturas
son variables entre porfírica, predominantemente, y granuda, se observa que estas últimas
fueron formadas en los sectores centrales de los cuerpos ígneos, mientras que las porfíricas
corresponden a zonas intermedias entre centro y borde. Las texturas porfíricas y la rigidez
de la roca de caja, reflejan alto contraste térmico; las primeras indican dos tasas deenfriamiento diferentes y la segunda, se puede inferir por la relación y morfología de loscontactos (netos y rectos). La formación de fracturas en el entorno del intrusivo junto a lapresencia de bloques de roca de caja con contornos angulosos inmersos en el cuerpo ígneo,
indican fracturación frágil. Todos estos atributos sugieren un nivel de emplazamiento
somero con aureolas de contacto de muy escaso desarrollo, que no llegaron a la generaciónde facies tipo hornfels. Solamente se reconocieron cambios en la coloración de la roca decaja, en general de tonos rojizos, por oxidación de los minerales ferrosos.
En las rocas dacíticas, los fenocristales de cuarzo, además de los de plagioclasa yanfíbol, exhiben evidencias de desequilibrio en el magma a través de la presencia decorrosión de caras, vértices y aristas. Estas características indican que existieron procesosde reacción que tendieron a reestablecer el equilibrio de minerales bajo nuevas condiciones
físico-químicas, que podrían responder a la circulación de una fase acuosa generada
durante procesos tardío-magmáticos.
La interpretación de los resultados geoquímicos obtenidos de las rocas de laFormación Colipilli indica que son cogenéticas y corresponden a magmas calcoalcalinos
que han evolucionado en un ambiente de arco volcánico continental. La posición delmencionado arco en la región queda delineada por estas rocas, formadas durante loseventos tectónicos asignados al lapso Cretácico Tardío-Paleoceno (Zamora Valcarce et al.,2006).
El patrón subhorizontal en las tierras raras pesadas del diagrama multielemental
normalizado a condrito, al igual que el presentado por Mateo Fernández Caso et al. (2011)
para las rocas andesíticas del anticlinal de Chorriaca, indicaría que provienen de una
corteza continental poco engrosada.

89

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

Las anomalías positivas de Eu suelen estar asociadas a texturas cumulares (López y
Bellos 2006) tales como las identificadas en los cuerpos ígneos de composición andesítica.
Las texturas glomeroporfíricas observadas al microscopio manifiestan que las plagioclasas
no fueron fraccionadas, es decir que permanecieron en contacto con el fundido intentando
equilibrarse con él.

Figura 4.11: Cumulatos de anfíboles en: a- cerro Chihuido; b- cerro Espinal.

La variada concentración de fenocristales de hornblenda, incluso la formación decumulatos de este mineral (Fig.4.11), es la evidencia más clara sobre el origen del magma
en el área de estudio. Según Boettcher (1973) hay 5 teorías que explican la génesis de lasandesitas en secuencias calcoalcalinas: 1) contaminación de magmas básicos con material
de la corteza; 2) anatexis de la corteza; 3) cristalización fraccionada de magmas basálticos;
4) fusión y posterior diferenciación de peridotitas húmedas de la parte superior del manto;y 5) fusión de la litósfera en zona de subducción. En concordancia con las interpretaciones
realizadas por Llambías y Malvicini (1978), las características texturales que manifiesta el
anfíbol en el área de Colipilli apoya a la teoría que el proceso de cristalización fraccionada
a partir de un magma básico fue el responsable de dar origen a los cuerpos ígneos decomposición andesítica.
Los rasgos texturales y estructurales observados en la Formación Cayanta
corresponden a facies volcánicas proximales, que según Leanza et al. (2006) posiblementeestén asociados a depósitos laháricos. Éstos últimos forman parte de la evolución de losestratovolcanes debido a sus empinadas pendientes (Llambías 2008), por lo tanto, podríancorresponder a uno o varios estratovolcanes profundamente erosionados.

90

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

Trabajos citados en el texto
Boettcher, A.L. 1973. Volcanism and orogenic belts-The origin of andesite. Tectonophysics, 17:
223-240.
Irvine, T. y Baragar, W. 1971. A guide to the chemical classification of the common volcanic
rocks. Canadian Journal of Earth Sciences, 8: 523-548.
Le Maitre, R.W. 1989. A Classification of Igneous Rocks and Glossary of Terms. Blackwell, 193
p., Oxford.
Leanza, H.A., Repol, D., Hugo, C.H. y Sruoga, P. 2006. Hoja Geológica 3769-31, Chorriaca,
Provincia del Neuquén. Instituto de Geología y Recursos Minerales. Servicio Geológico
Minero Argentino, Boletín 354, 93 p. Buenos Aires.
Llambías, E.J. 2008. Geología de los cuerpos ígneos. Asociación Geológica Argentina - Serie B Didáctica y Complementaria N° 29. Instituto Superior de Correlación Geológica - Serie
Correlación Geológica N° 15. 221 p. Buenos Aires.
Llambías, E.J. y Malvicini, L. 1978. Geología, petrología y metalogénesis del área de Colipilli,provincia del Neuquén, República Argentina. Revista de la Asociación Geológica
Argentina, 33: 257-276. Buenos Aires.
Llambías, E.J. y Rapela, C.W. 1987. Las vulcanitas de Colipilli y sus relaciones con las provincias
volcánicas del Terciario inferior de Neuquén-Mendoza y Patagonia. 10° Congreso
Geológico Argentino, Actas 4: 249-251.
Llambías, E.J. y Rapela, C.W. 1989. Las volcanitas de Colipilli, Neuquén (37°S) y su relación con
otras unidades paleógenas de la cordillera. Revista de la Asociación Geológica Argentina,
44: 224-236. Buenos Aires.
López, J.P. y Bellos, L.I. 2006. Texturas y estructuras de las rocas ígneas: Significado petrológico e
implicancias en las condiciones de formación de las rocas. Instituto Superior deCorrelación Geológica –Serie Correlación Geológica N° 15. Consejo Nacional deInvestigaciones Científicas y Técnicas de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo,
Universidad Nacional de Tucumán. 60 p. San Miguel de Tucumán.
Mateo Fernández Caso, M.P., Montero, D.G., Leal, P. y Ramos, V.A. 2011. Petrografía yGeoquímica del magmatismo cretácico superior-eoceno en el área de Pichaihue, provincia
de Neuquén. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 68: 173-184, Buenos Aires.
Matsui, Y., Onuma, N., Nagasawa, H., Higuchi, H. y Banno, S. 1977. Crystal structure control in
trace element partition between crystal and magma. Tectonics, 100: 315-324.
McDonough, W.F. y Sun, S.S. 1995. Composition of the Earth. Chemical Geology, 120: 223-253,
Amsterdam.
Pearce, J.A. 1982. Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. En
Thorpe R.S. (Ed.), Andesites: 525-548, Chichester.

91

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 4

Rapela, C.W. y Llambías, E.J. 1985. La secuencia andesítica terciaria de Andacollo, Neuquén,
Argentina. 4° Congreso Geológico Chileno, Actas 4: 458-488. Antofagasta.
Rollinson, H.R. 1993. Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation. 334 p.
England.
Sun, S.S. y McDonough, W.F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:
implications for mantle composition and processes. En Saunders A.D. y Norry M.J. (Eds.),
Magmatism in ocean basins, Geological Society of London, Special Publication 42: 313345, Boston.
Winchester, J.A. y Floyd, P.A. 1977. Geochemical discrimination of different magma series andtheir differentiation products using immobile elements. Chemical Geology, 20: 325-343,
Amsterdam.
Wood, D.A. 1980. The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectono magmaticclassification and to establishing the nature of crystal contamination of basaltic lavas of the
British Tertiary volcanic province. Earth and Planetary Science Letters, 50: 11-30.
Zamora Valcarce, G. 2007. Estructura y cinemática de la faja plegada del Agrio. Tesis doctoral
Universidad Nacional de Buenos Aires (Inédita), 304 p. Buenos Aires.
Zamora Valcarce, G., Zapata, T., Del Pino, D. y Ansa, A. 2006. Structural evolution of the Agrio
fold and thrust belt. En Kay, S.M. y Ramos, V.A. (Eds.), Evolution of an Andean margin:
A tectonic and magmatic view from the Andes to the Neuquén Basin (35º-39º S Lat.).
Geological Society of America, Special Paper, 407: 125-145, USA.

92

Capítulo 5

GEOLOGÍA DE LASMINERALIZACIONESBARÍTICO-POLIMETÁLICAS

93

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Introducción
La exploración petrolífera en la Cuenca Neuquina durante la década del 50
promovió la explotación de baritina en la provincia del Neuquén iniciándose también labúsqueda de algunas arcillas especiales del tipo bentonitas, que en grandes volúmenes,
serían utilizadas en los barros de perforación (Danieli y Casé 2004). Fueron los años deldescubrimiento y la puesta en producción de la mina Arroyo Nuevo de la firma Sapag
Hnos. (importante depósito de baritina ubicado unos 40 km al NO de Chos Malal) en el
paraje Cura Mallín. Con su explotación, que durante varios años se mantuvo a un régimen
de 1800-2000 t mensuales, sumada a la de los yacimientos de Mallín Quemado (Tomás
González y Minera Tea) y de Gret Hnos. en Colipilli, se incrementó sensiblemente la
producción de baritina en el Neuquén, la que ocupó durante mucho tiempo el primer
puesto en el país, con una participación de 70 a 80% de la producción nacional (Angelelli
et al., 1976).
Las mineralizaciones barítico-polimetálicas asociadas a la secuencia cretácica
inferior del área de Colipilli involucran elementos metalotécticos que han sido
determinantes para la formación de los depósitos. Por un lado presentan un fuerte control
litoestratigráfico, vinculado a facies carbonáticas y, en menor medida, a silicoclásticas, ypor otro, un control estructural producto de los distintos eventos de deformación que sufrió
la secuencia sedimentaria mesozoica.
El área de estudio se dividió en distintos sectores para ser descripta con detalle(Fig.5.1). Estos depósitos baríticos presentan además concentraciones metalíferas bajo laforma de óxidos (magnetita, hematita), sulfuros (galena, esfalerita, calcopirita y pirita) ysulfosales (tetraedrita).
En este capítulo se describe la geología local, la mineralización, la petrografía y sehace un análisis geoquímico de cada sector investigado, poniendo énfasis en las unidades
sedimentarias y magmáticas en las cuales se emplazan dichas mineralizaciones.

Estratigrafía Local
Las unidades estratigráficas más antiguas aflorantes en el sector de estudio (Fig.5.1
y Fig.5.3) corresponden al Grupo Mendoza (Formaciones Vaca Muerta, Mulichinco yAgrio). Los afloramientos de las pelitas oscuras de la Formación Vaca Muerta son escasos,
concentrándose en los núcleos de los anticlinales que han sido erosionados, como por
ejemplo en la sierra de Chorriaca y en los cerros de los Bueyes y El Diablo.
94

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Figura 5.1: Mapa geológico del área de estudio y sectores adyacentes. Rectángulo rojo incluye
sectores: mina San Eduardo, mina La Bienvenida, minas La Bruja-Julio César, minas La
Esperanza-Carlita y mina Augusta.

Las areniscas de la Formación Mulichinco son de coloraciones castaño claras(Fig.5.2a) y poseen mayor potencial para preservarse y resistir a la erosión debido a ladureza de las rocas que la constituyen, también afloran en el núcleo del anticlinal de lasierra de Chorriaca, Loma del Naunauco y en el cerro Negro (Leanza et al., 2006). Por
encima continúa la Formación Agrio (Fig.5.2b), que está integrada por los Miembros
Pilmatué, Avilé y Agua de la Mula y se encuentra bien representada en la zona de tesis. El
primero se caracteriza por la presencia dominante de pelitas, pelitas calcáreas y calizas detonalidades gris verdosas a gris oscuras. El Miembro Avilé está constituido por areniscas
bien seleccionadas de grano medio y color gris a castaño claro (Fig.5.2c). Se aprecian
estructuras de estratificación cruzada planar y en artesa. Posee buenos afloramientos querodean la estructura sinclinal de Pichaihue y la laguna El Gualpe y continúa hacia el norte
en dirección al arroyo Taquimilán. Los niveles pelíticos, de coloración gris oscuraintercalados con calizas micríticas castañas, son característicos del Miembro Agua de laMula. Esta unidad se encuentra aflorando en las cercanías de la laguna El Gualpe y en el
cerro Negro; es allí donde se emplazan mineralizaciones de yacencia discordante. Cabemencionar que la Formación Agrio aflora ampliamente en los flancos de los anticlinales deChorriaca y Loma de Naunauco.
95Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Figura 5.2: Fotos de unidades litoestratigráficas aflorantes en el área de estudio. a- areniscas de laFormación Mulichinco en Mallín Largo; b- Trigonia en pelitas de la Formación Agrio en cerro
Negro; c- Perfil sedimentario en las cercanías de la localidad de Colipilli; d- e- y f- detalle deestilolita, canales de disolución y deformación en el Miembro Chorreado en el sector mina San
Eduardo; g- areniscas finas con ondulitas en Miembro Troncoso Inferior en los alrededores de lamina San Eduardo; h- laminación microbial de las calizas del Miembro Troncoso Superior en laborsin denominación a 2 km al este de la mina San Eduardo; i- areniscas, fangolitas y limolitas rojizasdel Miembro Rincón en ruta pcial. 4; j- conglomerado Tralalhué en las cercanías del cerro
Chihuido. Diámetro de la moneda 25 mm.
96

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Continúa la sucesión estratigráfica con las Formaciones que integran el Grupo
Bajada del Agrio (Formaciones Huitrín y Rayoso). La Formación Huitrín reúne losMiembros Chorreado, Troncoso Inferior, Troncoso Superior, La Tosca y Salina. El
primero está integrado principalmente por facies carbonáticas. La facies presente en el
sector de estudio es de tipo grainstone oolítico y mudstone que según Gutiérrez Pleimling(1991) corresponde a un ambiente de rampa somera.

Figura 5.3: Columna estratigráfica del área de estudio.

Las estilolitas constituyen un rasgo diagenético frecuente en estas rocas (Fig.5.2d);por otra parte, en superficie de meteorización presenta numerosos canales de disolución(Fig.5.2e). Este Miembro aflora otorgándole al sector un relieve ondulante que refleja lo
intensamente plegado que se encuentra (Fig.5.2f). La mineralización alojada en esta unidad
se presenta principalmente de manera concordante. Mediando una superficie dediscontinuidad y erosiva, está cubierto por las areniscas del Miembro Troncoso Inferior elcual está compuesto por areniscas de grano fino, porosas, de coloración ocre a blanquecina(Fig.5.2g), que muestran laminación fina y ondulitas. En esta unidad la mineralización seemplaza concordantemente a la estratificación. El Miembro Troncoso Superior, en el áreade estudio, se presenta en facies carbonáticas de tipo boundstone con una conspicua
97

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

laminación (Fig.5.2h). Tanto el Miembro La Tosca, compuesto por dolomías y calizas
castaño claras de tipo wackestone y packstone con fuerte olor fétido, como el Miembro
Salina, constituido por arcilitas varicolores, presentan escasos afloramientos en el área deestudio. La fuerte expresión morfológica de las areniscas rojizas con intercalaciones defangolitas rojas es propia de la Formación Rayoso. Esta Formación está integrada por
facies continentales tipo “red beds”. El Miembro Rincón (que forma parte de esta
Formación) se identifica cerca del puente del arroyo Treiletube (Fig.5.2i).
El magmatismo presente en el sector de estudio se expresa tanto en facies intrusivas
como extrusivas; en estas rocas la mineralización es epigenética y se emplaza
discordantemente. Por encima, se sucedieron depósitos sinorogénicos reunidos bajo ladenominación de Conglomerado Tralalhué (Fig.5.2j), que junto con la cubierta cuaternaria,
compuesta por depósitos aluviales y coluviales, completan la columna estratigráfica
(Fig.5.3).

Mineralizaciones barítico-polimetálicas
Las mineralizaciones se muestran esencialmente de dos maneras: 1) mantos y vetas
estratiformes (McKinstry 1955), encajados mayoritariamente en unidades correspondientes
a la Formación Huitrín. La mineralogía predominante consiste en baritina, con textura
cebrada y/o brechosa, y en menor proporción óxidos-hidróxidos de hierro con sulfuros de
Pb, Cu y Zn subordinados. Por otra parte, emplazados en horizontes calcáreos finos delMiembro Chorreado de la Formación Huitrín se presentan niveles mantiformes demagnetita. 2) Vetas discordantes que rellenan fracturas y zonas de brechamiento que sealojan en las sedimentitas de las Formaciones Vaca Muerta, Mulichinco, Agrio y Huitrín yen las diorito-andesitas de la Formación Colipilli. La paragénesis mineral está representada
mayoritariamente por baritina espática, de grano grueso acompañada de óxidos-hidróxidos
de hierro con proporciones minoritarias de galena. En el sector de mina San Eduardo la
yacencia vetiforme se manifiesta en una estructura brechosa, de rumbo aproximado NESO, donde la paragénesis es marcadamente sulfurosa.
En la Figura 5.4 se muestra la secuencia paragenética integrada propuesta para las
mineralizaciones del área de estudio.
Todos estos depósitos minerales han sido explotados por laboreos subterráneos a
través de galerías y piques achiflonados y por rajos a cielo abierto, según la actitud delcuerpo mineralizado. En la actualidad están inactivos.

98

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Figura 5.4: Secuencia paragenética integrada propuesta para las mineralizaciones del área deestudio.

A) Depósitos de baritina con sulfuros
Sector mina San Eduardo
El acceso más importante y transitado (desde Chos Malal) es por la ruta nacional 40
hasta la ruta provincial 4 (ripio). El recorrido por esta última ruta es de aproximadamente
30 km hasta las cercanías de la localidad de Colipilli, desde donde se puede acceder
directamente a la mina San Eduardo (37º45´ latitud sur, 70º17´ longitud oeste) a través deun camino vecinal (Fig.5.5). Desde allí, a pie y por medio de huellas mineras, se accede ala mina La Bienvenida (37º42´ latitud sur, 70º24´ longitud oeste) y a otras labores
esencialmente de destape cercanas sin denominación (Fig.5.6).
En el área afloran rocas sedimentarias, principalmente de la Formación Huitrín ymagmáticas tanto de naturaleza intrusiva como extrusiva, correspondientes a lasFormaciones Colipilli y Cayanta, respectivamente. Las rocas ígneas de la Formación
Colipilli se presentan caolinizadas, mientras que las rocas extrusivas se muestran bajo laforma de mantos o coladas intensamente brechadas y algo silicificadas. Estas últimas
afloran en un área de aproximadamente unos 200 m2 al este de la labor principal. En
cuanto a los cuerpos mineralizados, se alojan de manera concordante en las
discontinuidades interestratales y en los contactos roca sedimentaria-roca ígnea; dichos
contactos son netos y rectos.

99

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Figura 5.5: Mapa geológico de detalle del área de estudio, donde se ubican las principales
minas, M yacencia mantiforme y V yacencia vetiforme.

Figura 5.6: Vista panorámica de los sectores mina San Eduardo (circulo blanco en el centro) y
mina La Bienvenida (circulo blanco a la izquierda).

100

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

En la mina San Eduardo (Fig.5.7 a-b) los depósitos baríticos yacen bajo dos formas:
mantiforme (estratiforme) y vetiforme. La primera posee un rumbo general NE-SO,
inclinación variable entre 30º y 55º SE y espesores de hasta 2 m, aunque excepcionalmente
puede alcanzar máximos de 6 m (Lyons et al. 1978). Dicha mineralización se emplaza en
el contacto entre las calizas de los Miembro Chorreado y Troncoso Superior y las rocas
magmáticas del Grupo Naunauco, esencialmente los niveles lávicos de la Formación
Cayanta y algunos pequeños cuerpos subvolcánicos asignables a la Formación Colipilli.
Éstas últimas, se tratan de filones capa de unos pocos metros de longitud, los cuales semuestran concordantes a la estratificación de las calizas e intensamente caolinizados
aportándole a dichos afloramientos una coloración castaño clara. Su vinculación espacial ala yacencia vetiforme que se sobreimpone a la estratiforme en mina San Eduardo es muy
evidente. Su rumbo es aproximadamente NE-SO, con una inclinación entre 75° y 85° SE,
con espesores entre 2 y 3 m (Lyons et al. 1978). Esta mineralización se presenta en la
actualidad inaccesible ya que las labores de acceso, socavón, cortaveta y piques, seencuentran aterrados. Sin embargo, en las escombreras de la labor principal a cielo abierto,
se pudieron observar brechas con espejillo de falla, conformadas por fragmentos angulososa sub-angulosos de hasta 3 cm de diámetro, constituidos por un 85% del total de baritina
recristalizada de hábito tabular grueso, asociada a una paragénesis integrada por galena››
calcopirita› pirita› esfalerita› tetraedrita de fácil reconocimiento por su asociación con
minerales de cobre color (malaquita y azurita).

Figura 5.7: a- Mina San Eduardo. Vista panorámica de las labores principales; b- Rajo principal;c- Mina La Bienvenida; d- Socavones achiflonados.
101

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

La mayor parte de baritina y galena fueron removidas y extraídas durante losprocesos de explotación. La galena fresca identificada es escasa, ya que la gran mayoría seencuentra oxidada a cerusita; se presenta con hábito cúbico aunque algunos granos semuestran anhedrales, con un tamaño máximo de 1 cm (Fig.5.8 a-b). La calcopirita sereconoce como pátinas con oxidación incipiente, en agregados de 2-3 cm de tamaño y enciertas ocasiones intensamente oxidada (Fig.5.8c). La pirita se encuentra en forma dispersa
como un fino diseminado, excepcionalmente fresca y en la mayoría de los casos oxidada alimonitas. Frecuentemente, se observan oquedades de formas euhedrales cúbicas, detamaño milimétrico, generadas por procesos de lixiviación. Sobre esta paragénesis primaria
se han sobreimpuesto los ya indicados minerales supergénicos tales como malaquitaazurita, calcosina, cerusita, limonitas píceas y óxidos de manganeso, otorgándole una
coloración rojiza, verdosa y gris oscura al conjunto (Fig.5.8d).

Figura 5.8: Fotografías de muestras de mano de la mineralización vetiforme presente en la mina
San Eduardo: a-b: cristales de baritina (Brt) y galena (Gn); c- calcopirita (Ccp) en pátinas; dcompuestos oxidados de cobre (malaquita-azurita). Las abreviaturas de minerales utilizadas según
Whitney y Evans (2010).

102

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

En la roca carbonática se reconoce laminación microbial típica de ambientes
marinos en que diversos grupos de microorganismos tales como cianobacterias (Riding
2000), bacterias sulfato reductoras (Tang et al., 2011) y algas microscópicas verdes y rojas(Tucker y Wright 1990; Riding 2000) están relacionados con la formación de estructuras
sedimentarias a nivel macro, meso y microscópico. En facies calcáreas, un ejemplo de estolo constituyen los carbonatos microbiales siendo los estromatolitos una de las estructurasmás comunes (Riding 2006; Calner y Eriksson 2011; Noffke y Chafetz 2011). Se considera
que las facies de las calizas laminares correspondientes al Miembro Troncoso Superior sedesarrollaron en un ambiente intrasupramareal (Legarreta 1985) con la implantación dematas bentónicas dando forma a estructuras estromatolíticas (Gabriele 2016). Es en estas
rocas carbonáticas con laminación microbial (Fig.5.9 a-d) donde se origina la textura
cebrada (Escobar et al., 2013) mediante el reemplazo del mosaico calcítico y relleno deplanos interlaminares por baritina. Por otro lado, las brechas emplazadas en planos yoquedades de fracturación en ocasiones exhiben espejos de falla. Están constituidas por
clastos sub-angulosos de baritina y de caliza laminada, en partes con textura cebrada,
cementados por baritina de grano grueso y de coloración blanquecina. En algunos lugares,
la baritina, forma estructuras en escarapela, en peine y semisoles constituidos por cristalesde hábito tabular fino que están impregnados por óxidos-hidróxidos de hierro (Fig.5.9 e-h).

103Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Figura 5.9: Fotografías de calizas con laminación microbial del Miembro Troncoso Superior delsector mina San Eduardo (a-c); d- calizas laminadas con textura cebrada en los alrededores de lamina San Eduardo, obsérvense las líneas punteadas y texturas brechosas en afloramientos: ecebrada en sector mina San Eduardo; f- en escarapela en cerro Negro; g- en peine en cerro Negro;
h- cristales de baritina formando semisoles en sector minas La Bruja- Julio César. Diámetro de lamoneda 25 mm.
104

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Sector mina La Bienvenida
La mineralización de la mina La Bienvenida se manifiesta a través de rajos
alineados de 45 m de extensión aproximadamente, los cuales mantienen igual rumbo (NS), pero presentan bruscas inflexiones que le dan un aspecto zigzagueante.
La mineralización (Fig.5.7 c-d) está alojada en areniscas finas y de coloraciones
blanquecinas del Miembro Troncoso Inferior de la Formación Huitrín, con espesores de 0,5hasta 1,5 m e inclinaciones que oscilan entre 35° y 55° SE. En algunos sectores, seinterdigitan con los planos de laminación de las areniscas bandas finas de baritina que
varían entre unos pocos milímetros y 1,5 cm de espesor; en las cuales se encuentra undiseminado de individuos de sulfuros, esencialmente granos de galena, de hasta 4 mm dediámetro, conformando en partes finos bandeados de 1,5 cm de espesor en general odistribuidos aleatoriamente sin mostrar un diseño definido (Fig.5.10). Los granos bien
desarrollados muestran hábito subhedral a euhedral y sus tamaños en promedio son de 1
cm. También, asociados a galena se observan huecos de forma cúbica, de tamaño
milimétrico, que probablemente correspondan a cristales de pirita, parcial o totalmente
lixiviada y/o limonitizada.

Figura 5.10: Fotografía de mineralización barítica (Brt) con granos de galena (Gn) en las areniscas
con laminación fina del Miembro Troncoso Inferior en sector mina La Bienvenida.
105

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Las reservas de baritina calculadas para ambos sectores (San Eduardo y La
Bienvenida), según Lyons et al. (1978), fueron 32100 t de baritina cuya ley es de 69,12%de BaSO4 y con un Pe promedio entre 4,32 y 4,20 gr/cm3.

Sector minas La Bruja - Julio César
Se accede desde Chos Malal por la ruta nacional 40 hasta la ruta provincial 4(ripio), desde allí se transitan unos 17 km hacia el oeste (Fig.5.5) hasta un camino minero,en mal estado de conservación, que llega a proximidades de la mina La Bruja (37º43´latitud sur, 70º19´ longitud oeste). El acceso a la mina Julio César (37º44´ latitud sur,
70º21´ longitud oeste) y a otras manifestaciones sin nombre, actualmente es a pie,transitando huellas que se encuentran en muy mal estado de conservación.

Figura 5.11: Sector minas La Bruja - Julio César: a-b: vista panorámica y de detalle de los laboresde la mina La Bruja; c- rajo de la mina Julio César.

Este sector se ubica en el faldeo sur del cerro Negro (Fig.5.11). Las rocas que
afloran principalmente corresponden a la Formación Colipilli y en menor medida a laFormación Agrio. Los afloramientos de rocas magmáticas se presentan poco expuestos
debido a una profusa cubierta cuaternaria por lo que en diversos sectores solo es posible
106Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

reconocer un regolito conformado por fragmentos de diorito-andesitas de hasta 70 cm delongitud, con marcada textura porfírica con fenocristales de anfíboles y plagioclasas. Por
sectores se muestran muy brechados, fracturados y con un intenso grado de alteración queestá representado por cloritización, sericitización y oxidación (Fig.5.12 a-b).

Figura 5.12: Mina La Bruja, Cerro Negro: a- veta de baritina en caja de rocas ígneas fracturadas e
intensamente sericitizadas; b- stockwork limonítico en roca de caja (pelitas del Miembro Agua dela Mula); c- dique andesítico cortando a la Formación Agrio.

Las labores de explotación de ambas minas son rajos a cielo abierto de variablelongitud (de hasta 200 m). Las vetas se presentan en corridas discontinuas de pocas
decenas de metros. Los rajos de la mina La Bruja permiten reconocer que la mineralización
se emplaza en el contacto entre las pelitas del Miembro Agua de la Mula de la Formación
Agrio y las andesitas de la Formación Colipilli. En las cercanías de dicha mina, aflora un
cuerpo discordante de composición andesítica, coloración castaño clara, textura porfírica yde 1,5 a 3 m de espesor (Fig.5.12c). Por su parte, las labores en la mina Julio César
permiten observar a la mineralización emplazada en rocas ígneas de la Formación Colipilli;dicho contacto es neto y recto.
Las mineralizaciones de este sector consisten en vetas compuestas principalmente
por baritina y óxidos-hidróxidos de hierro con cantidades minoritarias de galena yocasionalmente esfalerita y pirita. La baritina se muestra en cristales euhedrales de hábito
107

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5tabular grueso, de hasta 10 cm de longitud; por otro lado, la galena y esfalerita forman
agrupamientos irregulares de individuos con hábito anhedral y tamaños de hasta 1,5 cm.

Figura 5.13: Texturas del Sector minas La Bruja- Julio César: a-b: bandeamiento; c-d: cristales debaritina recristalizados; e-f: relleno cortando a rocas ígneas de la Formación Colipilli y pelitas delMiembro Agua de la Mula (Formación Agrio), respectivamente. Diámetro de la moneda 24 mm.

Las texturas más frecuentes son de tipo brechosa y bandeada (Fig.5.13). Las
brechas están constituidas por fragmentos de baritina espática de hábito tabular grueso, de
8 cm de tamaño promedio y escasos fragmentos con granos de galena, de 2 cm de tamaño
máximo, reemplazada parcialmente por cerusita; estos clastos están cementados poróxidos-hidróxidos de hierro y manganeso. La textura bandeada está integrada por la
alternancia de bandas de baritina blanca con poca galena y óxidos-hidróxidos de hierro ybandas dominantemente de óxidos-hidróxidos de hierro y manganeso. Las vetas presentan
un rumbo N-S e inclinación general 70-80º E, poseen 1,5 m de espesor en promedio en elcaso de la mina Julio César, mientras que en la mina La Bruja tienen un espesor máximo
108

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

de 7 m. A lo largo del rumbo de la mineralización se observa un apretado clivaje
constituido por múltiples fracturas, aproximadamente paralelas y producidas por
cizallamiento, que están rellenas por baritina recristalizada y óxidos-hidróxidos de Fe. En
estos sectores fuertemente deformados, la roca de caja, andesítica, ostenta coloraciones
verdoso-grisáceas producto de procesos de alteración propilítica. Asimismo, hacia loshastiales donde la roca de caja andesítica es más frágil se observa un craquelado o enrejadode pequeñas fracturas que está relleno por óxidos-hidróxidos de Fe y que se ha generado en
una fase postmineralización ya que también cortan a fragmentos de baritina tabular.
Según Lyons et al. (1978) las reservas calculadas para ésta última fueron 8900 t con
una ley de 59,75% en BaSO4.

Figura 5.14: Imagen satelital Landsat de los laboreos de explotación de las minas Carlita y La
Esperanza en la Formación Agrio.

Sector minas La Esperanza – Carlita
Se puede acceder a estas minas por el camino que lleva al Sector Julio César-La
Bruja (Fig.5.5) y desde ahí a pie en dirección NNO unos 5 km. Ambas pertenencias están
muy cercanas entre sí (Fig.5.14), distan 50 m, (37º57´ latitud sur, 70º03´ longitud oeste).
En este sector afloran principalmente rocas ígneas de la Formación Colipilli,
intensamente alteradas a sericita, y rocas pelíticas correspondientes al Miembro Agua de la109

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Mula, en forma subordinada. Estas últimas se muestran profusamente impregnadas poróxidos de hierro.
Las labores que destapan a cada una de las mineralizaciones se encuentranalineadas y tienen una extensión aproximada de 800 m, presentándose las vetas en corridas
discontinuas de pocas decenas de metros. Ambas manifestaciones se disponen paralelassiguiendo un sistema de fracturas de un rumbo aproximado N70º E con una inclinación
general de 70º NO.
Las vetas se alojan cortando a las pelitas de la Formación Agrio (Fig.5.15 a-b) y, aveces, se emplazan en el contacto roca sedimentaria-roca ígnea; el tipo de contacto vetaroca de caja es neto y recto. Las vetas presentan un espesor máximo de 1,5 m y estáncompuestas por baritina, óxidos-hidróxidos de hierro y muy poca cantidad de galena. En
afloramiento se observan cristales de baritina, de hasta 5 cm de longitud, fracturados y
flexurados (Fig.5.15c). Las texturas más comunes que se observan son de tipo relleno y
muy similares a las descriptas en el Sector La Bruja - Julio César (brechosa) (Fig.5.15d).
La textura brechosa está constituida por fragmentos de cristales de baritina blanca, lamayoría fracturados, de 5 cm en promedio de longitud y escasos clastos con cristales degalena cementados por óxidos-hidróxidos de hierro que le otorgan una coloración castaña.

Figura 5.15: Fotografías del Sector minas La Esperanza - Carlita: a-b: laboreos de explotaciónde mineralización barítica; c- baritina con hábito tabular grueso fracturada y flexurada; dtextura brechosa con cristales de baritina y óxidos-hidróxidos de hierro como cemento.
110Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Litogeoquímica de las mineralizaciones
Con el fin de caracterizar geoquímicamente a las mineralizaciones se tomaron 9
muestras siguiendo el método de esquirleo discontinuo de la mineralización mantiforme dela labor principal y alrededores de la mina San Eduardo y La Bienvenida y de las
mineralizaciones vetiformes de las minas La Bruja y Julio César, consideradas como más
representativas volumétricamente de ambas yacencias. En los Cuadros 5.1 y 5.2 sepresentan los análisis completos de las muestras investigadas.

Cuadro 5.1: Análisis geoquímicos de estructuras mineralizadas representativas de minas San
Eduardo y La Bienvenida.
111

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Cuadro 5.2: Análisis geoquímicos de estructuras mineralizadas representativas de minas La
Bienvenida, Julio César y La Bruja.
112

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Las muestras de ambos tipos de yacencias presentan contenidos similares en % en
peso de Al y K y contenidos dispares en Fe (≤37,9% en peso), Ca (≤1,1% en peso) y S(≤0,6% en peso), presentándose los mayores valores de estos últimos en las
mineralizaciones mantiformes. Asimismo, se detectaron pequeñas cantidades de elementos
de interés económico (metales preciosos y base, entre otros). Las concentraciones de Ag
son ≤19,0 ppm, siendo el contenido mayor en la yacencia vetiforme. Las concentraciones
de Ba (≤2820,0 ppm), Sr (≤489,0 ppm), Pb (≤2,7% en peso), Cu (≤476,0 ppm), Zn (≤2,5%
en peso) y Mn (≤21900,0 ppm) son en todos los casos, excepto el Ba, mayores en la
yacencia mantiforme que en la vetiforme.

B) Mineralizaciones de óxidos de hierro
Desde hace varias décadas son mencionadas manifestaciones de óxido de hierro en
los alrededores de la localidad de Colipilli y el cerro Negro. Según Jutorán y Malvicini(1961) y Llambías y Malvicini (1978) las mineralizaciones se emplazan principalmente enlas calizas del Miembro Chorreado, son de pequeñas dimensiones y económicamente poco
relevantes. En la presente Tesis se seleccionaron, caracterizaron y posteriormentecompararon dos mineralizaciones ferríferas, la mina Augusta y un depósito ubicado en el
cerro

Naunauco,porpresentar

rasgosgeológicos

representativosdedichasmineralizaciones.
Sector de mina Augusta
A la mina Augusta, situada a los 37º43´ de latitud sur y 70º20´ de longitud oeste, sepuede llegar a pie desde la mina San Eduardo, la cual se encuentra a unos 2 km al oeste dela anterior (Fig. 5.5).
En este sector sólo afloran calizas del Miembro Chorreado de la Formación Huitrín,
representadas por mudstones o micritas de coloración gris oscura, en las cuales se observan
sectores con magnetita diseminada en masas irregulares lobuladas aún más oscuras, donde
los procesos de reemplazo son evidentes.
La mina Augusta (Fig.5.16) consiste en una labor superficial o destape a cielo
abierto muy reducida en la que han quedado bloques de gran tamaño de colores castaño
oscuro a negro y anaranjado a rojizo como remanentes de las tareas de exploración. Los
bloques oscuros poseen fuerte magnetismo, mientras que los anaranjados deben su
coloración a la alteración limonítica.

113

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Figura 5.16: Labor de destape de mina Augusta. Altura promedio de arbusto: 50 cm.

La magnetita se presenta en cristales sub- a euhedrales octaédricos de tamaño fino
(0,1 cm en promedio), con hábito granular, los cuales se disponen constituyendo una
textura maciza (Fig.5.17a); ocasionalmente desarrollan cristales de mayor tamaño que
alcanzan un máximo de 1,5 cm (Fig.5.17b). Se interpreta que estos últimos se formaron apartir de procesos de removilización y recristalización que permitieron la formación decristales euhedrales en oquedades y espacios en la roca carbonática.

Figura 5.17: Texturas de las magnetitas de la mina Augusta: a- maciza; b- recristalizada. Diámetrode la moneda 25 mm.

Según Zanettini (2011) las reservas de magnetita calculadas son de 350.000 t conleyes de 54% Fe y 2% Mn.

114

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Sector del cerro Naunauco
El área del cerro Naunauco se encuentra a unos 2 km al sur de la localidad deTaquimilán y aproximadamente a 15 km al sur de la ciudad de Chos Malal. Dentro de ésta,la mineralización de hierro se ubica a unos 3 km al oeste de la ruta nacional 40. El acceso
al área se puede hacer desde Taquimilán, a través de una antigua huella minera hasta labase del cerro y desde este punto a pie hasta una pequeña labor ubicada a los 37º34´ delatitud sur y 70º17´ de longitud oeste (Fig.5.18). Una alternativa para acceder a esta labor
la constituye una huella vecinal que se acerca al cerro Naunauco por el este desde la ruta
nacional 40 por espacio de unos 1,5 km. A partir de allí, la senda se transforma en
intransitable por lo que hay que continuar a pié, aunque a través del faldeo oriental dedicho cerro que es mucho menos empinado que el occidental.

Figura 5.18: Mapa regional y de detalle del Sector cerro Naunauco. Modificado de Salvioli et al.
(2013).

En la zona afloran rocas sedimentarias atribuibles a las Formaciones Agrio y
Huitrín, las cuales se hallan intruidas por rocas diorítico-andesíticas de la Formación
Colipilli.

115

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Figura 5.19: Afloramientos del Sector cerro Naunauco: a- manto de hierro laminado; b- cristales
de magnetita recristalizada; c- caliza recristalizada, obsérvese como la magnetita invade a la caliza.
Diámetro de la moneda 24 mm.

La intrusión de cuerpos subvolcánicos de la Formación Colipilli en las sedimentitasdel Miembro Chorreado dio lugar al desarrollo de una faja de alteración con la formaciónde las siguientes zonas: (1) calizas bandeadas, con fuerte recristalización. Estos bancos
aparecen en asomos discontinuos pero se encuentran alineados, siguiendo el contacto con
el intrusivo, (2) manto de hierro laminado (Fig.5.19a), cuyo espesor está en el orden de 1,5m; está compuesto por magnetita parcialmente limonitizada por procesos meteóricos, (3)niveles carbonáticos finamente laminados, de coloración blanco grisácea, con cristales
euhedrales a subhedrales de pirita de hasta 0,5 cm de tamaño, los cuales en general, seencuentran alterados a limonitas (Fig.5.19b). Análisis por difracción de rayos X de dichas
piritas evidenciaron materiales de muy baja cristalinidad, casi amorfos, debido a que seencuentran intensamente alterados y reemplazados pseudomórficamente por limonitas.
Estos niveles presentan alteración muscovítico-sericítica y reemplazo parcial por yeso, el
cual desarrolla cristales prismáticos alargados y plumosos. Además, se identificó undiseminado de calcopirita y magnetita, en parte reemplazado por malaquita y limonitas; elespesor de esta zona es de 0,7 m, (4) roca carbonática de coloración verdosa y grano fino;el espesor de esta zona es de unos pocos centímetros. Por último, la zona (5) es muy
delgada y está compuesta por rocas blanquecinas de grano muy fino correspondientes a unnivel pelítico recristalizado.
116

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Texturas asociadas a las mineralizaciones
Las texturas que más se destacan en los depósitos investigados de baritina con
sulfuros asociados son de tipo cebrada y brechosa. Con respecto a la primera, existe una
gran diversidad de mineralizaciones a nivel mundial vinculadas a estas características
texturales (por ej. yacimientos estratoligados de Pb-Zn-Ba-F tipo MVT) alojadas en rocas
carbonáticas y depósitos de dolomita, magnesita y siderita (Tritlla et al., 2006). González
Sánchez et al. (2009) asignan las texturas cebradas observadas en depósitos de baritinacelestina del estado de Coahuila, NE de México, a tipologías MVT.
La textura cebrada, o también denominada ritmita, está constituida por unbandeado composicional repetitivo compuesto por bandas oscuras y claras. Las bandas
oscuras están integradas por niveles calcáreos en tanto que las claras por sulfatos. Entre losprimeros estudios sobre el origen de estas texturas, se pueden mencionar a los de Fontbotéy Amstutz (1983) quienes sobre la base de las observaciones realizadas en los depósitos
estratoligados del Triásico alpino, sostienen que las texturas cebradas se generaron por
procesos de recristalización diagenética (DCR). Por otra parte, Wallace et al. (1994)
interpretan para los mismos depósitos que estas texturas se generaron por procesos dereemplazo y relleno. Nielsen et al. (1998) estudiaron las ritmitas dolomíticas, asociadas alos depósitos MVT en el macizo de Brabant-Gales (Bélgica) y proponen un origen
epigenético, producto de procesos de reemplazo. Boni et al. (2000) consideran que lasdolomitas cebradas, asociadas a los depósitos de Ba-Pb-Ag del suroeste de Cerdeña(Italia), fueron generadas a partir de un reemplazo epigenético. Lugli et al. (2000)
proponen que las texturas cebradas de magnesita en los Pirineos occidentales (España) seformaron a partir de procesos de reemplazo metasomático a expensas de una rocacarbonática, sosteniendo también un origen epigenético. Vanderginste et al. (2005)
reconocen textura cebrada en las rocas carbonáticas de la faja plegada y corrida de lasMontañas Rocallosas (Canadá) y las vinculan a procesos de reemplazo y recristalización,
asociados a la circulación de salmueras cuencales, producto de esfuerzos tectónicos
actuantes en la región. En la Cuenca Neuquina, ejemplos de textura cebrada han sido
descriptos por Brodtkorb et al. (1975, 1982), Ramos y Brodtkorb (1990), entre otros; estos
autores proponen un origen singenético mediante la precipitación rítmica y alternante decarbonatos y celestinas a partir del agua de mar. Hayase y Bengochea (1975) sugieren que
el origen de la texturas cebradas en depósitos barito-celestínicos de la Formación Huitrín
es producto de procesos de reemplazo epigenético de origen hidrotermal.

117

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Texturas cebradas en las mineralizaciones del Sector San Eduardo
La textura cebrada fue identificada en las calizas laminadas del Miembro Troncoso
Superior. En muestra de mano, se caracterizan por una alternancia rítmica de bandas
blanquecinas y otras castañas oscuras, cuyos espesores son milimétricos. Dicho bandeado
composicional, en ocasiones, se ve interrumpido por pequeños desplazamientos de escasos
milímetros de longitud o exhiben espejos de falla (Fig.5.20 a-b). En algunos casos latextura pierde lateralmente la ritmicidad y grada a arreglos brechosos (Fig.5.20c).

Figura 5.20: Textura cebrada en Sector mina San Eduardo: a- con pequeños desplazamientos,
obsérvense las líneas punteadas; b- con espejo de falla; c- pierde lateralmente la ritmicidad y gradaa arreglos brechosos. Diámetro de la moneda 25 mm.

Las bandas claras están compuestas por baritina, con espesores de 0,3 cm enpromedio. La baritina se presenta por sectores microgranosa y por otros, tabular de 1 cm enpromedio de longitud. Algunos cristales se disponen de forma radial. Al microscopio, sepresenta con hábito fibroso-prismático radial, con individuos de 2 mm de longitud; enalgunas ocasiones presentan crecimiento bipolar. El crecimiento de estos cristales generó
una sobrepresión interna fracturando y desplazando las bandas carbonáticas (Fig.5.21 a-b).
Ciertos cristales muestran microfracturas y éstas están rellenas de material carbonático. En
estas bandas, se reconocieron estructuras de disolución microestilolíticas con pirita
dispersa de tamaño milimétrico (Fig.5.21 c-d). Estas superficies de disolución seencuentran rellenas de óxidos de hierro.
118

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Figura 5.21: Fotomicrografías de textura cebrada en Sector mina San Eduardo: a-b: banda clara
compuesta por cristales fribroso-radiales de baritina (Brt), nótese la superficie de disolución(microestilolita, Stl), sin y con nicoles respectivamente; c-d: banda castaño oscura (carbonatos, Cb)
interrumpida por el crecimiento de cristales euhedrales de Brt, con y sin nicoles respectivamente; ej: láminas ondulantes (lo) de coloración rojiza en mosaico carbonático (Cb). a-c-e-g-i: nicoles
paralelos. b-d-f-j: nicoles cruzados.
119Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Los niveles castaño oscuros son de composición carbonática, de tamaño muy fino ypresentan espesores de 0,5 cm en promedio. Dichas bandas heredan la laminación de lacaliza microbial; en algunos sectores se encuentran delimitados por estilolitas en las cuales
también se observan piritas lixiviadas y en otros se ven como dichas bandas son cortadas
por vetillas de baritina. Al microscopio los cristales de carbonato de calcio son de tamañosdel orden de micrómetros y se encuentran constituyendo un mosaico micrítico a
microesparítico. En estos niveles se identificaron láminas ondulantes con coloración rojiza
de hasta 10 μm de espesor que se extienden de forma continua y discontinua a lalaminación (Fig.5.21 e-j).

Figura 5.22: Mineralización en mina La Bienvenida: a- baritina (Brt) microgranosa y galena (Gn)heredando la laminación fina de la roca de caja, obsérvense las líneas punteadas; b- Brt
recristalizada y Gn, nótese que aquí la laminación es grosera; c- detalle de cristales de Gn.
Diámetro de monedas: 25 mm (a-b) y 18 mm (c).

Posteriormente, se observa sobreimpuesta una calcitización penetrativa que afecta aambas conjuntos de bandas y en consecuencia a todo el banco mineralizado.
Por otro lado, en la mina La Bienvenida la mineralización está alojada en areniscas
finas del Miembro Troncoso Inferior (Fig.5.10). La baritina se presenta bajo la forma decristales microgranosos (menores al centrímetro) heredando la laminación fina de las
areniscas (Fig.5.22a) y recristalizada con tamaños de hasta 2 cm, acompañada de granos degalena bien desarrollados (Fig.5.22 b-c). Al microscopio se reconoció baritina, galena y120

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

pirita (Fig.5.23); la primera se muestra sub- a euhedral, con hábito tabular-prismático dehasta 0,5 cm de longitud; en algunos cristales se identificó una incipiente alteración acarbonatos. La galena se presente en individuos subhedrales, de hasta 0,08 cm de tamaño ysus bordes se encuentran alterados a cerusita. En algunos granos de galena se observaron
inclusiones de pirita de muy pequeño tamaño y se encuentran parcialmente limonitizados.

Figura 5.23: Mina La Bienvenida. Fotomicrografías de: a-b: cristales de baritina (Brt)recristalizada, sin y con nicoles cruzados respectivamente; c- individuo de galena (Gn), obsérvese
en el contorno del cristal la alteración a cerusita (Cer); d- cristales de pirita (Py) hospedados en Gn.

Texturas brechosas en las mineralizaciones de los sectores: San Eduardo, La Bruja Julio César y La Esperanza - Carlita
En el primer sector (San Eduardo) la mineralización barítica vetiforme,
caracterizada por cristales euhedrales de hábito tabular grueso, de hasta 5 cm de longitud,se vincula a zonas de brecha tectónica en las que se presenta como cemento (Llambías y
Malvicini 1978). Los clastos son principalmente de caliza laminada de tamaño variable;
algunos de ellos están rotados, fracturados y otros exhiben textura cebrada (Fig.5.9e y
Fig.5.24 a-b). A su vez, estas brechas presentan clastos con la ya mencionada
mineralización

sulfurosa,

otorgándole

una

coloración

heterogénea,compuesta

principalmente por granos de galena bien desarrollados y acompañados, en forma
subordinada, por individuos de esfalerita, calcopirita, pirita y tetraedrita (Fig.5.8 a-b y121

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Fig.5.24 c-d). Cabe destacar que se observan cristales de baritina cortando a losmencionados sulfuros y sulfosales, por lo que claramente existen al menos dos
generaciones de baritina. El estudio al microscopio permitió reconocer baritina, galena,esfalerita, tetraedrita, calcopirita y pirita. Los cristales de baritina son sub- a euhedrales con
hábito tabular a prismático y fibroso-radial (Fig.5.25 a-f); sus tamaños, en general, son de0,3 cm de longitud. La gran mayoría se encuentra microfracturado y, en algunos cristales,
se pudo distinguir que están rellenos de material carbonático. Los granos de galena(Fig.5.25g) muestran combinaciones de cubo con octaedro y sus tamaños en promedio sonde 0,2 cm, estando sus bordes alterados a cerusita. En la galena se observaron inclusiones
de calcopirita con hábito subhedral y tamaño de 0,5 mm. La esfalerita y tetraedrita,
determinadas por microsonda electrónica (ver capítulo 6), se encuentran como inclusiones
muy pequeñas en individuos de calcopirita y galena. También, asociados a galena, seobservaron huecos de forma cúbica de tamaño milimétrico que corresponden a pirita
totalmente lixiviada (Fig.5.25h).

Figura 5.24: Textura brechosa en el Sector mina San Eduardo: a-b: con clastos de caliza con
textura cebrada; c-d: con mineralización sulfurosa. Diámetro de la moneda 24 mm.

122

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Figura 5.25: Fotomicrografías de cristales de: baritina (Brt) con hábito tabular a prismático (a-b ye-f) y con hábito fribroso-radial (c-d), sin y con nicoles cruzados respectivamente; g- galena (Gn);h- Gn con inclusión de pirita (Py), en el Sector mina San Eduardo.
123

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Los sectores La-Bruja - Julio César y La Esperanza - Carlita reúnen
características geológicas similares. En líneas generales, en muestra de mano, lamineralización se presenta con fragmentos de cristales de baritina espática con hábito
tabular grueso de hasta 10 cm de longitud y clastos con cristales de galena en cantidades
escasas, dispuestos al azar sobre una matriz de color castaño a negro, compuesta poróxidos-hidróxidos de hierro y manganeso; en algunos sectores en los que estos últimos son
predominantes el aspecto se torna pulverulento (Fig.5.13 y Fig.5.15). La baritina forma
agrupamientos irregulares, de diferente tamaño, algunos granos son de pocos centímetros y
otros de hasta 10 cm de longitud, con frecuencia se exhiben fracturados y flexurados. En
cuanto a los granos de galena son de hasta 1,5 cm de tamaño y se presenten agrupados
formando sectores ricos en estos sulfuros; algunos de ellos están parcialmente alterados. El
estudio al microscopio petrocalcográfico permitió identificar cristales de baritina, galena ypirita. Los primeros se muestran límpidos, euhedrales, con hábito tabular-prismático ytamaño promedio de 0,7 cm (Fig.5.26 a-b). Todos estos cristales se distribuyen con un
arreglo caótico, pero hay sectores que se muestran con hábito fibroso-radial, reflejando las
texturas en peine y semisoles en escala mesoscópica. La galena se presenta con desarrollo
subhedral a euhedral, 0,1 cm de tamaño en general y en algunos casos se observa,
alrededor del contorno del cristal, cerusita como alteración (Fig.5.26 c-d). La pirita sereconoce en cristales cúbicos muy pequeños (de hasta 0,08 cm) en forma diseminada;
algunos individuos están parcialmente reemplazados por limonita.

Figura 5.26: Fotomicrografías de cristales de: a-b: baritina (Brt) de hábito tabular-prismático, sin y
con nicoles cruzados respectivamente; c-d: galena (Gn), obsérvense en (d) los contornos del cristal
alterado a cerusita (Cer), en Sector de minas La Bruja – Julio César y La Esperanza – Carlita.
124

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Descripción textural de las mineralizaciones de óxidos de hierro
La principal textura de las mineralizaciones ferríferas es maciza y en menor grado,
diseminada.
En el Sector de mina Augusta los cristales de magnetita forman agregados
macizos con individuos sub a euhedrales y de grano fino (0,1 cm en general), aunque aveces, hay cristales bien desarrollados de hasta 1,5 cm maclados según la ley de espinelo.
Bajo lupa binocular se observó que la forma más común de estos cristales es la octaédrica,
pero también se identificaron combinaciones de octaedro con cubo. Al microscopio
petrocalcográfico se presentan con un tamaño máximo de 0,1 cm y parcialmentemartitizados; a su vez, se reconocieron cristales de hábito laminar-tabular de hasta 0,3 cm
de longitud los cuales son magnéticos (Fig.5.27).

Figura 5.27: Fotomicrografías en microscopio calcográfico de: a- magnetitas (Mag) octaédricas; bc-y d: cristales de mushketovita (Msh) en el Sector mina Augusta. Nicoles cruzados.

La primera mención de magnetitas laminares en el área de Colipilli fue realizada
por Malvicini (1977). Dicha magnetita laminar no es otra que la variedad mushketovita
caracterizada por ser una magnetita pseudomórfica según especularita. La primera mención
de hallazgo de mushketovita en Argentina, corresponde a Arrospide (1972) y Pons (2007).
Estos autores, llevando a cabo investigaciones en el área de Vegas Peladas, sur deMendoza, reconocieron cristales tabulares-lamelares de un mineral magnético deapariencia de hematita en depósitos de skarn generados en las sedimentitas cretácicas. La

125

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

mushketovita es un mineral típico de ambiente de skarn, donde los fluidos metasomáticosla generaron a partir de procesos de reemplazo pseudomórfico. En los mencionados
cristales de mushketovita, mediante análisis por energía dispersiva de rayos X, seidentificaron múltiples inclusiones de scheelita en granos xenomórficos que conforman undiseminado a lo largo de los cristales de magnetita laminar (ver capítulo 6). Una intensa
alteración supergénica se manifiesta por oxidación de los cristales de magnetita bajo laforma de goethita y limonitas.

Figura 5.28: Fotomicrografías en microscopio calcográfico de magnetita (Mag) del Sector
Naunauco. Nicoles cruzados.

En el Sector del cerro Naunauco la roca calcárea en la cual se aloja el manto dehierro presenta individuos de magnetita recristalizados de grano grueso de hasta 0,5 cm detamaño, hábito cúbico y octaédrico, en ocasiones con maclas de contacto; otros cristales seencuentran formando una masa granular de tamaño muy fino; éstos últimos, al
microscopio, se presentan con hábito cúbico y octaédrico, tamaño medio de 0,6 cm y con
rasgos de martitización (Fig.5.28). También se reconocieron láminas flexuradas de biotita
desferrizada de 0,01 cm de tamaño máximo y cloritas ferrosas con hábito fibroso que
alcanzan un tamaño máximo de 0,004 cm. En cuanto a los cristales de pirita, se presentan
euhedrales a subhedrales de hasta 0,4 cm de tamaño que, en general, se encuentran
reemplazados pseudomórficamente por limonitas.
126

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Control litoestratigráfico y estructural
La mineralización barítico-polimetálica se aloja mayoritariamente en las facies:
carbonáticas de tipo grainstone oolítico y mudstone del Miembro Chorreado, arenosas
finas silicoclásticas pertenecientes al Miembro Troncoso Inferior y carbonáticas de tipo
boundstone desarrolladas en el Miembro Troncoso Superior de la Formación Huitrín.
Dichas litologías son porosas y permeables, por lo que constituyen canales muy propicios
para la circulación de los fluidos mineralizantes. Estas características fueron señaladas por
de Barrio et al. (2009) en los niveles de calizas laminares correspondientes a la Formación
Huitrín en diferentes depósitos barito-celestínicos emplazados en la secuencia
fundamentalmente eocretácica del Neuquén donde el desarrollo de las mineralizaciones
está espacialmente relacionado a los mencionados horizontes porosos y permeables. Por
otro lado, las mineralizaciones se encuentran en los flancos de las grandes estructuras
anticlinales, las cuales forman parte de la Faja Plegada y Corrida del Agrio (FPyCA),
estructurada como resultado de la deformación andina.
La primera etapa de deformación de la FPyCA, en el Cretácico Tardío (Zamora
Valcarce 2007), provocó el plegamiento y fallamiento de la secuencia sedimentaria.
Durante este evento estructural, acompañado de la instauración del arco volcánico en elárea de Colipilli, se generaron zonas de fractura que muy posiblemente funcionaron como
conductos que favorecieron el transporte y la migración de fluidos. Uno de los aspectosmás relevantes de la dinámica de intrusión de los cuerpos ígneos, vinculada al mencionado
arco volcánico, radica en que este magmatismo pudo haber aportado calor suficiente comopara generar celdas convectivas en las aguas formacionales que estarían directamente
involucradas en la lixiviación de los elementos metálicos de la pila sedimentaria,
constituida en gran parte por rocas carbonáticas y areniscas altamente reactivas. Es por este
motivo que se considera que el primer evento de mineralización mantiforme hidrotermal(depósitos baríticos y de óxidos de hierro) está relacionado con dicha estructuración. La
presencia de varios planos de megafractura de orientación preferencial E-O a ENE-OSO(identificables en las imágenes satelitales como grandes lineamientos) y otros planos
menores de debilidad como discordancias y superficies interestratales, facilitaron lacirculación de los fluidos mineralizantes como así también el ascenso del magma
andesítico-dacítico del Grupo Naunauco. Por este hecho particular gran parte de losdepósitos estratoligados se encuentran emplazados tanto en las superficies de discordancia

127

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

entre los Miembros Chorreado y Troncoso Inferior como siguiendo los mencionados
planos interestratales.
La segunda etapa de deformación de la FPyCA ocurrida durante el Mioceno(Zamora Valcarce 2007) está asociada a la reactivación de las estructuras y actividad ígnea
(Grupo Huantraico); ésta última en el centro norte de la provincia. Se considera que dicho
evento, fundamentalmente la reactivación estructural, puede haber promovido los procesosde removilización y relleno de la baritina y los óxidos-hidróxidos férricos, dando lugar anuevas pulsaciones mineralizantes y removilizaciones en los depósitos vetiformes de San
Eduardo y Cerro Negro.

Discusión y Conclusiones Parciales
El análisis detallado de las texturas cebradas reveló que la alternancia rítmica debandas blanquecinas y otras castaño oscuras es indicadora del reemplazo preferencial delcarbonato de calcio por baritina. Por otra parte, la identificación del alto grado decristalinidad y crecimiento bipolar de cristales de baritina ponen en evidencia que actuaron
procesos de relleno en los cuales los fluidos mineralizantes circularon, principalmente, porla marcada laminación microbial y superficies microestilolíticas de las calizas. Las rocasdel Sector San Eduardo exhiben pequeñas fracturas con desplazamientos que interrumpen
la alternancia rítmica de las bandas claras y oscuras (Fig.5.20a) al igual que sucede con las
dolomías del sur del macizo de Brabant-Gales, Bélgica, reportadas por Nielsen et al.
(1998). Según estos autores este tipo de microestructuras es típico de las texturas cebradas.
Las texturas reconocidas por Vanderginste et al. (2005) en las rocas carbonáticas de lasMontañas Rocallosas, Canadá, responden a similares procesos por esfuerzos tectónicos
actuantes en la región. Asimismo, las superficies de disolución observadas pueden ser
producto del soterramiento de la secuencia sedimentaria o el producto de la sobrecarga
tectónica ocurrida en el área.
Se considera que la génesis de la textura cebrada en las mineralizaciones estudiadas
estuvo influenciada por la circulación de fluidos hidrotermales (ya sean aguas deformación o connatas), la actividad magmática y la estructuración del área. Se puede
sintetizar en las siguientes (Fig.5.29) tres etapas: (1) A partir de la caliza estromatolítica
compactada, los planos de laminación junto con las superficies de disolución (estilolitas),
se convierten en planos de debilidad actuando como zonas de mayor permeabilidad; (2) lacirculación de los fluidos mineralizantes fue beneficiada por estos planos, generando

128

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

procesos de relleno selectivo y reemplazo de las bandas carbonáticas; (3) posteriormente,
la nucleación y crecimiento de los cristales de baritina generó una sobrepresión interna delfluido, provocando fracturación y desplazamiento de los niveles carbonáticos hasta generar
la rotación de los mismos y evolucionar hasta conformar una brecha.

Figura 5.29: Etapas de formación de la textura cebrada: a- caliza estromatolítica compactada; bcirculación de fluidos a través de los planos de laminación y superficie de disolución(microestilolitas, Stl); c- textura cebrada a partir de procesos de reemplazo y relleno de las bandas
carbonáticas (Cb); d- rotación de las bandas carbonáticas, a partir del crecimiento de los cristales debaritina (Brt), conformándose brechas. Modificado de Escobar (2016).

Las láminas ondulantes identificadas en las bandas carbonáticas (Fig.5.21 e-j),podrían corresponder a materia orgánica, concentrada bajo dicha forma, como resultado dela actividad de algunos tipos de cianobacterias (Stal y Krumbein 1986).
Por otra parte, la identificación de cristales de baritina fracturados, flexurados,
reemplazados y cementados por nuevos minerales de la misma naturaleza u otra (minerales
sulfurosos) en rocas de los sectores San Eduardo, La Bruja – Julio César y Carlita – La
Esperanza, evidencia que las texturas brechosas se intercalaron con sucesivos pulsos
mineralizadores. La reactivación de las estructuras durante el Mioceno puede habercausado procesos de removilización y relleno, facilitados por los numerosos planos dedebilidad, dando origen a las mineralizaciones vetiformes y beneficiando los procesos deenriquecimiento de la mineralización secundaria.

129Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Con respecto a las mineralizaciones de hierro, tanto en el Sector de mina Augusta
como en el cerro Naunauco, se formaron a partir de procesos de reemplazo metasomático
de la roca de caja carbonática; en el primero se observa, a escala microscópica, que lamagnetita reemplazó al material carbonático aprovechando los planos de clivaje del mismo
y en el segundo, se evidencia dicho proceso por heredar la estratificación fina de la rocacarbonática. A su vez, la presencia de mushketovita e inclusiones de scheelita en el Sector
de mina Augusta es indicadora de que ocurrieron procesos hidrotermales metasomáticos.
Por otro lado, en el Sector Naunauco se produjo el desarrollo de asociaciones dealteración que siguiendo el esquema secuencial propuesto por McIntyre et al. (2005) parael prospecto Amargosa de la Baja California (México), pueden agruparse por lo tanto en
los siguientes tipos: calco-sódica (magnetita+clorita), potásica (biotita+sericita), alteración
calco-sódica (clorita+magnetita+calcopirita) y de cobre (calcopirita diseminada). Cabemencionar que estas dos últimas están acompañadas por procesos de martitización. Por
otra parte, la baja cristalinidad de las piritas evidenciada al microscopio y en losdifractogramas, confirma la formación de materiales hidroxidados casi amorfos decomposición ferrífera. La caracterización de los fluidos mineralizantes se desarrollará en
los capítulos 6 y 7.
En conclusión, se observa que las mineralizaciones barítico-polimetálicas del áreade Colipilli presentan un carácter epigenético, en yacencias estratiformes y vetiformes, con
texturas laminadas cebradas y brechosas predominantes según la intensidad de los procesos
actuantes, los cuales han sido de relleno y reemplazo, asociados a fluidos hidrotermales dediferente naturaleza química. Por un lado, con predominancia del Ba sobre los elementos
metalíferos, en otros con removilización de esta paragénesis y con texturas derecristalización y en forma accesoria, paragénesis de minerales de Fe y W accesorio,
esencialmente generadas en litologías carbonáticas.

130

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Trabajos citados en el texto
Angelelli, V., Schalamuk, I.B. y Arrospide, A. 1976. Los yacimientos no metalíferos y rocas deaplicación de la región Patagonia-Comahue. Secretaría de Estado de Minería, Anales 17: 1146. Buenos Aires.
Arrospide, A., 1972. Depósitos Minerales de Hierro de Vegas Peladas Mina Nenche. Dep. de
Malargüe, Mendoza, Argentina. Revista de la Asociación Argentina de Mineralogía,
Petrología y Sedimentología, 3: 117-131.
Brodtkorb, M.K., Ramos, V.A. y Ametrano, S. 1975. Los yacimientos estratoligados de celestina baritina de la Formación Huitrín y su origen evaporítico. Provincia del Neuquén.
Argentina. II Congreso Iberoamericano Geología Económica, 2:143-168. Buenos Aires.
Brodtkorb, M.K.; Ramos, V.A.; Barbieri, M. y Ametrano, S., 1982. The Evaporitic Celestite-Barite
Deposits of Neuquén, Argentina. Mineralium Deposita 17: 423-436.
Boni, M., Parente, G., Bechstädt, T., De Vivo, B. y Lannace, A. 2000. Hydrothermal dolomites in
SW Sardinia (Italy): evidence for a widespread late-Variscan fluid flow event. Sedimentary
Geology, 131: 181-200.
Calner, M., Erikson, M.A. 2011. The record of microbially induced sedimentary structures (MISS)in the Swedish Paleozoic, en Nofke, N., Chafetz, H. (Eds.), Microbial mats in siliciclastic
depositional systems through time: Tulsa, Society for Sedimentary Geology, 29-35.
Danieli, J.C. y Casé, A.M. 2004. Neuquén. En: Historia de la minería Argentina. Tomo 2. Anales
40, 237-245. SEGEMAR. Buenos Aires.
de Barrio, R.E., Del Blanco, M., García, M. Martin-Izard, A. 2009. Estructuras estromatolíticas ysu relación con las mineralizaciones de Ba-Sr emplazadas en la Formación Huitrín, Cuenca
Neuquina. 9° Congreso de Geología Económica: 45-51.
Escobar, R.I. 2016. Geología y génesis de las mineralizaciones barito-celestínicas asociadas a lasecuencia cretácia entre las localidades Bajada del Agrio y Chos Malal, provincia delNeuquén. Tesis Doctoral, Universidad Nacional de La Plata. (Inédito). 207 p., La Plata.
Escobar, R.I., Salvioli, M.A, de Barrio, R.E., Lanfranchini, M.E. y Etcheverry, R.O. 2013. Texturas
cebradas asociadas a las mineralizaciones de Ba-Sr alojadas en la Formación Huitrín, entre
Chos Malal y Bajada del Agrio, Neuquén. Actas del XI Congreso de Mineralogía yMetalogenia: 211-216. San Juan.
Fontboté, L. y Amstutz, G.C. 1983. Facies and sequence analysis of diagenetic crystallization
rhythmites in strata-bound Pb ± Zn ± (Ba ± F) deposits in the Triassic of Central andSouthern Europe. En: Mineral Deposits of the Alps and of the Alpine Epoch in Europe (Ed.
H.G. Schneider), 347-358. Heidelberg.
Gabriele, N.A. 2016. Evapofacies del Miembro Troncoso superior de la Formación Huitrín(Cretácico Inferior, Cuenca Neuquina, Argentina) Paleoambientes, evolución y controles.
Latin American Journal of Sedimentology and Basin Analysis: 35-69.
131

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

González-Sánchez, F., Camprubí A., González-Partida E., Puente-Solís, R., Canet C., CentenoGarcía E. y Atudorei V. 2009. Regional stratigraphy and distribution of epigenetic
stratabound celestine, fluorite, barite and Pb–Zn deposits in the MVT province ofnortheastern Mexico. Mineralium Deposita: 44: 343-361.
Gutiérrez Pleimling, A.R. 1991. Estratigrafía de la Formación Huitrín: un estudio puntual sobre laruta Nacional Nº 40, provincia del Neuquén. Boletín de Informaciones Petroleras: 85-100.
Hayase, K. y Bengochea, A.L. 1975. Consideraciones sobre la génesis de algunos yacimientos debaritina-celestina;

provinciadeNeuquén;República

Argentina.

II

Congreso

Iberoamericano de Geología Económica, 2: 295-314. Buenos Aires.
Jutorán, A. y Malvicini, L. 1961. Manifestaciones ferríferas del Dpto. de Ñorquín. Dir. Nac. Min. y
Geol. (Informe Inédito), Buenos Aires.
Leanza, H.A., Repol, D., Hugo, C.H. y Sruoga, P. 2006. Hoja Geológica 3769-31, Chorriaca,
Provincia del Neuquén. Instituto de Geología y Recursos Minerales. Servicio Geológico
Minero Argentino, Boletín 354, 93 p. Buenos Aires.
Legarreta, L. 1985. Análisis estratigráfico de la Formación Huitrín (Cretácico inferior), provincia
de Mendoza. Tesis Doctoral, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad de
Buenos Aires. (Inédito), 197p.
Llambías, E.J. y Malvicini, L. 1978. Geología, petrología y metalogénesis del área de Colipilli,provincia del Neuquén, República Argentina. Revista de la Asociación Geológica
Argentina, 33: 257-276. Buenos Aires.
Lugli, S., Torres-Ruiz, J., Garuti, G. y Olmedo, F. 2000. Petrography and geochemistry of theEugui Magnesite Deposit (Western Pyrenees, Spain): evidence for the development of apeculiar zebra banding by dolomite replacement. Economic Geology, 95: 1775-1791.
Lyons, Muñiz y Asociados. 1978. Plantas regionales de tratamiento y beneficio de minerales debario, Provincia del Neuquén. Consejo Federal de Inversiones. (Inédito), 732 p. Buenos
Aires.
Malvicini, L. 1977. Las magnetitas laminares de cerro Negro Este, Colipilli, Provincia delNeuquén, República Argentina. AMPS, VII: 41-50, Buenos Aires.
Mcintyre, T., Eckberg, E., Morgan, C., Enns, S., Cruise, M., y Hitzman, M. 2005. IOCG Style
Alteration

of

the

Amargosa

Prospect.

Baja

California

Norte,

México.

www.cardero.com/i/pdf/armagosageorpt.pdf (versión online).
McKinstry, H.E. 1955. Structure of Hydrothermal ore deposits. Economic Geology 50th Ann Vol.
170-225.
Nofke, N., Chafetz, H. 2011. Introduction, en Nofke, N., Chafetz, H. (Eds.), Microbial mats insiliciclastic depositional systems through time: Tulsa, Society of Sedimentary Geology, 1.
Nielsen, P., Swennen, R., Muchez, P.H. y Keppens, E. 1998. Origin of Dinantian zebra dolomites
south of the Brabant-Wales Massif, Belgium. Sedimentology, 45: 727-743.
132

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 5

Pons, M.J. 2007. Geología y metalogénesis de la mineralización de hierro asociada al skarn Vegas
Peladas, SO de Mendoza, Cordillera Principal. Tesis Doctoral, Universidad Nacional de La
Plata. (Inédito). 314 p. La Plata.
Ramos, V.A. y Brodtkorb, M.K. de. 1990. The barite and celestite metallotects. En: Fontboté L.,
Amstutz G., Cardozo M., Cedillo E. y Frutos J. (Eds.), Stratabound Ore Deposits in theAndes. VIII Special Publication of the Society for Geology Applied to Mineral Deposits, 2:599-613. Praga.
Riding, R. 2000. Microbial carbonates: the geological record of calcified bacterial-algal mats andbiofilms: Sedimentology, 47 (Supplement I), 179-214.
Ridding, R. 2006. Microbial carbonate abundance compared with fluctuation in metazoan diversity
over geological time: Sedimentary Geology, 185, 229-238.
Stal, L.J., Krumbein, W.E. 1986. Metabolism of cyanobacteria in anaerobic marine sediments:
Actes de Colloques, 3, 301-309.
Tang, D-J., Shi, X-Y., Jiang, G., Wang, X-Q. 2011. Morphological association of microbiallyinduced sedimentary structures (MISS) as a paleoenvironmental indicator: an example
from the proterozoic succession of the southern North China Platform, en Nofke, N.,
Chafetz, H. (Eds.). Microbial mats in siliciclastic depositional systems through time: Tulsa,
Society of Sedimentary Geology, 3-14.
Tritlla, J., Levresse, G., Corona-Esquivel, R., Banks, D., Lamadrid, H. y Bourdet, J. 2006.
Depósitos de Pb-Zn-Cu-Ba-F-Sr epigenéticos estratoligados en series sedimentarias en
relación con salmueras de cuenca: depósitos de tipo “Mississippi Valley” (MVT) ysimilares en México. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 58(1): 103-139.
Tucker, M.E., Wright, V.P. 1990. Carbonate sedimentology: Cambridge, Blackwell Science, 482 p.
Vanderginste, V., Swennen, R., Gleeson, S.A., Ellam, R.M., Osadetz, K., Roure, F., 2005. Zebra
dolomitization as a result of focused fluid flow in the Rocky Mountains Fold and Thrust
Belt, Canada. Sedimentology, 52: 1067-1095.
Wallace, M.W., Both, R.A., Ruano, S.M., Hach-Ali, P.F. y Lees, T. 1994. Zebra textures fromcarbonate-hosted sulfide deposits: Sheetcavity networks produced by fracture and solution
enlargement. Economic Geology, 89: 1183-1191.
Zanettini, J.C.M. 2011. Recursos de minerales metalíferos. Relatorio del XVIII Congreso
Geológico Argentino, Neuquén. 709-724. Neuquén.
Zamora Valcarce, G. 2007. Estructura y cinemática de la faja plegada del Agrio. Universidad de
Buenos Aires, Tesis doctoral (Inédita) 304 p., Buenos Aires.

133

Capítulo 6

GEOQUÍMICA MINERAL

134

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6

Introducción
Con el propósito de estudiar la composición química de los minerales queconstituyen las mineralizaciones barítico-polimetálicas se analizaron mediante microsonda
electrónica muestras representativas de sulfatos, sulfuros y óxidos de hierro de diversos
sectores comprendidos en el área de estudio. Los resultados obtenidos han proporcionado
información sobre la distribución de los elementos y las variaciones composicionales de lasdiferentes especies minerales, que contribuyeron a interpretar su génesis.

Métodos AnalíticosLos resultados obtenidos por microsonda electrónica, expresados en porcentaje en
peso de óxidos, se trabajaron en hojas de cálculo Excel programadas por el Dr. Carlos A.
Ballivián Justiniano (INREMI). Para obtener las fórmulas químicas exactas de los sulfatosy óxidos de hierro se calculó el número de cationes por unidad de fórmula (c.p.u.f.). Dicho
cálculo se realizó para un determinado número total de oxígenos por unidad de fórmulasegún la siguiente expresión general (Ballivián Justiniano 2016):

donde “Ec.p.u.f.” es el número de cationes por unidad de fórmula del elemento E, “móxido” esel porcentaje en peso del óxido del elemento E, “PMóxido” es el peso molecular del óxido
del elemento E, “Oóxido” es igual al subíndice correspondiente al oxígeno en el óxido delelemento E, “Cóxido” es igual al subíndice correspondiente al elemento E en su óxido y “X”
es el número total de oxígenos por unidad de fórmula. Esta última variable es función de lacomposición y estructura del mineral cuya fórmula se desea reconstruir. La expresión deldenominador se refiere a la sumatoria del producto de la relación “móxido/PMóxido” por“Oóxido” de los “n” elementos analizados en un mineral dado.
En el caso de los óxidos de hierro, el Fe+3 y el Fe+2 fueron calculados según el
criterio estequiométrico de Droop (1987). La proporciones moleculares de loscomponentes finales de los sulfatos y óxidos de hierro se calcularon a partir de las
fórmulas reconstruidas según el método de Deer et al. (1992). Las abreviaturas deminerales utilizadas son las de Whitney y Evans (2010).

135

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6

Determinaciones microanalíticas en sulfatos
Los sulfatos son minerales que se caracterizan por presentar al S en posición
tetraédrica con 4 oxígenos que lo rodean. Los enlaces covalentes S–O son muy fuertes ypermiten la formación del grupo SO4, unidad estructural fundamental de los sulfatos (Klein
y Hurlbut 2006). A este grupo pertenecen numerosos minerales pero pocos son comunes.
Se divide en sulfatos anhidros (ejemplos principales baritina, celestina, anhidrita, anglesita
y crocoíta, entre otros) y sulfatos hidratados (yeso, antlerita y alunita, entre otros), con ysin aniones extraños.
Los sulfatos de Ba, Sr y Pb conforman el grupo de la baritina y son isoestructurales.
En la presente Tesis se compararon cristales de baritina de yacencia mantiforme yvetiforme con el fin de poder definir la existencia de variaciones composicionales, ya que apesar de que la baritina es generalmente casi pura, el Ba puede ser sustituido por el Sr en
una serie continua o solución sólida cuyos extremos son baritina y celestina. Los radios
iónicos del Ba+2 y del Sr+2 son muy similares, siendo el primero de 1,35 Å y el segundo de
1,13 Å. Las composiciones intermedias de la serie son conocidas en la naturaleza pero son
poco comunes (Burkhard 1978, Tekin et al., 2002).
Los miembros de esta serie con preponderancia de átomos de Ba son llamados
estronciobaritina o celestobaritina (baritina rica en Sr) y aquellos miembros cercanos alextremo de Sr, se los denomina baritocelestina (celestina rica en Ba). A su vez, Burkhard(1978) subdividió a los sulfatos en relación al contenido en mol% de SrSO4 en: baritina (010%), celestobaritina (10-50%), baritocelestina (50-90%) y celestina (90-100%). La
mayoría de las baritinas contiene menos del 7% mol de SrSO4 y la mayoría de lascelestinas contiene menos del 4% mol BaSO4 (Hanor 1968). Por otra parte, reemplazos
apreciables de Ba por Pb en baritinas, aumenta la densidad del mineral. La sustitución por
Ca es mucho más rara. En las celestinas, el Ca puede sustituir al Sr en valores limitados dealrededor del 2-3% (Deer et al., 1992).
La baritina es el sulfato anhidro más importante y el mineral de Ba más abundanteen la corteza terrestre (Barbieri 1989). Este mineral se encuentra en sucesiones
carbonáticas y generalmente se presenta como ganga en depósitos hidrotermales. También
suele acumularse en forma de mantos residuales, formados por meteorización y primario,
por depositación en sedimentos modernos de fondos marinos. Asimismo, muchos
yacimientos de Pb-Zn del mundo, como por ejemplo los del tipo Mississippi Valley136

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6(MVT), presentan baritina en general como ganga. Por otra parte, es un mineral común delos depósitos submarinos volcanogénicos de sulfuros masivos.
Por otra parte, el Sr es el metal alcalinotérreo menos abundante (0,042%) en lacorteza terrestre (Hanor 2000). La celestina tiene una distribución mucho más restringidaque la baritina, encontrándose principalmente como producto de la reacción de fluidos
hipersalinos portadores de Sr con yeso o anhidrita. Los depósitos que suele formar lacelestina son epigenéticos y también se la encuentra en domos salinos y depósitos
hidrotermales.
A partir de trabajos experimentales realizados por Gordon et al. (1954), Becker etal. (2000) entre otros, fue revelado que el Ba se concentra en la fase sólida, mientras que elSr se concentra en la fase acuosa, durante la lenta precipitación de (Sr-Ba) SO4. Gordon etal. (1954) estudiaron soluciones acuosas durante la precipitación de baritina y celestina, ycomprobaron que el Sr tiene una distribución heterogénea a lo largo de la solución sólida.
Los cambios composicionales de la solución, después de la precipitación inicial del sulfato,
dan origen a las composiciones intermedias (Burkhard 1978). Asimismo, Malinin y Urusov(1983), en base a la distribución de Ba-Sr en la solución sólida, propusieron que lascomposiciones intermedias son metaestables y tienden a exolverse por debajo de los
100°C. Si bien existe una serie de solución sólida de baritina-celestina, según Prieto et al.
(2000), la misma no es completa y hay un intervalo de inmiscibilidad a bajas temperaturas.
De acuerdo a lo propuesto por Prieto et al. (2000), Becker et al. (2000) fue demostrado quepara temperaturas inferiores a 200ºC existe un hueco de inmiscibilidad. Por otro lado,
Tekin et al. (2002) y Bolonin y Nikiforov (2014) demostraron la existencia de yacimientos
de composiciones intermedias de sulfatos de Ba-Sr en Turquía y Rusia. Algunos de losdepósitos reportados por estos autores son de importancia económica.
La solubilidad extremadamente baja del BaSO4, en comparación con la del SrSO4,
sugiere que la cristalización inicial debe consistir en la nucleación de una fase rica en
BaSO4 (Hanor 2000). En la naturaleza el volumen de los depósitos de baritina es mucho
mayor que el de los de celestina. Por lo tanto, la presencia de celestina refleja la existencia
de ambientes geológicos especiales donde existió una concentración preferencial de Srsobre la de Ba.
Las muestras analizadas, correspondientes a yacencias mantiformes, se encuentran
reemplazando a rocas carbonáticas, y provienen del rajo principal de la mina San Eduardo.
Las muestras 11227a y 19407 presentan textura cebrada, mientras que la muestra 11227b
manifiesta rasgos de recristalización. Con respecto a los sulfatos que están asociados a137

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6

yacencias vetiformes (muestras 4951, 21847 y 19373) la baritina se muestra formando
medios soles, texturas que evidencian procesos de relleno. La muestra 4951 proviene delrajo principal de la mina San Eduardo y las dos restantes corresponden al cerro Negro.

Resultados
La rutina analítica contempló la medición de FeO, MnO, CoO, MgO, CaO, SrO,
BaO, P2O5, PbO, SO3, y F. En el caso de P2O5 y F se obtuvieron valores prácticamente
insignificantes. En la mayoría de los casos se efectuaron perfiles longitudinales ytransversales al alargamiento de los cristales a los efectos de determinar posibles
variaciones composicionales zonales desde el centro a los bordes de los individuos.
Los sulfatos analizados arrojaron contenidos de BaO entre 61,46 y 67,30% en peso,de SrO entre 0,11 y 3,59% en peso y de CaO entre 0 y 0,10% en peso. De acuerdo a laclasificación de Burkhard (1978) estos valores corresponden a baritina. En la Figura 6.1 semuestran imágenes por electrones retrodispersados de algunos de los cristales analizados.
En la Tabla 6.1 se presentan los contenidos promedios, desvíos estándar, mínimos ymáximos de los análisis por microsonda electrónica de baritinas de yacencias mantiforme yvetiforme, junto al número de c.p.u.f. y las proporciones moleculares de los componentes
finales. La totalidad de los análisis realizados (N = 159) se presentan en el Anexo 2. El
recálculo de la fórmula de la baritina se realizó en base a 4 oxígenos por unidad defórmula. En la Tabla 6.2 se muestran las fórmulas químicas calculadas de los minerales
analizados.
Con el fin de observar las variaciones composicionales de la serie baritina-celestina,
se calcularon las proporciones moleculares de los componentes BaSO4-SrSO4-CaSO4 y se
graficaron en un diagrama ternario seccionado al 10% molar de CaSO4 (Fig.6.2). Los
resultados obtenidos en esta Tesis fueron comparados con las composiciones de sulfatos dedepósitos de carbonatitas y de skarn de magnetita de la región Angara, Rusia, según
Bolonin y Nikiforov (2014) y con las composiciones de sulfatos de otros depósitos de la
Cuenca Neuquina según de Barrio et al. (2016).
En el diagrama ternario se observa como las baritinas estudiadas se concentran en
su totalidad en las cercanías del extremo del Ba, reflejando una gran homogeneidad
composicional y muy bajos contenidos de Sr. Igualmente, se puede observar en líneas
generales, que en las yacencias vetiformes el contenido de Sr decrece respecto de losobtenidos en las morfologías estratiformes.
138

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6

Figura 6.1: a-b: Imágenes por electrones retrodispersados de baritinas de veta Julio César. En
líneas de trazos se indican los perfiles microanalíticos realizados.

Figura 6.2: Diagrama ternario de BaSO4-SrSO4-CaSO4 (cortado a 10% CaSO4% molar) de lasbaritinas investigadas en esta Tesis junto con las composiciones de sulfatos de otros depósitos
minerales publicados por Bolonin y Nikiforov (2014) y de Barrio et al. (2016).

139

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6

Tabla 6.2: Fórmulas químicas calculadas de baritinas de yacencias mantiformes y vetiformes.

Determinaciones microanalíticas en sulfuros y sulfosales
Los sulfuros y sulfosales constituyen una importante clase de minerales que incluye
a la mayoría de las menas metalíferas. La fórmula estructural de los primeros viene dada
por AmXn, en donde A representa los elementos metálicos y X el elemento no metálico, es
decir, el S; las sulfosales se expresan según la fórmula estructural AmBnXp, donde A
representa a los metales Cu, Ag y Pb, B a los metaloides As, Sb, Bi y Sn y X al S (Palache
et al., 1944). A continuación se detallan algunas de las características más destacadas delos sulfuros y sulfosales.
La galena (PbS) es el mineral más importante de plomo. Se presenta en una granvariedad de ambientes tales como en depósitos de tipo MVT, depósitos metamórficos decontacto, raramente en pegmatitas y en depósitos hidrotermales con una amplia gama detemperaturas (Palache et al., 1944). Cuando se halla en filones hidrotermales, la galena seasocia a menudo con minerales de plata y frecuentemente contiene dicho elemento en
cantidades traza. Otros elementos que sustituyen al Pb en pequeñas cantidades son Fe, Zn,
Cd, Cu, Mn y Bi. El azufre puede ser sustituido por el Sb, As y Se; a partir del reemplazode este último (Se), se conoce una serie completa entre el PbS y el PbSe (Klein y Hurlbut
2006). Por lo general, la galena se encuentra asociada a esfalerita, calcopirita, pirita,
tetraedrita, anglesita, baritina, fluorita, cuarzo, calcita, dolomita, cerusita, entre otros
minerales. Es frecuente observar intercrecimientos de calcopirita y/o tetraedrita a lo largo
de los planos de clivaje de la galena (Deer et al., 1966).
La esfalerita (ZnS), el mineral más común de zinc, está íntimamente relacionado
con la galena. También suele aparecer junto con calcopirita, pirita, pirrotina, marcasita,
140Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6

calcita, dolomita, entre otros minerales. La esfalerita casi siempre contiene Fe en su
composición química, también es usual la presencia de Mn y Cd (Palache et al., 1944).
El mineral más corriente de cobre es la calcopirita (CuFeS2) y es común en
depósitos hidrotermales, pegmatíticos y de metamorfismo de contacto. También sueleencontrarse como constituyente primario de rocas ígneas básicas (Klein y Hurlbut 2006).
Este mineral suele contener cantidades minoritarias o trazas de elementos como Ag, Au,
Pt, Pb, Co, Ni, Mn, Sn, Zn en reemplazo del Cu o el Fe y As o Se sustituyendo al S (Deeret al., 1966). Es común identificar en la calcopirita pequeños intercrecimientos orientadosde esfalerita, tetraedrita y/o galena (Palache et al., 1944).
La pirita (FeS2) es el sulfuro más frecuente, se forma tanto a altas como a bajas
temperaturas. Aparece como segregación magmática y como mineral accesorio en rocasígneas. También suele estar presente en depósitos de metamorfismo de contacto y en
filones hidrotermales. En rocas sedimentarias este mineral puede tener origen primario y/osecundario. Generalmente está asociado a calcopirita, galena y esfalerita (Klein y Hurlbut
2006). Se han encontrado intercrecimientos orientados de esfalerita, marcasita,
arsenopirita, galena, pirrotina y/o tetraedrita en cristales de pirita (Palache et al., 1944). El
Ni suele sustituir al Fe y formar una serie completa de soluciones sólidas cuyo extremo seextiende a la variedad bravoita (Ni, Fe)S2. El Co también puede reemplazar parcialmente al
Fe (Palache et al., 1944).
La tetraedrita [(Cu, Fe)12 Sb4 S13] es el mineral más común de las sulfosales y se
trata de un sulfoantimoniuro esencialmente de Cu pero el Fe, Zn y Ag sustituyen
parcialmente al Cu; menos comúnmente suele reemplazar al Cu el Hg y el Pb. El Bi
usualmente reemplaza al As (Palache et al., 1944). Los elementos Sb-As forman una serie
completa de soluciones sólidas cuyo extremo en As es la tennantita (Klein y Hurlbut
2006). La tetraedrita suele presentarse en depósitos de metamorfismo de contacto ohidrotermales de media a baja temperatura y se asocia a minerales tales como galena,calcopirita, esfalerita, pirita, bornita, siderita, baritina, calcita, fluorita, entre otros.
Las determinaciones microanalíticas se realizaron en individuos de galena,esfalerita, calcopirita, pirita y tetraedrita pertenecientes a afloramientos de yacencia
vetiforme. Las muestras 4951 y 15024 provienen de la labor principal de la mina San
Eduardo y las muestras 19369 y 19373 proceden de la mina Julio César. En estas últimas
muestras solo se analizaron granos de galena.
Al microscopio calcográfico la galena se presenta en granos anhedrales; en el casode la galena de la mina San Eduardo se observaron numerosas inclusiones de calcopirita.
141

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6

La esfalerita y tetraedrita se identificaron en forma de pequeñas inclusiones hospedadas en
masas xenomorfas de calcopirita. La pirita se muestra en cristales euhedrales de tamaño
muy pequeño (300 μm en promedio) y en algunos casos se encuentra parcialmentelimonitizada.

Resultados
La rutina analítica contempló la medición de Pb, Sb, Cd, Ag, As, Zn, Cu, Co, Mn,
Fe y S para la galena de la mina Julio César. En los sulfuros de la mina San Eduardo,
además de contemplar los elementos ya mencionados (excepto el Mn), se analizaron Bi, Tl,
Hg, Au, W, Te, Sn, In, Se, Ge, Ga, Ni y Ti. En la Tabla 6.3 se presentan los contenidos
promedios, desvíos estándar, mínimos y máximos de los análisis por microsonda
electrónica de los sulfuros analizados de yacencia vetiforme. La totalidad de los análisis
realizados (N = 288) se presentan en el Anexo 3 y 4.
Los microanálisis correspondientes a la galena de la mina San Eduardo arrojaron
cantidades minoritarias de Bi y Sb, los cuales estarían reemplazando parcialmente al Pb.
Cabe aclarar que el contenido de Bi es muy inferior al 16% requerido para ser considerada
una galena bismutífera (www.mindat.org). Con respecto a la galena de la mina Julio César,los microanálisis indican la presencia de inclusiones de minerales de Ag, como por
ejemplo una variedad de tetraedrita rica en Ag llamada freibergita (Klein y Hurlbut 2006).
En la Figura 6.3 se muestran imágenes de electrones retrodispersados de algunos de losminerales analizados.
Por otro lado, la esfalerita correspondiente a la mina San Eduardo, presenta
contenidos minoritarios de Pb, Fe, Au y Cd. Estos dos últimos suelen estar presentes en lacomposición de la esfalerita; sin embargo, la presencia de ciertos contenidos de Pb y Fe
podría deberse a la fuerte asociación con minerales ricos en plomo y hierro (por ejemplo
galena, calcopirita, pirita) y por lo tanto a la abundancia de plomo y hierro en el sistema
mineralizante. Los contenidos de Sb y As en la calcopirita podrían estar reflejando unreemplazo parcial del S y las pequeñas cantidades de Ag, Au y Pb estarían indicando una
sustitución del Cu o Fe. Los microanálisis de los cristales de pirita expresan contenidos de
Co, As y Pb en cantidades minoritarias. La presencia de As y Pb se podría explicar por laasociación con minerales tales como galena y tetraedrita; por otro lado, es común lasustitución incompleta del Co en el Fe. La composición química obtenida de la tetraedrita
arrojó valores intermedios dentro de la solución sólida tetraedrita-tennantita, tratándose de142

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6

tetraedritas de composición mixta según Klein y Hurlbut (2006). La presencia de loselementos Fe, Zn, Ag y Pb estarían indicando la sustitución parcial del Cu; el Bi suele
reemplazar al As.

Figura 6.3: Fotomicrografías de galena (Gn) de veta (a-b). En b- la Gn está alterada a cerusita(Cer). En líneas punteadas perfiles de microanálisis.

Determinaciones microanalíticas en óxidos de hierro
Los óxidos son un grupo de minerales que generalmente se presentan de manera
accesoria en las rocas ígneas y metamórficas y como granos detríticos en los sedimentos yrocas sedimentarias (Palache et al., 1944). Este grupo tiene enlaces fuertemente iónicos yse subdivide en óxidos simples y óxidos múltiples. Los primeros, compuestos por un metal(X) y oxígeno (O), se expresan con diferentes relaciones X:O tales como XO, X2O, X2O3.
Los óxidos múltiples se representan con la fórmula estructural AB2O4, donde tienen dos
posiciones (A y B) con átomos metálicos no equivalentes (Klein y Hurlbut 2006).
La celda unitaria de los minerales del grupo de la espinela consta de 32 oxígenos y
24 cationes, de los cuales 8 se encuentran en capas con coordinación 8 (posiciones A) y 16
se encuentran en capas con coordinación 6 (posiciones B) (Deer et al. 1992). Según esto la
fórmula estructural del grupo de la espinela puede representarse por A+28 B+316 O32. El
grupo es subdividido en tres series en función del tipo de catión trivalente dominante: serie
de la espinela (Al), serie de la magnetita (Fe+3) y serie de la cromita (Cr).
En la presente Tesis se estudiaron químicamente cristales de magnetita de un sector
próximo a la mina General Belgrano (cerro Naunauco) y de la mina Augusta, además deanalizar los cristales de mushketovita, presentes en esta última mina. Asimismo, seanalizaron magnetitas constituyentes de rocas ígneas de los principales cuerpos intrusivosde la Formación Colipilli de indudable origen magmático.

143

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6

Figura 6.4: a- Fotomicrografía de mushketovita (Msh) con inclusiones de scheelita (Sch). En
líneas punteadas perfil de microanálisis. b- Espectro de energía dispersiva de rayos X de Sch enmina Augusta.

Al microscopio calcográfico, las magnetitas de todos los sectores estudiados, sepresentan en cristales subhedrales, con formas pseudo-octaédricas, entre 0,2 a 1,0 mm delongitud. En el caso de la mina Augusta, además de observarse la magnetita, sereconocieron cristales magnéticos de hábito laminar-tabular de hasta 0,3 cm de longitud,que corresponden a mushketovita; en éstas últimas se identificaron numerosas inclusiones
de scheelita (Fig. 6.4).
La fórmula estructural de la magnetita es la siguiente: R+29M+314T+41O32 (Deer et al.
1992). R+2 corresponde a Fe+2 y a K+, Mn+2, Mg+2, Ca+2, Co+2, Ni+2, Zn+2 que lo pueden
reemplazar parcialmente. La posición M+3 es ocupada por el Fe+3 y cationes trivalentes
como Al+3, Cr+3, Sc+3 y V+3. Finalmente, T+4 corresponde a cationes tetravalentes como
Si+4 y Ti+4.

Resultados
La rutina analítica contempló la medición de SiO2, TiO2, Sc2O3, Al2O3, Cr2O3,
Fe2O3, MnO, NiO, MgO, CaO, CoO, ZnO, Na2O, K2O y P2O5. De los últimos ocho óxidos
se obtuvieron valores prácticamente insignificantes. En la mayoría de los casos seefectuaron perfiles longitudinales y transversales en los cristales analizados a los efectos dedeterminar posibles variaciones composicionales de los individuos. En la Figura 6.5 semuestran imágenes de electrones retrodispersados de algunos de los cristales analizados.

144

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6

Figura 6.5: Fotomicrografías de: (a-b) magnetitas (Mag) en rocas andesíticas; (c-d) mushketovita(Msh) con inclusiones de scheelita (Sch) en mineralizaciones ferríferas de mina Augusta. d- imagen
de falsos colores.

En la Tabla 6.4 se presentan los contenidos promedios, desvíos estándar, mínimos ymáximos de los análisis por microsonda electrónica de magnetitas de rocas ígneas ymineralizaciones junto al número de c.p.u.f. y las proporciones moleculares de loscomponentes finales. La totalidad de los análisis realizados (N = 103) se presentan en el
Anexo 5. El recálculo de la fórmula de la magnetita se realizó en base a 32 oxígenos por
unidad de fórmula. En la Tabla 6.5 se muestran las fórmulas químicas de los minerales

analizados.
Tabla 6.5: Fórmulas químicas recalculadas de magnetitas provenientes de rocas ígneas ymineralizaciones.

Las proporciones moleculares de las magnetitas de las rocas ígneas analizadas
arrojaron contenidos de 94,33-95,54% de magnetita, 4,41-5,61% de espinela y 0,05-0,06%
de cromita, mientras que las proporciones moleculares de las magnetitas correspondientes
145

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6

a los depósitos ferríferos presentaron contenidos de 98,13-99,68% de magnetita, 0,311,86% de espinela y 0,01% de cromita. Asimismo se reconoció un mayor contenido deTiO2 en la magnetita de las rocas andesíticas (valor máximo: 3,44% TiO2), con respecto alas magnetitas provenientes de los depósitos de hierro (valor máximo en cerro Naunauco:
0,28% TiO2 y en mina Augusta: 0,02% TiO2) confirmando que se trata de titanomagnetitas.
Este hecho es coincidente con lo aseverado por Llambías y Malvicini (1978) para lasmagnetitas provenientes de rocas ígneas del área de Colipilli. En mina Augusta y cerro
Naunauco los bajos contenidos en TiO2 son asimilables a una procedencia no magmática.

Discusión y Conclusiones Parciales
Los sulfatos de Ba-Sr se forman en un amplio rango de condiciones desde cuencas
sedimentarias hasta sistemas magmáticos de alta temperatura. Para explicar las variaciones
composicionales de los sulfatos de Ba-Sr, Hayase et al. (1977) experimentaron la síntesis
de una solución hidrotermal pobre en estroncio, la cual se enriquece gradualmente en este
elemento con respecto al Ba a medida que progresa la cristalización, denotando así, el bajo
grado de solubilidad del sulfato de bario.
Hanor (2004) determinó que las aguas cuencales presentan altas relaciones Sr/Ba,
por lo que éstas son más propensas a formar celestina en lugar de baritina. Además
estableció que la concentración del estroncio en los fluidos está en directa relación con elincremento de la salinidad. La mayor solubilidad de la celestina respecto de la baritina(Hanor 2000) provoca que primeramente se precipite la baritina de las soluciones.
Con respecto a las baritinas estudiadas en la presente Tesis se observa que lascorrespondientes a vetas presentan menor contenido de SrO que las correspondientes amantos. Dicha diferencia, concuerda con lo propuesto por Hanor 2000, debido a la mayor
solubilidad y por ende, mayor movilidad del Sr en las soluciones acuosas con respecto al
Ba.
El contenido de calcio en los sulfatos (Tabla 6.1) puede deberse a que los sulfatos
Ba-Sr se encuentran permanentemente asociados con minerales de Ca (calcita, anhidrita).
Esta asociación indica la disponibilidad de un alto contenido de Ca en el medio deformación del sulfato (Bolonin y Nikiforov 2014).
En lo referente a las determinaciones mineraloquímicas en sulfuros no se observan
anomalías marcadas en los elementos que pueden reemplazar al S o a los elementos

146

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6

metálicos, evidenciando así que se trata de especies casi puras, observándose solamente
algunas ligeras anomalías en Bi y Sb en galenas y Fe y Pb en esfaleritas.
Por otro lado, las determinaciones microanáliticas de las magnetitas provenientes
de las rocas andesíticas y de las mineralizaciones ferríferas, demostraron diferencias
composicionales, las cuales sugieren un origen no magmático para las correspondientes alos depósitos de hierro. La naturaleza isotópica de las mismas se tratará en el capítulo 7.

147

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6148

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6149

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6150

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6151

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6152

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6

153

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6154

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6155

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6156

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6157

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6158

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6

Trabajos citados en el texto
Ballivián Justiniano, C.A. 2016. Geología y aspectos estructurales del área Cerro Pan de AzúcarCerro del Corral. Procesos petrogenéticos/geoquímica del skarn Loma Marcelo, Sierras
Australes de Buenos Aires. Tesis Doctoral, Universidad Nacional de La Plata. (Inédito),
452 p., La Plata.
Barbieri, M. 1989. Geochemistry of Barium. En M.K. de Brodtkorb (Ed.), Nonmetalliferous
Stratabound Ore Fields 2: 9-16. Van Nostrand Reinhold, New York.
Becker, U., Fernández-González, A., Prieto, M., Harrison, R. y Putnis, A. 2000. Direct calculationof the thermodynamic properties of the barite/celestite solid solution from molecularprinciples. Physical Chemical Mineralogy, 27: 291-300.
Bolonin, A.V. y Nikiforov, A.V. 2014. Intermediate sulfates in barite-celestite isomorphic series:
Composition and mode of occurrence. Geology of Ore Deposits, 56: 302-314.
Burkhard, A. 1978. Baryt-Celestin and ihre Mischkristalle aus Schweizer Alpen and Jura.
Schweizerische Mineralogische and Petrographische Mitteilungen, 58: 1-96.
Deer, W.A., Howie, R.A. y Zussman, J. 1992. An Introduction to the Rock-Forming Minerals,
Ortho- and Ring Silicates. Eighth Impression, Longman Group, 1: 1-332. London.
Deer, W.A., Howie, R.A. y Zussman, J. 1966. An Introduction to the Rock-Forming Minerals,
Eighth impression, Longman Group, 1-519. London.
de Barrio, R.E., Del Blanco, M.A., Colombo, F., Martín-Izard, A., Ramis, A.M. y Curci, M.V.
2016. Variaciones composicionales en baritinas y celestinas de depósitos de Ba-Sr
emplazados en la secuencia jurásico-cretácica de la provincia del Neuquén. Acta geológica
lilloana 28: 117-123. San Miguel de Túcuman.
Droop, G.T.R. 1987. A general equation for estimating Fe+3 concentrations in ferromagnesiansilicates and oxides from microprobe analysis, using stoichiometric criteria. Mineralogical
Magazine 51: 431-435.
Gordon, L., Reimer, C.C. y Burit, P.B. 1954. Distribution of strontium within barium sulfate
precipitated from homogeneous solution. Analytical Chemistry, 26: 842-846.
Hanor, J.S. 1968. Frequency distribution of compositions in the barite-celestite series. The
American Mineralogist, 53: 1215-1222.
Hanor, J.S. 2000. Barite-celestine geochemistry and environment of formation. Sulfate mineralsCrystallography, geochemistry and environmental significance. Reviews in Mineralogy &Geochemistry, 40: 193-275.
Hanor, J.S. 2004. A model for the origin of large carbonate- and evaporite-hosted celestine (SrSO4)
deposits. Journal of Sedimentary Research, 74: 168-175.
Hayase, K., Mas, G.R. y Bengochea, L. 1977. Synthesis of barium-strontium sulphate solid
solution and some considerations ond the genesis of barite-celestite deposits in Neuquén

159

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 6

province, Argentina. The Journal of the Japanese Association of Mineralogists, Petrologists
and Economic Geologists, 72: 93-102.
Klein, C. y Hurlbut, C. 2006. Manual de Mineralogía (cuarta edición). Editorial Reverté, 760 p.
Barcelona.
Llambías, E.J. y Malvicini, L. 1978. Geología, petrología y metalogénesis del área de Colipilli,provincia del Neuquén, República Argentina. Revista de la Asociación Geológica
Argentina, 33: 257-276. Buenos Aires.
Malinin, S.D. y Urusov, V.S. 1983. The experimental and theoretical data on isomorphism in the(Ba, Sr) SO4 system in relation to barite formation. Geokhimiya, 9: 1324-1334. Rusia.
Palache, C.H., Berman, H. y Frondel, C. 1944. Dana's system of mineralogy, (Seventh edition).
London.
Prieto, M., Fernandez-Gonzalez, A., Becker, U. y Putnis, A. 2000. Computing Lippman diagramsfrom direct calculation of mixing properties of solid solutions. Aquatic Geochemistry, 6:133-146.
Tekin, E., Varol, B. y Sayili, I.S. 2002. Indications of intermediate compositions in the BaSO4SrSO4 solid-solutions series from the Bahçeciktepe celestine deposit, Sivas, East-Central
Anatolia, Turkey. Canadian Mineralogist, 40: 895-908.
Whitney, D.L. y Evans, B.W. 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American
Mineralogist 95: 185-187.

160

Capítulo 7

FLUIDOS MINERALIZANTES161

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

INCLUSIONES FLUIDAS
Introducción
La mayoría de los minerales se forma en un medio acuoso, por lo que partes
mínimas de estos líquidos pueden quedar atrapadas en su interior durante las etapas decrecimiento cristalino constituyendo lo que se denomina inclusiones fluidas (IF) (Roeddery Bodnar 1980, Velasco 2004). Los estudios de IF se han llevado a cabo en diferentes tipos
de depósitos minerales pero comúnmente priorizando especímenes de buena transparencia
como por ejemplo el cuarzo, la baritina.
En la presente Tesis Doctoral el estudio de las IF se efectuó en cristales de baritinapresentes tanto en mineralizaciones mantiformes como vetiformes, las cuales además deproveer datos indispensables para la caracterización de los fluidos mineralizantes
permitieron su ulterior comparación con otros depósitos minerales de la región. El
mencionado estudio incluyó el análisis petrográfico, de fluorescencia y microtermométrico
de los fluidos entrampados y tuvo como objetivo determinar las condiciones de formaciónde los minerales tales como temperatura, presión, densidad y composición. Ante la posible
presencia de hidrocarburos (HC) resultó imprescindible emplear la técnica de fluorescencia
con luz UV para su identificación, especialmente debido a que las mediciones
microtermométricas efectuadas en fluidos de estas características suelen arrojar resultados
erróneos y no representativos.

Petrografía de inclusiones fluidas con luz trasmitida
La caracterización de las inclusiones fluidas permitió reconocer IF primarias ysecundarias (Roedder 1984) y evidencias de cambios post-entrampamiento como
estrangulamientos (“necking down”). Las inclusiones primarias son aquellas entrampadas
durante el crecimiento del mineral hospedante. Por este motivo son las que mejor
representan las condiciones de formación de los cristales. Por otro lado, las inclusiones deorigen secundario contienen entrampados a los fluidos que circularon con posterioridad ala formación de los cristales. El reconocimiento de estos dos tipos de inclusiones esfundamental para obtener una correcta temperatura y salinidad del fluido mineralizante. Se
analizaron sólo las IF bifásicas de origen primario, donde se considera que el sistema se
mantuvo cerrado.

162

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

Cuadro 7.1: Tipos de inclusiones fluidas en las mineralizaciones mantiformes y vetiformes
estudiadas. I: monofásica; II: bifásico; III: multifásico; s: subhedral; a: anhedral; e: euhedral; t:tabular; o: ovoidal; e⃰:⃰ estrellado; L: líquido; B: burbuja; S: sólido; S1: sólido 1; S2: sólido 2.

Considerando entonces la posibilidad de que entre los fluidos entrampados se
encontrara HC, se realizaron observaciones petrográficas teniendo en cuenta los siguientes
criterios (Burrus 1981):- Color: las IF con HC pueden ser de color amarillo, castaño y/o negro,
característica que no ocurre con las inclusiones acuosas y que facilita su diferenciación. Sin
embargo, hay HC que son incoloros.

163

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7-Índice de refracción: los HC tienen índices de refracción que se aproximan a los delos minerales hospedantes. Se pueden distinguir de las IF acuosas por su relieve mucho
más bajo.
- Comportamiento de las fases a baja temperatura: durante el congelamiento pueden
observarse varios fenómenos como separación de una fase de bitumen sólida (Roedder
1963), cese del movimiento browniano, expansión de la burbuja de vapor o deformaciónde la fase vapor.
- Microscopía de fluorescencia: las IF que contienen HC aromáticos emiten
fluorescencia bajo luz ultravioleta (Burrus 1981, Riecker 1962).
Las inclusiones que predominan en las baritinas estudiadas de ambas yacencias son:monofásicas de tipo L (líquido), bifásicas de tipo L+B (burbuja) y L+S (sólido), y
minoritariamente, multifásicas L+B+S, L+B+S1+S2, S1+S2+S3. Se reconocieron varios
tipos de familias de IF (Cuadro 7.1). La única familia de IF que se identificó del tipo
monofásica está caracterizada por un hábito subhedral y relieve normal. Las inclusiones
bifásicas se conforman por cuatro familias; la primera de hábito anhedral presenta un L
cuyo índice de refracción es muy similar al de la baritina (1,63-1,64), por lo que el relieve
es muy bajo; la segunda familia se caracteriza por tener hábito también anhedral pero con
un L cuyo relieve, a diferencia de la anterior, es moderado. La tercera familia reúne IF de
hábito euhedral, la burbuja es incolora, el factor de relleno es entre 0,9 y 0,95 y no
fluorescen bajo luz ultravioleta, al igual que las familias anteriores. La cuarta familia se
caracteriza por presentar IF de hábito anhedral y relieve moderado a alto. Asimismo, sereconocieron inclusiones cuyos hábitos son tabulares y ovoides encontrándose dosvariedades de las mismas, una de alto relieve y otra de bajo relieve. También se
identificaron formas estrelladas. En todos los casos las burbujas son de mayor tamaño quelas de las familias de IF no fluorescentes y muestran una coloración rosada y un factor derelleno de 0,5. Por otro lado, se encontraron formas ovoides y tabulares cuya relación B-L
es baja. Las inclusiones bifásicas del tipo L+S son de hábito anhedral y relieve normal.
Todas estas familias de IF descriptas son las más abundantes y presentan fluorescencia.
Con respecto a las inclusiones multifásicas todas presentan relieves normales y sereconocieron dos tipos: aquellas con hábitos euhedrales, fluorescentes o no fluorescentes yaquellas con hábitos anhedrales no fluorescentes.
Los tamaños de las IF en general varían entre 20 y 30 μm hasta tamaños máximos
excepcionales de 50 μm.
164Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

El color de la inclusión depende de la composición de la fase dominante. El color
de la fase líquida es mayoritariamente incoloro mientras que la burbuja es incolora arosada. Con respecto a las fases sólidas observadas son incoloras y presentan hábito tabularprismático.

Fluorescencia de luz ultravioleta en inclusiones fluidas
Algunos HC poseen la propiedad de fluorescer cuando son expuestos a luz
ultravioleta, sin embargo, hay que tener presente que su aparente ausencia no descarta su
presencia, ya que algunos HC no fluorescen (Cesaretti y Domínguez 1997). Solo los HC
más pesados, como el petróleo crudo y los condensados, contienen suficiente cantidad demoléculas aromáticas para emitir fluorescencia bajo luz UV (Burrus 1981). De este modo,si el HC presente es de bajo peso molecular y no posee estructura aromática, como por
ejemplo metano o etano, no es posible identificarlo con el método de fluorescencia.
El color de fluorescencia emitido varía con la gravedad API (American Petroleum
Institute) del HC, que es una medida de cuán ligero o pesado es un HC con respecto alagua (Feely et al., 2013).
La composición de los HC y por lo tanto su fluorescencia, dependen de su origen ymadurez térmica (Barrés et al., 1987). Los compuestos más livianos (alta gravedad API)
emiten fluorescencia en longitudes de onda corta y los componentes más pesados (baja amedia gravedad API), emiten fluorescencia en longitudes de onda mayores. En
consecuencia, las inclusiones de HC emiten coloraciones dependiendo de su composición
predominante. Los HC de base parafínica emiten fluorescencia en color azul a blanco (HCligeros), los de base asfáltica en amarillo a amarillo-verdoso y los crudos asfálticos en rojo
(HC pesados), según Riecker (1962).
Para condiciones similares de entrampamiento, un fluido orgánico desarrollará una
burbuja mayor que su equivalente acuoso, debido a que el petróleo tiene una
compresibilidad cuatro veces mayor que la del agua (Roedder 1963). Por lo tanto, ladiferencia en la compresibilidad entre los fluidos orgánicos y los acuosos se manifiesta en
los diferentes volúmenes de burbuja. Esto implica que las inclusiones con un volumen deburbuja del 20% podrían haberse entrampado en condiciones similares a la de una
hidrocarburada (fluorescente) con una burbuja que ocupa más del 60% de la cavidad.

165

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

Resultados de luz incidente ultravioleta
La mayoría de las IF irradiadas con luz ultravioleta, correspondiente a yacencias
mantiformes y vetiformes, emitieron fluorescencia de tonalidades azuladas. En ciertos
casos se observó que fluoresce el líquido (L), en otros la burbuja (B) y en otros sólo elcontorno de la inclusión (Fig.7.1a y b).

Microtermometría en inclusiones fluidas
Las determinaciones microtermométricas se llevaron a cabo en cristales de baritina
de buena transparencia, representativos de los depósitos mantiformes de la mina San
Eduardo y La Bienvenida y vetiformes de la mina La Esperanza. Se seleccionaron las IF
bifásicas acuosas y que no presentaron evidencias de escape de fluidos, estrangulamiento odecrepitación a fin de obtener datos fidedignos del fluido, evitando aquellos valores quepudieron haber sido modificados por procesos post-entrampamiento (Goldstein y Reynolds
1994) o por la presencia de HC, resultando así poca cantidad de dichas IF. Los cambios defases a bajas temperaturas se midieron principalmente para minimizar la posibilidad dedecrepitación de IF. Todas las muestras fueron inicialmente enfriadas a -120ºC, con el finde poder detectar CO2. Luego durante el calentamiento gradual hasta estabilizarse elsistema, se determinaron las temperaturas de la primera fusión (Tfi), que corresponde a una
temperatura eutéctica (Te) y de fusión final del hielo (Tff) (Fig. 7.2). Con estos datos se
pudo determinar el sistema salino al cual pertenece el fluido, utilizando las tablas deGoldstein y Reynolds (1994) y su salinidad mediante la ecuación de Bodnar (1993). A su
vez, se manifestaron puntos de fusión por encima de 0°C, los que son atribuibles a lapresencia de clatratos, que son indicativos de la existencia de carbono en dicha inclusión.
Se continuó con el calentamiento para determinar las temperaturas dehomogeneización líquido-vapor o mínima de entrampamiento (Th) de las IF acuosas(Roedder 1984). A partir de estos datos, se calcularon las densidades (g/cm3) y la presión
mínima de entrampamiento (bares) del fluido.

166

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

Figura 7.1a: a- IF observadas con luz trasmitida del tipo L + B en baritina. b- IF observadas con
luz UV. Las coloraciones de fluorescencia de las fases L son celestes. El par de IF que no fluoresce
son acuosas. c- IF observadas con luz trasmitida del tipo L + B + S1 +S2. d- IF observadas con luz
UV. La coloración de la fase L es celeste. e- IF vistas con luz trasmitida del tipo L + B. f- IF vistas
con luz UV. Las fases L fluorescen de color celeste. En la pared inferior de la IF de mayor tamaño
se observa el fenómeno de adherencia. g- IF vistas con luz trasmitida del tipo L + B. h- IF vistas
con luz UV. Las coloraciones de las fases L son celestes.
L: líquido B: burbuja LHC: líquido hidrocarburado VHC: vapor hidrocarburado (gas).

167

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

Figura 7.1b: a- IF vistas con luz trasmitida de tipo L + B en baritina. b- IF vistas con luz UV. La
coloración de las fases L es celeste. c- IF vistas con luz trasmitida de tipo L + B. d- IF con luz UV.
Las fases L fluorescen de color celeste. e- IF vistas con luz trasmitida de tipo L + B + S. f- IF vistas
con luz UV. Se observa que, en algunas inclusiones, hay dos fluidos inmiscibles (LH20, no fluorecey LHC, fluoresce con color celeste). g- IF vistas con luz trasmitida. h- IF vistas con luz UV. Las
fases L fluorescen con coloraciones celestes.
L: líquido; B: burbuja; LH20: agua; LHC: líquido hidrocarburado; VHC: vapor hidrocarburado(gas).

168

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

Figura 7.2: Fotomicrografías de ensayos de enfriamiento y calentamiento en IF representativas demineralizaciones vetiformes: a- en condiciones ambientales; b- etapa de criogenia; c-, d- y e- enrecuperación del sistema a temperatura ambiente; f-, g- y h- etapa de calentamiento y obtención delas Th de ambas IF.

169

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

Resultados de las mediciones microtermométricas
Mineralizaciones Mantiformes:
Durante las etapas de enfriamiento, las burbujas de las IF bifásicas desaparecieron
normalmente. Posteriormente, durante la recuperación de la temperatura del sistema se
pudo reconocer una Tfi de amplia distribución entre -44,0° y -21,1°C (Tabla 7.1), por loque se interpreta que la composición del fluido no se ha podido registrar en forma precisa
debido a que está compuesto por más de un componente: agua con una o más sales
disueltas. Las temperaturas del eutéctico registradas en este estudio pueden corresponder alos sistemas NaCl-H2O, NaCl-CaCl2, NaCl-MgCl2-H2O metaestable y NaCl-KCl-H2O
metaestable (Goldstein y Reynolds 1994), siendo el más frecuente el de tipo NaCl-H2O.
Las Tff se observaron entre -4,5° y -0,1°C. En relación a estas últimas se determinaron las
salinidades que oscilaron entre 0,18 y 7,17% en peso equiv. de NaCl (Tabla 7.1). Cabeaclarar que se identificaron IF con cristales hijos, de hábito tabular, los cuales indicansalinidades mayores a 23% en peso equiv. de NaCl. Durante el calentamiento de las
inclusiones bifásicas, la gran mayoría de las burbujas mostraron un movimiento browniano
y homogeneizaron a líquido entre 156,2° y 176,0°C (Tabla 7.1). Las densidades calculadas,a partir de dichas temperaturas, varían entre 0,915 y 0,929 g/cm3 (Fig.7.3, Barnes 1979).
Las presiones mínimas de entrampamiento estimadas para estos valores de Th
corresponden a un rango de 4 a 12 bares (Fig.7.4, Crawford 1981).
Mineralizaciones Vetiformes:
En los ensayos de congelamiento la deformación de la burbuja y su aspecto rugoso
indican la formación de clatratos en la interfase líquido/burbuja de ciertas inclusiones. Los
clatratos consisten en hidratos de metano que perduran a temperaturas superiores a 0°C.
Durante la recuperación de la temperatura del sistema se identificó una Tfi cuyos valores
rondan entre -52,0° y -23,3°C (Tabla 7.2). Este rango, al igual que en el caso anterior,sugiere la presencia de una o más sales disueltas en agua. Las Te registradas pueden ser
coherentes con los sistemas NaCl-MgCl2-H2O metaestable, NaCl-CaCl2-H2O, NaCl-KClH2O y NaCl-H2O (Goldstein y Reynolds 1994), siendo los más comunes los dos últimos.
Las Tff rondan entre -5,3° y -0,3°C (Tabla 7.2). A partir de estos valores se determinaron
salinidades del orden de 0,53-8,28% en peso equiv. de NaCl. También se estimaron valores
mayores a 23% en peso equiv. de NaCl debido a la presencia de cristales hijos de sulfato
en algunas IF.
170

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

Tabla 7.1: Ensayos microtermométricos de IF de baritinas representativas de mineralizaciones
mantiformes. Tfi: Temperatura de fusión inicial. Tff: Temperatura de fusión final. Th: Temperaturade homogeneización.

Tabla 7.2: Ensayos microtermométricos de IF de baritina representativas de mineralizaciones
vetiformes. Tfi: Temperatura de fusión inicial. Tff: Temperatura de fusión final. Th: Temperaturade homogeneización.

171

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

Tabla 7.3: Propiedades físicas de algunos HC de tipo cicloalcanos (Tomado de Proskuriakuv yDrabkin 1984). Tf: temperatura de fusión; Teb: temperatura de ebullición; ρ20 Kg/m3: densidad a
20°C; n20D: índice de refracción a 20°C.

172

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

Durante los ensayos de calentamiento todas las IF bifásicas homogeneizaron alíquido; en algunas inclusiones monofásicas se produjo la formación de una nueva burbuja.
En ciertos casos se observaron cambios de fases instantáneos (fenómeno crítico) de laburbuja, hasta su homogeneización. Algunas inclusiones a elevadas temperaturas nohomogeneizaron sino que experimentaron una disminución de tamaño de la burbuja; einmediatamente, a los 144°C, se agrandó y apareció otra burbuja coalescente (Fig.7.5).
Seguidamente, a los 158°C, la nueva burbuja desapareció y la burbuja original volvió aachicarse y luego homogeneizó a los 163°C; este comportamiento sugiere la presencia demetano en la IF (Worden et al., 1995).
En síntesis, todas las IF ensayadas mostraron un movimiento browniano yhomogeneizaron a líquido entre 163,0° y 280,6°C (Tabla 7.2). A partir de dichas
temperaturas, se calculó la densidad que ronda entre 0,796 y 0,935 g/cm3 (Fig.7.3, Barnes
1979) y las presiones mínimas de entrampamiento. Estas últimas oscilan entre 5 y 55,5
bares (Fig.7.4, Crawford 1981).

Figura 7.3: Diagrama de estimación de la densidad promedio calculada de las IF de baritinas de las
mineralizaciones en estudio, a partir de la temperatura de homogeneización y la salinidad promedio
calculada. Las curvas en el interior del gráfico se refieren a la salinidad en peso equiv. de NaCl
(Extraído de Barnes 1979).

173

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

Figura 7.4: Diagrama de estimación de la presión de entrampamiento alcanzada por las IF debaritina de las mineralizaciones en estudio, a partir de la temperatura de homogeneización.
(Extraído de Crawford 1981).

Cabe aclarar que durante los ensayos de calentamiento el hidrocarburo líquido
contenido en algunas IF se crackeó generando fases vapor que se adicionaron a la fasegaseosa. Por lo tanto, la temperatura de homogeneización de estas inclusiones no indica latemperatura de entrampamiento original (Cesaretti 1993, Cesaretti et al. 2000) sino que es
característica del tipo de HC que la misma contiene (Goldstein y Reynolds 1994). La
temperatura de vaporización del fluido orgánico de las IF con HC ensayadas fue de 81°C.

Discusión y Conclusiones parciales
Las investigaciones que abarcan el estudio de IF en los depósitos estudiados o enáreas vecinas son escasas, pudiéndose citar a Hayase y Bengochea (1975), Collao et al.
(1998) y recientemente Leal y Mateo (2015) y Escobar (2016).
HayaseyBengochea(1975)

comunicaron

datos

de

temperaturadehomogeneización del orden de 160,9ºC proponiendo que la formación de las
mineralizaciones baríticas fue producto de soluciones hidrotermales relacionadas a la174

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

actividad ígnea. Por su parte, Collao et al. (1998) ensayaron inclusiones fluidas encelestinas asociadas a la Formación Huitrín y obtuvieron temperaturas de homogeneización
medias variables del orden de 323°C, 276°C, 268°C y 205°C y salinidades
mayoritariamente fluctuantes entre 7,6%, 5,9%, 2,7% y 3,6% en peso equiv. de NaCl,
respectivamente. Estos autores consideran que los datos obtenidos reflejan la acción desoluciones hidrotermales derivadas de cuerpos intrusivos de edad eocena. Por otra parte,
Leal y Mateo (2015) obtuvieron temperaturas de homogeneización en baritinas alojadas enla Formación Agrio en el sector del anticlinal de Chorriaca, situado inmediatamente al surdel arroyo Colipilli. Los resultados microtermométricos dieron valores superiores a los
300°C y soluciones con bajas salinidades. De acuerdo a la investigación realizada por
Escobar (2016), las temperaturas de homogeneización en las mineralizaciones baríticocelestínicas asociadas a la Formación Huitrín localizadas en Bajada del Agrio, arrojaron
valores entre 147°C y 243°C con salinidades variables entre 0,18 y 16,67% en peso equiv.
de NaCl. Las mineralizaciones del área estudiada las consideró de origen hidrotermal nomagmático.

Tabla 7.4: Resumen de datos obtenidos a partir de los ensayos microtermométricos realizados en
IF bifásicas acuosas de baritinas representativas de las mineralizaciones.

175Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

Figura 7.5: Fotomicrografía e ilustración de IF de baritina de veta con tres fases generadas comoconsecuencia de la reducción termoquímica del sulfato (TSR). La fase dominante (agua) contiene
dos burbujas inmiscibles, una de vapor de agua y otra de H2S líquido.

Los datos obtenidos de las IF (Tabla 7.4) sugieren que la baritina de ambas
yacencias, precipitó a partir de un sistema heterogéneo compuesto por un fluido acuoso y
un fluido orgánico y que a partir del entrampamiento de dichos fluidos inmiscibles, se
nuclearon IF con distintas relaciones de fases, incorporando los dos extremos (inclusiones
completamente acuosas e inclusiones completamente orgánicas) y todos los términos
intermedios. Los procesos físicos observados tales como la deformación de burbujas, laformación de clatratos y los procesos de adherencia en las paredes de las inclusiones,
observados a través de los ensayos de fluorescencia, son los que sustentan que parte de los
fluidos entrampados son de origen orgánico. Además del reconocimiento de los fluidos
orgánicos, fue posible estimar la composición del HC en base a su color de fluorescencia(tonalidades azuladas) y su punto de ebullición. Los resultados de la fluorescencia revelan
que los fluidos orgánicos presentan una avanzada madurez y tienden a ser livianos, con una
gravedad API mediana a alta, correlacionable con la ventana de generación dehidrocarburos líquidos/gaseosos (Cuadro 7.2). Según el punto de vaporización se trata de
un HC de tipo ciclohexano (Tabla 7.3, Proskuriakuv y Drabkin 1984), que se caracteriza
por ser de cadenas simples y derivar de materia orgánica terrestre vegetal.

176

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

Cuadro 7.2: Diagrama de datos de la reflectancia de vitrinita, termofósiles, hidrocarburos,
fluorescencia y etapa orgánica según Salas y Seiler (1980), Merril (1991) y Riecker (1962). En
color verde Th promedio de IF de los mantos y en color rojo Th promedio de IF de las vetas.

La aparición de una doble burbuja durante el ensayo de calentamiento de una IF
acuosa puede estar indicando, de acuerdo a los estudios efectuados por Worden et al.
(1995) en carbonatos y sulfatos, la presencia de H2S (Fig.7.5). Dichos autores trabajaron
con carbonatos de Abu Dhabi y proponen que a temperaturas superiores a los 140°C elúnico proceso que contribuye con el aumento en la concentración de H2S (> 10%) en lafase gaseosa es la reducción termoquímica del sulfato (TSR). Otra evidencia de lapresencia de H2S, es que tanto la roca de caja (calizas) como la propia baritina, tienen olor
fétidoalsergolpeadas.

Otros

procesos

observados

durantelosensayos

microtermométricos tales como la desaparición de una burbuja y su falta de nucleación177

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

durante la recuperación y como también el nucleamiento de IF monofásicas, pueden
deberse a procesos de metaestabilidad según Roedder (1984).
Dados los valores tan bajos de presión mínima de entrampamiento del fluido, no seconsideró a la presión como un factor importante en la modificación de la temperatura.
Con respecto a los bajos valores de salinidad de las mineralizaciones baríticas(mantiformes y vetiformes) éstos pueden ser consecuencia del desarrollo de procesos deTSR, de acuerdo a estudios realizados por Worden et al. (1996) en rocas evaporíticas.
Dichos autores estudiaron carbonatos y sulfatos de Abu Dhabi y postularon que la TSR
puede diluir hasta cinco veces la salinidad original de los fluidos.

178

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7ISÓTOPOS ESTABLES

Introducción
Los isótopos estables, principalmente los de carbono, hidrógeno, oxígeno y azufre,
son buenos trazadores de la fuente de fluidos como así también de los procesos deinteracción fluido-roca en una gran variedad de ambientes hidrotermales (Bowman 1998).
Con el objeto de caracterizar los fluidos vinculados a la formación de los depósitos
barítico-polimetálicos presentes en la región de Colipilli y aportar datos sobre su
procedencia, se realizaron análisis de isótopos estables de O y S.
Estos análisis se practicaron en baritinas y galenas presentes en las
mineralizaciones barítico-sulfurosas de los sectores mina San Eduardo, mina La
Bienvenida, minas La Esperanza-Carlita y minas La Bruja-Julio César y en magnetitas dela mina Augusta y de un sector próximo a la mina General Belgrano (cerro Naunauco).
Asimismo, se analizaron magnetitas constituyentes de rocas ígneas de los principales
cuerpos intrusivos de la Formación Colipilli, con la finalidad de comparar estos datos, deindudable procedencia magmática, con los correspondientes a las magnetitas de las
mineralizaciones mencionadas.

Resultados
En sulfatos y sulfuros:
Con respecto a las mineralizaciones barítico-polimetálicas, los valores isotópicos deδ18OSMOW y δ34SCDT en baritina se encuentran entre 10,4‰ y 17,0‰ y entre 15,3‰ y23,4‰, respectivamente, mientras que las determinaciones isotópicas realizadas en galena
arrojaron valores marcadamente negativos de δ34SCDT (entre -10,6‰ y -18,6‰) (Tabla
7.5). Estos últimos resultados son similares a los obtenidos por Kesler y Jones (1981) en
los depósitos celesto-baríticos del estado de Coahuila, México, los cuales fueron
interpretados como hidrotermales no magmáticos por estos autores.

179

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

Tabla 7.5: Resultados de los análisis de isótopos estables de los depósitos barítico-polimetálicos
investigados.

En el diagrama de la Figura 7.6 se observan los valores de δ34SCDT de las baritinas
analizadas conjuntamente con aquellos valores publicados por otros investigadores (Keslery Jones 1981; González Sánchez 2009 y de Barrio et al., 2014) con fines comparativos. En
la Figura 7.7ayb se graficaron los valores isotópicos de δ34SCDT y δ18OSMOW
correspondientes a las baritinas estudiadas. Asimismo, los resultados isotópicos obtenidos
a partir de las galenas, fueron graficados en la Figura 7.8 y además comparados con datosde δ34SCDT de otros depósitos de la Cuenca Neuquina (de Barrio et al., 2014). Estos últimos
muestran tendencias similares a las observadas en los depósitos investigados (un marcado
empobrecimiento en isótopos livianos). Los valores isotópicos de δ34SCDT de las baritinas ylas galenas se muestran en la Figura 7.9 conjuntamente con valores de δ34SCDT de minerales
típicos de depósitos hidrotermales, también con fines comparativos.
180

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

Figura 7.6: Gráfico de valores isotópicos de la baritina estudiada cotejadas con los valores
isotópicos del mar actual, anhidritas del Cretácico Inferior según Claypool (1980) y depósitos
barítico-celestínicos estudiados por Kesler y Jones (1981), González Sánchez et al. (2009) y de
Barrio et al. (2014).

En base a los valores isotópicos de las baritinas y galenas se calculó la composición
isotópica del δ34S y δ18O del fluido que estuvo en equilibrio con dichos minerales. Cabemencionar que los valores isotópicos están condicionados por el pH y la fugacidad deloxígeno (fO2), los cuales determinan la/s fase/es en equilibrio en un momento dado. Se
consideró a la baritina como la fase portadora del S; la temperatura utilizada para calcularelδ34SFLUIDO

fue

la

temperatura

media

obtenidadelasdeterminaciones

microtermométricas (Th: para los mantos 162,2°C y para las vetas 241,1°C). Los cálculos
fueron realizados en la calculadora de fraccionamiento de isótopos estables “AlphaDelta”(Beaudoin y Therrien 2004, 2009) disponible en http://www2.ggl.ulaval.ca/cgibin/alphadelta/alphadelta.cgi. Los valores de δ34S del fluido en equilibrio con las baritinas
fueron calculados a partir de la ecuación de Ohmoto y Rye (1979) y los valores de δ34S delfluido en equilibrio con las galenas fueron calculados a partir la ecuación de Li y Liu(2006). Por otro lado, los valores de δ18O del fluido en equilibrio con las baritinas fueron
calculados a partir de la ecuación Kusakabe y Robinson (1977) (Tabla 7.5).

181

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

Figura 7.7: a-b Diagramas de edad para δ34SCDT y δ18OSMOW en sulfato en equilibrio en el agua demar. Modificado de Claypool et al. (1980). Círculo en rojo valor promedio de δ34SCDT en baritina,
círculo en verde valor promedio de δ18OSMOW en baritina y círculo en celeste valor promedio deδ18OFluido en equilibrio con la baritina.

Figura 7.8: Rango de valores isotópicos de las galenas analizadas junto con los publicados por deBarrio et al. (2014).

182

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

Figura 7.9: Gráfico en el que se comparan los valores isotópicos de la baritina y galena analizada
con distintos depósitos hidrotermales. Modificado de Rollinson (1993). En rojo se indican losvalores isotópicos correspondientes a sulfuros, en verde se señalan los valores isotópicoscorrespondientes a sulfatos y en celeste los correspondientes a evaporitas.

En magnetitas:
Los resultados obtenidos de las magnetitas de las manifestaciones ferríferas y de lasrocas ígneas arrojaron valores positivos de δ18O (Tabla 7.6). Las primeras presentaron
valores contrastantes, variando entre 2,9‰ (mina Augusta) y 9,1‰ (mina General
Belgrano) de δ18O. Por su parte, las magnetitas provenientes de diferentes cuerpos ígneos
presentaron valores que se agruparon en una población que tiene un mínimo de δ18O de
3,3‰ y un máximo de 6,4‰. Todos los valores de δ18O de las magnetitas analizadas,
fueron graficados en el diagrama de la Figura 7.10, donde son comparados con distintos
reservorios naturales de oxígeno.

183

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

Tabla 7.6: Resultados de los análisis de isótopos estables de las magnetitas de las rocas ígneas ymineralizaciones ferríferas.

Tabla 7.10: Diagrama en el que se comparan los valores isotópicos de la magnetita analizada con
distintos reservorios naturales de oxígeno, modificado de Rollinson (1993).

Discusión y Conclusiones parciales
Si bien las mineralizaciones del área de Colipilli han sido motivo de algunos
estudios metalogénicos previos de carácter general, hasta la actualidad no se contaba con
un análisis isotópico pormenorizado que permitiese esclarecer la procedencia de loselementos que las constituyen. En este sentido, los valores de δ34SCDT obtenidos enbaritinas del área de estudio muestran un claro enriquecimiento isotópico según el rango
184

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

establecido por Claypool et al. (1980) para las evaporitas del Cretácico Inferior, solo
algunos valores coinciden parcialmente (Fig.7.6 y Fig.7.7ayb). Kesler y Jones (1981)
reportaron tenores de δ34S muy amplios e inusualmente altos para depósitos de celestina ybaritina emplazados en la secuencia cretácica del noreste de México (16,8 a 38,3‰),superiores a las evaporitas mesozoicas, lo que sugiere que existió un fraccionamiento
isotópico que enriqueció los isótopos de azufre. Richardson et al. (1988) y Decrée et al.
(2008) determinaron que los valores de δ34S elevados pueden corresponder afraccionamientos isotópicos de azufre en un sistema cerrado controlado por
fraccionamiento Rayleigh, de esta manera, la composición isotópica del azufre se
enriquece en isótopos pesados.
Dicho fraccionamiento en las baritinas estudiadas podría estar vinculado a procesosde reducción. La asociación sulfato-HC disuelto es termodinámicamente inestable en todos
los ambientes diagenéticos. A causa de dicha inestabilidad, se desatan reacciones de tipo
redox en las que el sulfato se reduce ya sea por actividad bacteriana (BSR) o
inorgánicamente (reducción termoquímica del sulfato, TSR) (Machel 1998). La
composición isotópica final del H2S (producto de las reacciones redox) dependerá de si la
reducción se produjo en un sistema abierto o cerrado. Según Machel (2001) en un sistema
abierto el resultado de la reducción bacteriana del sulfato dará fraccionamientos Δ34S-10 a-20‰. En un sistema cerrado, donde el suministro de sulfato es restringido, se alcanzan
valores δ34S menos fraccionados y los enriquecimientos pueden llegar hasta los 40‰(Ohmoto 1986).

Figura 7.11: Diagrama integrador con datos de la generación de petróleo y gas, la temperatura, lamadurez térmica y los procesos BSR y TSR. Modificado de Machel (1998).
185

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

BSR es el proceso considerado más importante en la formación de sulfuros (Machel
1998). Es común entre 0° y 60-80°C (Fig.7.11), por encima de este rango de temperatura,casi todas las bacterias reductoras del sulfato dejan de metabolizar (Machel 1998). El
fraccionamiento isotópico entre el sulfato y el sulfuro es un proceso cinéticamente
controlado, en el cual el sulfato es enriquecido en 34S en relación con el sulfuro. Las
bacterias utilizan el oxígeno de los sulfatos en la respiración anaeróbica de su ciclo vital,
dando lugar a la generación de H2S, a su vez, metabolizan más rápidamente el 32S que el
34

S. De este modo, el sulfato acuoso residual es enriquecido en 34S durante el progreso dela reacción (Seal II 2006). Para tener BSR, además de disponer de una fuente de sulfato, se
requiere de la presencia de un medio reductor que posibilite el desarrollo del metabolismo
bacteriano (Seal II 2006). En la zona de estudio, la presencia de HC en inclusiones fluidas
podría ser el responsable de dicho ambiente reductor. Los procesos reductores
mencionados se pueden explicar con la siguiente ecuación:
2CH2 + SO42- = H2S + 2HCO3-(Seal II 2006)

Los sulfuros que se forman a partir del proceso BRS inicialmente son fases
metaestables que luego recristalizan en pirita, marcasita, y/o pirrotina (Rickard et al.,1995).
Además de la BSR, la TSR en presencia de materia orgánica es otro proceso que
produce grandes cantidades de H2S. El rango de temperatura en el que actúa dicho proceso
es entre los 100° y 140°C (Fig.7.11), aunque hay registro de temperaturas mayores a 160180°C (Machel 1998). Por otro lado, Richardson et al. (1988) determinaron que los altos
valores de δ34S responden a sistemas abiertos donde hay escape o pérdida de H2S y de esta
manera la composición isotópica del sulfato remanente cambia, enriqueciéndose en 34S.
Sin embargo, Machel et al. (1995) estiman que los fraccionamientos generados a partir deprocesos de TSR en ambientes abiológicos pueden ser Δ34S≥−20‰. Además, el proceso
TSR es más eficiente a temperaturas mayores a 100°C. Worden et al. (1995) analizaron IF
de carbonatos de Abu Dhabi y propusieron que a temperaturas superiores a los 140°C elúnico proceso que contribuye al aumento en la concentración de H2S (> 10%) en la fasegaseosa es la reducción termoquímica del sulfato (TSR). Los sulfuros más comunes que seforman como subproductos del proceso TSR son galena, esfalerita, pirita de manera
subordinada. La signatura isotópica definida tanto para la galena como para la baritina(Fig.7.9) es típica de los depósitos tipo MVT, hecho concordante con la mineralogía(galena + esfalerita+ pirita).
186

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

Con respecto a los valores δ18O de las magnetitas de las rocas ígneas, al
compararlas con los valores isotópicos normales de este tipo de rocas, muestran una
tendencia a empobrecerse en el isótopo pesado de oxígeno (Fig.7.10). Dicha disminución
en los valores δ18O puede ser producto de un descenso en la temperatura probablemente
debido a una mezcla con aguas meteóricas (Bowman 1998). Con respecto a las
mineralizaciones ferríferas, los valores de δ18O de las magnetitas son bien contrastantes; elvalor de δ18O de la magnetita de mina Augusta podría estar apuntando a una mezcla deaguas formacionales y meteóricas, mientras que el δ18O de la magnetita del sector próximo
a la mina General Belgrano estaría indicando más bien a valores de las aguas de formación.

187

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

Trabajos citados en el texto
Barrés, O., Burneau, A., Dubessy, J. y Pagel, M. 1987. Application of micro-FT-IR spectroscopy toindividual hydrocarbon fluid inclusion analysis. Applied Spectroscopy, 41: 1000-1008.
Barnes, H.L. 1979. Geochemistry of hydrothermal ore deposits. The Pennsylvania State University.
Second Edition. New York.
Beaudoin, G. y Therrien, P. 2004. The web stable isotope fractionation calculator. En: De Groot,
P.A. (Ed.), Handbook of stable isotope analytical techniques (V. I), Elsevier: 1045-1047.
Beaudoin, G. y Therrien, P. 2009. The updated web stable isotope fractionation calculator. En: De
Groot, P.A. (Ed.), Handbook of stable isotope analytical techniques (V. II), Elsevier: 11201122.
Bodnar, R.J. 1993. Revised equation and table for determining the freezing point depression of
H2O-NaCl solutions. Geochimica Et Cosmochimica Acta, 57: 683-684.
Bowman, J.R. 1998. Stable-Isotope Systematics of Skarns. En: Lentz, D.R. (Ed.), Mineralized
Intrusion-Related Skarn Systems, Mineralogical Association of Canada, Short Course V.
26: 99-145, Quebec.
Burrus, R.C. 1981. Hydrocarbon fluid inclusions in studies on sedimentary diagenesis. En
Hollister, L.S. y Crawford, M.L. (Eds.), Short Course handbook, V. 6, Fluid inclusions:applications to petrology. Mineralogical Association of Canadá: 138-154.
Cesaretti, N.N. 1993. Inclusiones fluidas de hidrocarburos: Su utilidad en la interpretación delproceso de migración y maduración del petróleo. Tesis doctoral, Universidad Nacional delSur, 170 p., Bahía Blanca.
Cesaretti, N.N. y Domínguez, E.A. 1997. Inclusiones fluidas y porosidad: indicadores diagenéticos
y sus implicancias oleogenéticas en la Formación Yacoraite (Cretácico - Terciario).
Subcuenca de Lomas de Olmedo. Cuenca Cretácica del Noroeste Argentino. Asociación
Geológica Argentina. Revista, 52: 1-25. Buenos Aires.
Cesaretti, N.N., Parnell, J. y Domínguez, E.A. 2000. Pore fluid evolution within a hydrocarbon
reservoir: Yacoraite Formation (Upper Cretaceous), North west Basin, Argentina. Journalof Petroleum Geology 23: 375-398.
Claypool, G.E., Holser, W.T., Kaplan, I.R., Sakai, H. y Zak, I. 1980. The age curves of sulfur andoxygen isotopes in marine sulfate and their mutual interpretation. Chemical Geology, 28:
199-260, Amsterdam.
Collao, S., Brodtkorb, M.K. de, Etcheverry R. 1998. Inclusiones fluidas en celestinas de losyacimientos de la Formación Huitrín, provincia de Neuquén, Argentina. 40 Congresso
Brasileiro de Geología, Belo Horizonte, Brasil. Abstract: 174.

188

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

Crawford, M.L. 1981. Aqueous Fluid. En Hollister, L.S. y Crawford, M.L. (Eds.), Short Course
handbook, V. 6, Fluid inclusions: applications to petrology: 304 p. Calgary Mineralogical
Association of Canadá.
de Barrio, R.E., Etcheverry, R.O., del Blanco, M.A., Domínguez, E.A., Recio Hernández, C.,
Escobar, R.I. y Salvioli, M.A. 2014. Nuevos datos y esquemas genéticos de los depósitos
barítico-celestínicos vinculados a la secuencia Jurásico-Cretácica de la Cuenca Neuquina
en la provincia del Neuquén. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 71: 184-200,
Buenos Aires.
Decrée, S., Marignac, C., De Putter, T., Deloule E., Liégeois, J.P. y Demaiffe, D. 2008. Pb-Zn
mineralization in a Miocene regional extensional context: The case of the Sidi Driss andthe Douahria ore deposits (Nefza mining district, northern Tunisia). Ore Geology Reviews,
34: 285-303.
Escobar, R.I. 2016. Geología y génesis de las mineralizaciones barítico-celestínicas asociadas a lasecuencia cretácia entre las localidades Bajada del Agrio y Chos Malal, provincia delNeuquén. Tesis Doctoral, Universidad Nacional de La Plata. (Inédito). 207 p., La Plata.
Feely, M., Costanzo, A. y O’Rourke, B. 2013. The Application of Fluid Inclusion Studies toInvestigations of Hydrocarbon Systems. Atlantic Ireland Conference. Poster. Dublin.
González-Sánchez, F., Camprubí, A., González-Partida, E., Puente-Solís, R., Canet, C., CentenoGarcía, E. y Atudorei, V. 2009. Regional stratigraphy and distribution of epigenetic
stratabound celestine, fluorite, barite and Pb-Zn deposits in the MVT province ofnortheastern Mexico. Mineralium Deposita, 44: 343-361.
Goldstein, R.H. y Reynolds, T.J. 1994. Systematics of Fluid Inclusions in Diagenetic Minerals.
SEPM Short Course 31, 199 p.
Hayase, K. y Bengochea, A.L. 1975. Consideraciones sobre la génesis de algunos yacimientos debaritina-celestina,

provinciadeNeuquén,República

Argentina.

2ºCongreso

Iberoamericano de Geología Económica, Actas 2: 295-314, Buenos Aires.
Kesler, S.E. y Jones, C.M. 1981. Sulfur- and strontium-isotopic geochemistry of celestite, barite,
and gypsum from the Mesozoic basins of north-eastern Mexico. Chemical Geology 31:
211-224.
Kusakabe, M. y Robinson, B.W. 1977. Oxygen and sulfur isotopic equilibria in the BaSO4-HSO4-H2O system from 110° to 350°C and applications. Geochimica Et Cosmochimica Acta, 41:1033-1040.
Leal, P. y Mateo, P. 2015. Paragénesis y microtermometría de las manifestaciones de baritina delanticlinal de Chorriaca, provincia del Neuquén. Revista de la Asociación Geológica
Argentina 72: 195-209, Buenos Aires.

189

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

Li, Y.B. y Liu, J.M. 2006. Calculation of sulfur isotope fractionation in sulfides. Geochimica Et
Cosmochimica Acta, 70: 1789-1795.
Machel, H.G. 1998. Gas Souring by Thermochemical Sulfate Reduction at 140°C: Discussion.
AAPG Bulletin, V. 82: 1870-1873, USA.
Machel, H.G. 2001. Bacterial and thermochemical sulfate reduction in diagenetic settings: old and
new insights. Sedimentary Geology, 140: 143-175.
Machel, H.G., Krouse, H.R. y Sassen, R. 1995. Products and distinguishing criteria of bacterial andthermochemical sulfate reduction. Applied Geochemistry, 10: 373-389.
Ohmoto, H. 1986. Stable isotope geochemistry of ore deposits. En: J.W. Valley, H.P. Taylor Jr. y
J.R. O'Neil (Eds.), Stable Isotopes in High Temperature Geological Processes. Reviews in
Mineralogy and Geochemistry, 16: 491-560.
Ohmoto, H. y Rye, R.O. 1979. Isotopes of sulfur and carbon. En: H.L. Barnes (Ed.), Geochemistryof Hydrothermal Ore Deposits, 2nd Ed. Wiley, New York, 509-561.
Proskuriakuv y Drabkin. 1984. Química del petróleo y del gas. Editorial: MIR MOSCU.
Richardson, C.K., Rye, R.O. y Wasserman M.D. 1988. The chemical and thermal evolution of thefluids in the Cave-in-Rock fluorspar district, Illinois: stable isotope systematics at theDeardorff mine. Economic Geology 83: 765-783.
Riecker, R.E. 1962. Hydrocarbon fluorescence and migration of petroleum. American Associationof Petroleum Geologists, Bulletin 46: 60-75.
Rickard, D., Martin A.A. y Luther G.W. III. 1995. Chemistry of iron sulfides in sedimentary
environments, Geochemical Transformations of Sedimentary Sulfur. ACS Symposium
Series 612, ACS Press, Washington, DC, 168-193.
Roedder, E. 1963. Studies of fluid inclusions II: Freezing data and their interpretation. Economic
Geology 58: 167-211.
Roedder, E. 1984. Fluid inclusions: Reviews in Mineralogy 12. Mineralogical Society of America:
644 p.
Roedder, E. y Bodnar, R. 1980. Geologic pressure determinations from fluid inclusion studies.
Annual review of earth and planetary sciences, 8: 263.
Seal II, R.R. 2006. Sulfur Isotope Geochemistry of Sulfide Minerals. Reviews in Mineralogy andGeochemistry 61: 633-677.
Velasco, F. 2004. Introducción al estudio de las inclusiones fluidas. XXIII Curso Latinoamericano
de Metalogenia. 98 p, Mendoza.
Worden, R.H., Smalley, P.C y Oxtoby, N.H. 1995. Gas Souring by Thermochemical Sulfate
Reduction at 140°C. The American Association of Petroleum Geologists. V. 79: 854-863,
USA.

190

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 7

Worden, R.H., Smalley, P.C y Oxtoby, N.H. 1996. The effects of thermochemical sulfate reduction
upon formation water salinity and oxygen isotopes in carbonate gas reservoirs. Geochimica
et Cosmochimica Acta, V. 60: 3925-3931, USA.

191

Capítulo 8
MODELO GENÉTICO Y CONCLUSIONESFINALES

192

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 8

Introducción
Depósitos de Ba y Sr con similares rasgos geológicos a los observados en la Cuenca
Neuquina han sido investigados por diversos autores en distintos lugares del mundo. Entre
otros, Kesler y Jones (1981) y Tritlla et al. (2006) indican procesos de reemplazo y relleno
sobre carbonatos estromatolíticos que generaron mineralizaciones de baritina y celestina en
el noreste de México las cuales son asignadas a la tipología MVT. Hanor (2000, 2004)
postula, para la génesis de depósitos mantiformes de baritina y celestina, procesos dereemplazo epigenéticos y relleno de cavidades en calizas y/o yeso-anhidrita. Másrecientemente, Torres Ruiz (2008) cita para los yacimientos celestínicos de Montevive yEscúzar, localizados en la depresión de Granada (España), fundamentalmente el proceso dereemplazo en la facies carbonático-estromatolítica y relleno de espacios abiertos.
Son varios los autores que han trabajado para dilucidar los aspectos genéticos de las
mineralizaciones barítico-celestínicas alojadas en la Formación Huitrín de la Cuenca
Neuquina, pero hasta el presente no son numerosas las investigaciones en las que se han
empleado técnicas analíticas modernas en su estudio (fluorescencia y microtermometría en
inclusiones fluidas, análisis de isótopos estables, litogeoquímica y geoquímica mineral,
entre otras) que permitan clarificar los procesos mineralogenéticos sucedidos en estos
depósitos minerales. También son escasas las contribuciones que han tratado de explicar elrol que desempeñó el magmatismo presente en el área de estudio en la génesis de losdepósitos barítico-polimetálicos (Ba-Fe-Pb-Cu-Zn-Mn) el cual fue inicialmente indicado
por Llambías y Malvicini (1978).
En el presente capítulo se realiza la integración de los resultados de los estudios
geológicos, petrológicos, mineralógicos y geoquímicos de las mineralizaciones baríticopolimetálicas y de las unidades magmáticas presentes en el área de Colipilli con el fin dearribar a un modelo geológico-genético (Fig.8.1) de características regionales que pretende
explicar la mecánica evolutiva de los fluidos mineralizantes movilizados por elmagmatismo cretácico-terciario en un ámbito dominado por la presencia de secuencias
sedimentarias litológica, estructural y geoquímicamente receptivas que han sido propicias
para albergar las mineralizaciones barítico-polimetálicas.

193

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 8

Figura 8.1: Esquema de modelo geológico-genético de las mineralizaciones barítico-polimetálicas
de la región de Colipilli. Sin escala.
194

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 8

Modelo Genético
En la región de Colipilli se ha implantado un significativo conjunto de sistemas
hidrotermales polimetálicos vinculados espacialmente a la extendida secuencia eocretácica
y a destacados cuerpos intrusivos. Presentan un carácter estratoligado en el cual loshorizontes carbonáticos, y en menor medida silicoclásticos, han desempeñado un rol
determinante en la generación de las mineralizaciones. El estudio detallado de losdepósitos minerales permite considerar que su formación estuvo acompañada por la
circulación de fluidos hidrotermales, la migración-expulsión de hidrocarburos, la actividad
magmática y la deformación cretácico-terciarias del área. Ahora bien, cabe hacerse una
pregunta de importancia crucial: ¿Cuál es la fuente de los fluidos ricos en Ba y Sr?
Fluidos enriquecidos en bario y estroncio pueden provenir fundamentalmente de:(1) la liberación de fluidos durante la deshidratación del yeso (Orti et al., 2002); (2)salmueras de cuenca que lixiviaron el estroncio y bario de los feldespatos de los estratos
arcósicos (Scholle et al., 1990) como también de micas y de rocas volcánicas yvolcaniclásticas; (3) salmueras generadas por disolución de evaporitas (Hitzman et al.,
1996, 2002), (4) la sucesión de estratos rojos “red beds” suprayacentes al sistema
carbonático-evaporítico, en la que la circulación de aguas meteóricas pudieron lixiviar
estroncio y bario (Taberner et al., 2002).
Por otro lado, durante los eventos de máxima inundación, la depositación de pelitas
negras (“black shales”) pudo enriquecerse en elementos metálicos y convertirse en fuente
para la generación de fluidos con contenidos anómalos de metales Ruffell (1998).
Llambías y Malvicini (1978), sin más datos que los provenientes de observaciones
de campo y estudios petrocalcográficos, fueron los primeros en postular un significativo
esquema genético para las mineralizaciones barítico-polimetálicas del área de Colipilli
considerando que el magmatismo terciario actuó solo como agente removilizador deelementos de la secuencia sedimentaria, originando yacimientos hidrotermales, es decir,
depositados por soluciones acuosas calientes constituidas por aguas meteóricas o connatas,
calentadas.
Las inclusiones fluidas (IF) entrampadas en las mineralizaciones estudiadas(mantiformes y vetiformes) indican que los fluidos están constituidos por los siguientes
sistemassalinos:

NaCl-H2O,

NaCl-CaCl2,

NaCl-CaCl2-H2O,

NaCl-MgCl2-H2O

metaestable, NaCl-KCl-H2O metaestable, los cuales sugieren una composición de fluidos
195

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 8

con más de un componente, siendo el sistema más frecuente el NaCl-H2O. Por otro ladolos datos de δ34S obtenidos en baritina, de ambas yacencias, muestran una clara tendencia atener valores más altos que los correspondientes a las anhidritas del Cretácico Temprano,
según el rango establecido por Claypool et al. (1980). Si se considera que los fluidos
mineralizantes podrían haber derivado de aguas formacionales, esta diferencia entre losvalores isotópicos hallados podría deberse a un cierto fraccionamiento isotópico del S enlas baritinas estudiadas probablemente debido a reducción por actividad bacteriana (BSR)(Seal II 2006), ya que el desarrollo del metabolismo bacteriano es beneficiado por lapresencia de hidrocarburos. Además, otro proceso que produce grandes cantidades de H2S,
en presencia de materia orgánica, es la reducción termoquímica del sulfato (TSR). A
diferencia de la BSR, este proceso es más eficiente a temperaturas superior de las 110°C,
ambiente en el cuál las bacterias de tipo cianobacterias ya no actúan. A partir de dichas
consideraciones las evaporitas de la Formación Huitrín podrían haber sido la fuente desalmueras sulfuradas capaces de transportar los elementos metálicos (hierro, plomo, cinc,cobre) y proveer el azufre. En este sentido, las aguas de las Formaciones Vaca Muerta, Los
Molles y Agrio (secuencias pelíticas oscuras ubicadas en posición subyacente a las
mineralizaciones estudiadas) podrían haber contribuido con dichas salmueras. En cuanto ala procedencia del bario y estroncio podrían derivar de Formaciones carbonáticoevaporíticas representadas tanto por la Formación Huitrín como así también por las
Formaciones Auquilco y/o Tábanos (Lo Forte et al., 2005), que están por debajo del nivel
mineralizado y/o silicoclásticas representadas por la Formación Rayoso y/o Grupo
Neuquén, que se encuentran en posición suprayacente a la Formación Huitrín.
Ahora bien, surge una nueva pregunta: ¿Cómo circularon los fluidos? Lacirculación de los fluidos está condicionada por las diferencias de presión y densidad delfluido, por las características geológico-estructurales en las cuales se encuentran (Hanor
1987) y/o por la presencia de una fuente de calor (Staude et al., 2009), que en nuestro caso
podría estar dado por los cuerpos ígneos del magmatismo del Grupo Naunauco (Fig.8.1).
El primer mecanismo de movilización de los fluidos depende del estadio de evolución en elque se encuentra la cuenca y del momento de la movilización y expulsión de los fluidos.
Considerando la combinación de estos factores, puede generarse un flujo de agua connata
al que se puede sumar la compactación de sedimentos (Jackson y Beales 1967) y esfuerzos
tectónicos (Sharp 1978).

196

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 8

Se considera que como consecuencia, quizás, de un fuerte gradiente hidrostático en
una espesa pila sedimentaria carbonático-evaporítica-silicoclástica, los fluidos cuencales
comenzaron inicialmente a circular (Fig.8.1), a enriquecerse en elementos metalíferos(Ba>>Fe>Pb>Zn>Cu>Sr) y a reaccionar con rocas geoquímicamente receptivas (de Barrio
et al., 2014). En forma muy puntual, en las rocas carbonáticas (mudstones) del Miembro
Chorreado se desarrollaron procesos de reemplazo metasomático formándose los depósitos
de hierro de mina Augusta y Naunauco. En estas mineralizaciones, los datos químicos
provenientes de estudios por microsonda electrónica (muy bajos tenores de TiO2) sumados
a los isótopos de oxígeno, apuntan a un origen no magmático para los fluidos responsables
de ese metasomatismo. Por su parte, en las areniscas del Miembro Troncoso Inferior se
produjeron procesos de relleno y reemplazo, mientras que en el Miembro Troncoso
Superior, los procesos de relleno/reemplazo generaron la textura cebrada. Los resultados
obtenidos por microtermometría y fluorescencia en la baritina mantiforme revelan
temperaturas entre 156,2° y 176°C e indican que los fluidos de este primer evento
mineralizante, al momento de la precipitación, estaban constituidos por un sistema acuoso
inorgánico y otro orgánico, entrampados en distintas proporciones, constituyendo unsistema polifásico (heterogéneo).
Ahora bien, en la actualidad los depósitos tipo Mississippi Valley (MVT) se
consideran como parte de la evolución de una cuenca sedimentaria. Los fluidos presentes
en dicha cuenca pueden desplazarse como respuesta al: gradiente hidrostático causado por
compactación, al gradiente geotérmico, al relieve, a la deformación, entre otros factores(Anderson y Macqueen 1982). Tales procesos provocan el cambio constante en lacomposición química de los mencionados fluidos, condicionando la precipitación mineraly/o el reemplazo de minerales preexistentes. Tritlla et al. (2006) consignan que losdepósitos MVT se dividen en distintos subtipos: Sensu-Stricto, Alpino-Apalachiano,
Irlandés, Laisvall, Fluorítico y otros depósitos de posible afinidad como tipo Terlingua yfilones con ganga carbonática. De todos ellos, el subtipo Laisvall, se caracteriza por
presentar mineralizaciones de Pb>Zn(Cu) alojadas en areniscas, conglomerados o arcosas,
tanto de origen continental como litoral, que pasan a carbonatos marinos y/o evaporitas yque se disponen mediando una discordancia sobre un zócalo granítico o gnéisico,generalmente rico en plomo (Bjorlykke y Sangster 1981). Frecuentemente, las areniscas
tienen tonalidades grisáceas por el ambiente reductor que viene favorecido por la presencia
de materia orgánica. Los contenidos medios de Pb y Zn son 2 al 5% y 0,2 al 0,8%,197

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 8

respectivamente. Algunos de los minerales presentes son: galena, pirita, esfalerita,
calcopirita, bravoíta, cerusita, baritina, cuarzo, freibergita, calcosina, entre otros, (Tritlla yCanals 1997). Con respecto a las temperaturas de homogeneización de las inclusiones
fluidas del subtipo Laisvall varían desde los 35°C (Ngoyanadji 1988) a los 188°C (Wilbur
et al., 1990 en Schrijver 1992), con una media que supera los 100°C en la mayoría de
depósitos. Las salinidades son muy variables (entre 0,2 y 24,5% en peso equiv.de NaCl),
con un promedio que supera el 15% en peso equiv.de NaCl.
Las mineralizaciones mantiformes del sector mina La Bienvenida comparten
muchas características con los depósitos mencionados anteriormente, ya que se alojan en
areniscas finas de coloraciones castaño claro, presentan contenidos de hasta 2,7% en Pb ycantidades máximas de 2,5% en Zn. Como minerales principales presentan baritina ygalena y las temperaturas de homogeneización promedio son de 162,2°C con salinidades
de 0,2 hasta 7,2% en peso equiv.de NaCl. Cabe aclarar que se identificaron IF con cristales
hijos, los cuales indican salinidades mayores a 23% en peso equiv. de NaCl. Todos estos
rasgos proponen una gran similitud con los depósitos MVT subtipo Laisvall.
Asimismo, en las mineralizaciones estratiformes baríticas alojadas en las calizas
microbiales laminadas del Miembro Troncoso Superior (por ej. mina San Eduardo) se
observa un fuerte carácter estratoligado, con procesos de relleno como de reemplazo. Sus
formas son aproximadamente tabulares a lenticulares, con el desarrollo de ritmitas otexturas cebradas con olor fétido al ser golpeadas debido a la presencia de materia orgánica
(hidrocarburos). Todos estos rasgos apuntan a una tipología MVT similar a la establecida
por Tritlla et al. (2006) y González-Sánchez et al. (2009), entre otros, para los depósitos de
Pb-Zn-Ba-Sr-F del estado de Coahuila, México.
La primera etapa de deformación representada por la generación de la Faja Plegada
y Corrida del Agrio (FPyCA) fue en el Cretácico Tardío (Zamora Valcarce 2007) y laconcomitante instauración del arco volcánico en el área de Colipilli (representada por
filones capa, lacolitos, stocks, diques) deben haber creado las condiciones para incrementar
la temperatura en las celdas convectivas donde las aguas formacionales pueden habercomenzado a recircular y a lixiviar elementos metálicos de toda la pila sedimentaria
altamente reactiva (Fig.8.1). En fases posteriores, las reactivaciones tectonomagmáticas
generaron replegamiento y reactivación de fallamiento de la secuencia eocretácica
evidenciado en el campo a través de las estructuras flexuradas de los mantos baríticos y delas laminaciones de galena deformadas en el Miembro Troncoso Inferior. La intrusión de198

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 8

los cuerpos ígneos de la Formación Colipilli y los esfuerzos compresivos, desarrollaron un
ambiente propicio para la removilización de las mineralizaciones y la formación de
depósitos vetiformes que se alojaron en discontinuidades estratigráficas y en fajas decizalla con la generación de estructuras brechosas y en mucha menor medida bandeadas(vetas La Bruja, Julio César y otras). Como resultado de esto, los espesores mineralizados
no son importantes, rondando por lo general los 2 m de potencia. Las texturas
predominantes que manifiestan dichos procesos están representadas por brechas
constituidas por clastos de caliza laminada, en partes con textura cebrada, cementados por
baritina de grano grueso (de hasta 5 cm de longitud) y con minerales metalíferos (galena,calcopirita, esfalerita). Todo el conjunto se encuentra impregnado por óxidos-hidróxidos dehierro y manganeso, que en algunos casos afectaron a la roca de caja produciendostockworks hematítico-limoníticos.
La segunda etapa de deformación de la FPyCA ocurrida durante el Mioceno(Zamora Valcarce 2007), asociada fundamentalmente a la reactivación de las estructuras y
actividad ígnea del Grupo Huantraico, puede haber promovido nuevos episodios deremovilización y relleno. A su vez, dicha deformación posiblemente favoreció lamigración de H2S desde la Formación Vaca Muerta y/o Formación Agrio. Por este motivo,
la morfología de los cuerpos de roca de caja y la estructuración de la región en ese
momento, influenciaron de manera directa en la geometría y distribución del pulso
mineralizante de yacencia vetiforme, afectando a diversas unidades estratigráficas tales
como las Formaciones Vaca Muerta, Mulichinco, Agrio e inclusive a rocas magmáticas delGrupo Naunauco (por ejemplo en el área de Cerro El Diablo). Por otra parte, lacomposición química de dicho sulfato definida por análisis por microsonda electrónica
evidencia un menor contenido de estroncio en relación a la baritina presente en los mantos.
Esto se explica por los procesos de removilización que ocurrieron, ya que el estroncio esmás móvil en comparación con el bario. En cuanto a las salinidades de los depósitos
estudiados (mantiformes y vetiformes) en promedio son de 6,0% y 7,3% en peso equiv. deNaCl, respectivamente. Estos bajos a moderados valores son menores a los esperados parasalmueras cuencales típicas. Sin embargo, pueden ser consecuencia del desarrollo de losmencionados procesos de reducción termoquímica del sulfato (TSR) de acuerdo a losestudios realizados por Worden et al. (1996), quienes postulan que la TSR puede diluir
hasta cinco veces la salinidad original de los fluidos.

199

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 8

En la Figura 8.2 se muestra la secuencia paragenética integrada propuesta para las
mineralizaciones estudiadas en la presente Tesis, junto con el contexto estructural del áreade estudio.

Figura 8.2: Secuencia paragenética del área de Colipilli.

200

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 8

Conclusiones finales
De acuerdo a los resultados expuestos en los capítulos anteriores y al modelo
genético precedente, se concluye lo siguiente:• La mineralización barítico-polimetálica se aloja siguiendo un definido intervalo
litoestratigráfico del Cretácico Temprano, revelando un carácter estratoligado. Los
depósitos estratiformes con mineralización esencialmente de Ba-Fe-Pb son epigenéticos yse alojan mayoritariamente en las facies carbonáticas de tipo grainstone oolítico ymudstone del Miembro Chorreado, arenosas finas silicoclásticas pertenecientes al
Miembro Troncoso Inferior y carbonáticas de tipo boundstone del Miembro Troncoso
Superior de la Formación Huitrín. Dichas litologías son porosas y permeables, por lo queconstituyen canales muy propicios para la circulación de los fluidos mineralizantes. Por
otra parte, las yacencias vetiformes se hospedan en niveles estratigráficos subyacentes a las
mineralizaciones anteriores (Formaciones Vaca Muerta, Mulichinco y Agrio), aunque en
sectores localizados, afectan a la Formación Huitrín, a través de estructuras brechosasdonde aumenta la complejidad composicional en elementos metalíferos. También sehospedan en las rocas ígneas del Grupo Naunauco y en los contactos roca sedimentariaígnea.
• Las mineralizaciones se encuentran en los flancos de las grandes estructuras
anticlinales, las cuales forman parte de la FPyCA, estructurada como resultado de la
deformación andina en el Cretácico Tardío, marcando un definido control estructural.
• En las calizas con laminación microbial del Miembro Troncoso Superior sedesarrolló textura cebrada constituida esencialmente por la alternancia de bandas debaritina con carbonatos. Su génesis ha involucrado procesos de relleno y reemplazo
observados tanto macro como microscópicamente.
• Las características estratigráficas, mineralógicas y texturales de los depósitos en el
sector de mina La Bienvenida, son similares a los depósitos MVT subtipo Laisvall,mientras que los rasgos geológicos observados en las mineralizaciones estratiformes demina San Eduardo, parecen asimilarse a una tipología MVT al estilo de los depósitos delNoreste de México.
• La baritina que integra la yacencia mantiforme, generada a temperaturas dehomogeneización entre 156,2° y 176° C, representaría el primer pulso mineralizante.
201

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 8• El segundo estadio de mineralización es barítico-polimetálico y se asocia alprimer evento tectonomagmático de la cuenca, mientras que los sucesivos pulsos demineralización se vincularon a la reactivación de la deformación de la FPyCA. Son de
yacencia vetiforme y se formaron a temperaturas mayores que los depósitos mantiformes(entre 163° y 280,6°C).
• La intrusión de los cuerpos ígneos del Cretácico Tardío-Paleoceno pudo haberaportado el calor suficiente para reactivar las celdas convectivas desarrolladas en las aguas
formacionales. Éstas, estarían directamente involucradas en la lixiviación de los elementos
metálicos de la pila sedimentaria, constituida en gran parte por rocas carbonáticas,
yesíferas y silicoclásticas altamente reactivas.
• En los depósitos de mina Augusta se detectó el reemplazo metasomático dehematita generándose mushketovita, una variedad laminar pseudomórfica de magnetita,
que representa la segunda cita de su hallazgo en Argentina.
• Los valores isotópicos de δ18OSMOW y δ34SCDT en baritina se encuentran entre+10,4‰ y +17,0‰ y entre +15,3‰ y +23,4‰, respectivamente, mientras que lasdeterminaciones isotópicas realizadas en galena arrojaron valores marcadamente negativosde δ34SCDT entre -10,6‰ y -18,6‰, sin encontrarse grandes diferencias entre las yacencias
mantiformes y las vetiformes.
• El azufre de los sulfuros estuvo muy posiblemente relacionado tanto a procesos dereducción bacteriana del sulfato catalizados por la presencia de materia orgánica en elsistema, como a reducción termoquímica por acción de la presencia de HC. Sus valores
altamente negativos apuntan a un origen no magmático.
• Las aguas formacionales serían las responsables de la lixiviación de los elementos
metálicos de la pila sedimentaria (esencialmente Ba de rocas silicoclásticas y carbonáticas)
y el azufre (proveniente de unidades evaporíticas). Por otro lado, la procedencia del Pb
podría estar relacionada a las secuencias pelíticas de interior de cuenca (Formaciones Vaca
Muerta, Los Molles y Agrio). Todos estos fluidos deben haber circulado a través de las
estructuras falladas y plegadas activas.

202

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 8

En definitiva, las mineralizaciones barítico-polimetálicas del área de Colipilli
presentan un carácter estratoligado, epigenético, en yacencias estratiformes y vetiformes,
con texturas laminadas cebradas y brechosas predominantes según la intensidad de losprocesos actuantes, los cuales han sido de relleno y reemplazo y con sucesivas
reactivaciones tectónicas. Están asociadas a fluidos hidrotermales de temperaturas
oscilantes entre 156,2° y 280,6°C, con salinidades bajas a moderadas. Se considera que elmagmatismo cretácico-terciario ha tenido un papel preponderante en la movilización de los
fluidos cuencales, pero sin aportar elementos de procedencia ígnea. No se descarta laposibilidad de la mezcla de las aguas formacionales hidrotermales con aguas meteóricas.
En los sistemas hidrotermales de la región de Colipilli el Ba ha sido el elemento
metálico de mucha mayor abundancia, con una disponibilidad moderada de Fe y reducida
de Pb>Zn>Cu.

203

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 8

Trabajos citados en el texto
Anderson, J.M. y Macqueen, R.W. 1988. Mississippi Valley-Type Lead Zinc Deposits., en Roberts,
R.G., Sheahan, P.A. (Ed.), Ore Deposit Models: Geoscience Canada Reprint Series 3, 7990.
Bjorlykke, A. y Sangster, D.F. 1981. An overview of sanstone lead desposits and their relation to
red-bed copper and carbonate-hosted lead-zinc deposits: Economic Geology 75th
Anniversary Volume, 179-213.
Claypool, G.E., Holser, W.T., Kaplan, I.R., Sakai, H. y Zak, I. 1980. The age curves of sulfur andoxygen isotopes in marine sulfate and their mutual interpretation. Chemical Geology, 28:
199-260, Amsterdam.
de Barrio, R.E., Etcheverry, R.O., del Blanco, M.A., Domínguez, E.A., Recio Hernández, C.,
Escobar, R.I. y Salvioli, M.A. 2014. Nuevos datos y esquemas genéticos de los depósitos
barítico-celestínicos vinculados a la secuencia Jurásico-Cretácica de la Cuenca Neuquina
en la provincia del Neuquén. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 71: 184-200,
Buenos Aires.
González-Sánchez, F., Camprubí, A., González-Partida, E., Puente-Solís, R., Canet, C.,
Centeno-García, E. y Atudorei, V. 2009. Regional stratigraphy and distribution of
epigenetic stratabound celestine, fluorite, barite and Pb-Zn deposits in the MVT
province of northeastern Mexico. Mineralium Deposita 44: 343-361.
Hanor, J.S. 1987. Origin and migration of subsurface sedimentary brines. Lecture notes for shortcourse N° 21. Sponsored by Society of Economic Paleontologists and Mineralogists,
247p.
Hanor, J.S. 2000. Barite-celestine geochemistry and environment of formation. Sulfate mineralsCrystallography, geochemistry and environmental significance. Reviews in Mineralogy
and Geochemistry, 40: 193-275.
Hanor, J.S. 2004. A model for the origin of large carbonate- and evaporite-hosted celestine (SrSO4)
deposits. Journal of Sedimentary Research, 74: 168-175.
Hitzman, M.W. y Beaty, D.W. 1996. The Irish Zn-Pb-(Ba) ore field. En: Carbonate-hosted leadzinc deposits (Ed. D.F. Sangster), Society of Economic Geologists Special Volume, 4:112-143.
Hitzman, M.W., Redmond, P.B. y Beaty, D.W. 2002. The carbonate-hosted Lisheen Zn-Pb-Ag
deposit, County Tipperary, Ireland: Economic Geology, 97: 1627-1655.
Jackson, S.A. y Beales, F.W. 1967. An aspect of sedimentary basin evolution: the concentration ofMississippi Valley-type ores during the late stages of diagenesis. Bulletin of the CanadianSociety of Petroleum Geologists, 15: 393-433.
204

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 8

Kesler, S.E. y Jones, L.M. 1981. Sulfur- and strontium-isotopic geochemistry of celestite, barite
and gypsum from the Mesozoic basins of North-Eastern Mexico. Chemical Geology, 31:
211-224.
Llambías, E.J. y Malvicini, L. 1978. Geología, petrología y metalogénesis del área de Colipilli,provincia del Neuquén, República Argentina. Revista de la Asociación Geológica
Argentina, 33: 257-276.
Lo Forte, G.L., Orti, F. y Rosell, L. 2005. Isotopic characterization of Jurassic evaporites.
Aconcagua-Neuquén Basin, Argentina. Geológica Acta 3- 2: 155-161.
Ngoyanadji, N. 1988. Le gisement de Pb-Zn de Largentière (Ardèche- France): apport de l’étude
des inclusions fl uides et des isotopes du soufre au problème de sa genèse, Nancy, France,
National Polytechnique de Lorraine, Tesis Doctoral (Inédito).
Orti, F., Helvaci, C., Rosell, L. y Gundogan, I. 2002. Sodium sulphate deposits of Neogene age: theKirmir Formation, Beypazari Basin, Turkey: Sedimentary Geology, 146: 305-355.
Ruffell, A. 1998. Tectonic accentuation of sequence boundaries: evidence from the Lower
Cretaceous of southern England. En: Development, Evolution and Petroleum Geology of
the Wessex Basin. (Ed. J.R. Underhill), Geological Society Special Publication, 133: 331348.
Schrijver, K. 1992. Basinal brines and groundwaters as possible metal carriers in the formation ofsandstone-hosted lead-zinc deposits: Mineralium Deposita, 27: 109-114.
Scholle, P.A., Stemmerik, L. y Harpoth, O. 1990. Origin of major karst-associated celestite
mineralization in Karstrynggen, Central East Greenland. Journal of Sedimentary
Petrology, 60: 397-410.
Seal II, R.R. 2006. Sulfur Isotope Geochemistry of Sulfide Minerals. Reviews in Mineralogy andGeochemistry 61: 633-677.
Sharp, J.M. 1978. Energy and momentum transport model of the Ouachita basin and its posible
impact on formation of economic mineral deposits. Economic Geology, 73: 1057-1068.
Staude, S., Bons. P.D. y Markl, G. 2009. Hydrothermal vein formation by extension-driven
dewatering of the middle crust: an example from SW Germany. Earth and Planetary
Science Letters, 286: 387-395.
Taberner, C., Marshall, J.D., Hendry, J.P., Pierre, C. y Thirwall, M.F. 2002. Celestite formation,
bacterial sulphate reduction and carbonate cementation of Eocene reefs and basinal
sediments (Igualada, NE Spain). Sedimentology, 49: 171-190.
Torres Ruiz, J. 2008. Depósitos de celestina de la depresión de Granada (Yacimientos Montevive yEscúzar). Master en Geología y Gestión Ambiental de Recursos Minerales. Universidad
Internacional de Andalucía. (Inédito). 12 p.

205

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Capítulo 8

Tritlla, J. y Canals, A. 1997. Mineralizaciones estratoligadas de metales de base en carbonatos,rocas siliciclásticas, en J.C. Melgarejo (Ed.), Atlas de Asociaciones Minerales en Lámina
Delgada: Barcelona, Edicions de la Universitat de Barcelona, 273-286.
Tritlla, J., Levresse, G., Corona-Esquivel, R., Banks, D., Lamadrid, H. y Bourdet, J. 2006.
Depósitos de Pb-Zn-Cu-Ba-F-Sr epigenéticos estratoligados en series sedimentarias en
relación a salmueras de Cuenca: depósitos de tipo “Mississippi Valley” (MVT) ysimilares en México. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 58: 103-139.
Worden, R.H., Smalley, P.C y Oxtoby, N.H. 1996. The effects of thermochemical sulfate reduction
upon formation water salinity and oxygen isotopes in carbonate gas reservoirs.
Geochimica et Cosmochimica Acta, Vol. 60: 3925-3931, USA.
Zamora Valcarce, G. 2007. Estructura y cinemática de la faja plegada del Agrio. Tesis doctoral,
Universidad de Buenos Aires. (Inédito). 304 p.

206

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

AnexosANEXOS

207

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Anexo 1ANEXO 1:
Coordenadas geográficas de las rocas ígneas
analizadas petrográficamente

208

Ubicación de las rocas ígneas analizadas petrográficamente.
Sector

San Eduardo

c° Chihuido

Formación Colipilli
c° Negroc° Los Bueyes

ruta pcial. 4
c° Naunauco

Formación Cayanta

San Eduardo

ruta pcial. 4

Ubicación
70º 20' 52''
37º 43' 47''
70º 20' 49''
37º 43' 48''
70º 20' 44''
37º 43' 52''
70º 20' 44''
37º 43' 52''
70º 20' 50''
37º 43' 48''
70º 20' 52''
37º 43' 47''
70° 20' 24''
37° 43' 31''70° 19' 16''
37° 44' 36''70º 20' 53''
37º 43' 56''
70º 20' 52''
37° 44' 12''70º 20' 55''
37° 44' 11''70º 20' 58''
37º 44' 02''70° 20' 52''
37° 44' 12''70º 18' 13''37º 42' 51''
70º 18' 24''
37º 43'0 1''
70º 19' 22''37º 43' 02''
70º 18' 32''
37º 43' 10''70º 18' 49''
37º 42' 17''70º 20' 14''37º 42' 53''
70° 18' 32''
37° 43' 00''
70° 20' 39''
37° 42' 59''70° 20' 40''
37° 42' 58''
70º 18' 24''
37º 43' 06''
70º 22' 45''
37º 42' 43''
70º 21' 52''
37º 44' 54''
70º 22' 15''
37º 44' 14''70º 21' 56''
37º 45' 20''70º 16' 39''
37° 44' 15''70º 13' 42''37º 39' 05''
70º 14' 11''37º 33' 53''
70º 14' 10''37º 33' 55''
70º 20' 47''
37º 43' 48''
70º 19' 39''37º 44' 51''
70º 11' 35''
37º 29' 51''
70º 20' 50''
37º 43' 46''
70º 20' 47''
37º 43' 49''
70º 11' 35''
37º 29' 50''70º 20' 50''
37º 43' 47''
70º 11' 34''
37º 29' 52''
70° 17' 07''37° 44' 42''

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Anexo 2ANEXO 2:Mapa geológico del área de estudio210

70° 21´

70° 22´

70° 19´

70° 20´CarlitaV

37° 43´

La Esperanza
V

Julio César
V

La Bruja
V

Unidades Litoestratigráﬁcas

La Bienvenida
M

Dep. aluviales y coluviales
Dep. de remoción en masa
Dep. que cubren sup. pedim.

Mbro. Troncoso InferiorMbro. Chorreado
Mbro. Agua de la Mula
Mbro. Avilé
Mbro. PilmatuéFm. Huitrín

Fm. Colipilli

Fm. Agrio

37° 44´

Fm. Cayanta

San Eduardo
M V

AugustaM

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Anexo 3ANEXO 3:
Análisis de baritina por microsonda electrónica

212

Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 11227a (mina San Eduardo)
Yacencia →
Manto
Manto
Manto
Manto
% en peso
1
2
3
4
FeO*
0,02
b.l.d.
b.l.d.
0,01
MnO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
CoO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
MgO
0,01
b.l.d.
0,01
0,01
CaO
0,01
0,08
0,02
0,00
SrO
0,55
1,75
1,95
0,24
BaO
65,55
64,63
63,51
64,97
P 2O5
0,01
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
PbO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,19
SO3
33,70
31,69
34,04
34,37
F
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,02
TOTAL
99,85
98,15
99,53
99,81
* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección

Manto
5
0,02
b.l.d.
b.l.d.
0,00
0,02
1,65
64,04
b.l.d.
b.l.d.
33,64
b.l.d.
99,38

Manto
6
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,02
0,02
0,86
64,84
b.l.d.
b.l.d.
33,62
b.l.d.
99,35

Manto
5

Manto
6

Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 11227a (mina San Eduardo)
Yacencia →
Manto
Manto
Manto
c.p.u.f.
1
2
3
+2
Fe
0,00080,00000,0000Mn
0,00000,00000,0000Co
0,00000,00000,0000Mg
0,00050,00000,0007Ca
0,00050,00310,0008Sr
0,01220,0384
0,0435Ba
0,9856
0,9586
0,9550P
0,00020,00000,0000Pb
0,00000,00000,0000Suma
0,99971,00001,0000Manto
40,00040,00000,00000,00060,00000,00550,99150,00000,00201,00000,00070,00000,00000,00020,00100,0367
0,96140,00000,00001,00000,00000,00000,00000,00120,00070,01920,97900,00000,00001,0000S

0,9924

0,97300,99501,0011

0,9916

0,9929TOTAL

1,9921

1,97301,99502,0011

1,9916

1,9929

0,00
0,55
99,45
100,00

0,10
3,67
96,23
100,00

0,07
1,92
98,01
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,05
0,31
0,08
Celestina
1,22
3,84
4,35
Baritina
98,72
95,86
95,57
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 11227a (mina San Eduardo)
Yacencia →
Manto
Manto
Manto
Manto
% en peso
7
8
9
10
FeO*
0,01
b.l.d.
0,01
b.l.d.
MnO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
CoO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
MgO
0,01
b.l.d.
b.l.d.
0,01
CaO
0,03
0,03
0,02
0,11
SrO
1,81
1,72
1,06
1,76
BaO
63,98
63,65
64,33
63,22
P 2O5
b.l.d.
b.l.d.
0,00
b.l.d.
PbO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
SO3
34,17
34,95
33,64
34,31
F
b.l.d.
0,00
b.l.d.
b.l.d.
TOTAL
100,02
100,3599,06
99,40* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección

Manto
11
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,02
0,01
3,13
62,96
b.l.d.
b.l.d.
32,15
0,00
98,27

Manto
12
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,01
1,63
63,93
b.l.d.
b.l.d.
34,31
0,01
99,89

Manto
11

Manto
12

Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 11227a (mina San Eduardo)
Yacencia →
Manto
Manto
Manto
c.p.u.f.
7
8
9
+2
Fe
0,00040,00000,0003Mn
0,00000,00000,0000Co
0,00000,00000,0000Mg
0,00080,00000,0000Ca
0,00130,00110,0008Sr
0,04020,0384
0,0237Ba
0,95740,96050,9750P
0,00000,00000,0001Pb
0,00000,00000,0000Suma
1,00001,00000,9999Manto
100,00000,00000,00000,0006
0,0044
0,0393
0,95570,00000,00001,00000,00000,00000,00000,00100,0006
0,06840,93000,00000,00001,00000,00000,00000,00000,00000,0004
0,0363
0,96320,00000,00001,0000S

0,99481,00250,99400,9983

0,9757

0,9974

TOTAL

1,99482,0025

1,9938

1,9983

1,9757

1,9974

0,44
3,93
95,63
100,00

0,06
6,85
93,10
100,00

0,04
3,63
96,32
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,13
0,11
0,08
Celestina
4,02
3,84
2,37
Baritina
95,85
96,05
97,55
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 11227a (mina San Eduardo)
11227b (mina S.E.)
Yacencia →
Manto
Manto
Manto
Manto
Manto
Manto
% en peso
13
14
15
16
1
2
FeO*
0,02
b.l.d.
0,01
b.l.d.
b.l.d.
0,02
MnO
b.l.d.
b.l.d.
0,00
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
CoO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
MgO
b.l.d.
0,02
b.l.d.
0,02
0,00
0,00
CaO
0,03
0,06
0,03
0,07
0,05
0,04
SrO
1,71
0,70
1,64
1,63
2,23
1,79
BaO
64,34
65,01
63,26
64,48
63,27
63,81
P 2O5
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
PbO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
SO3
34,15
33,30
35,19
34,71
35,09
35,20
F
0,01
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,00
TOTAL
100,2699,08
100,14
100,91
100,64
100,87* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección
Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 11227a (mina San Eduardo)
Yacencia →
Manto
Manto
Manto
c.p.u.f.
13
14
15
+2
Fe
0,00070,00000,0005Mn
0,00000,00000,0001Co
0,00000,00000,0000Mg
0,00000,00090,0000Ca
0,00120,00240,0013
Sr
0,03780,0156
0,0368Ba
0,96030,9811
0,9613P
0,00000,00000,0000Pb
0,00000,00000,0000Suma
1,00001,00001,0000Manto
1611227b (mina S.E.)
Manto
Manto
1
2

0,00000,00000,00000,0011
0,00290,03590,96010,00000,00001,00000,00000,00000,00000,00010,00190,0494
0,94850,00000,00001,00000,00070,00000,00000,00010,0016
0,03980,95790,00000,00001,0000S

0,99400,9904

1,00590,99741,00191,0029TOTAL

1,99401,99042,00591,99742,00192,0029

0,29
3,59
96,12
100,00

0,19
4,94
94,86
100,00

0,16
3,98
95,86
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,12
0,24
0,13
Celestina
3,79
1,56
3,69
Baritina
96,10
98,20
96,18
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 11227b (mina San Eduardo)
Yacencia →
Manto
Manto
Manto
Manto
% en peso
3
4
5
6
FeO*
0,01
0,00
0,01
b.l.d.
MnO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
CoO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
MgO
0,01
b.l.d.
0,00
b.l.d.
CaO
0,03
0,02
0,04
0,01
SrO
1,44
2,03
1,30
1,00
BaO
64,81
63,64
64,29
65,18
P 2O5
0,05
b.l.d.
b.l.d.
0,05
PbO
b.l.d.
b.l.d.
0,08
b.l.d.
SO3
33,75
34,80
33,63
34,42
F
b.l.d.
0,00
0,00
0,01
TOTAL
100,10100,5099,36
100,67* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección

Manto
7
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,58
64,87
0,10
b.l.d.
34,64
0,00
100,19

Manto
8
0,07
b.l.d.
b.l.d.
0,02
0,04
1,51
63,63
b.l.d.
b.l.d.
33,87
b.l.d.
99,13

Manto
7

Manto
8

Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 11227b (mina San Eduardo)
Yacencia →
Manto
Manto
Manto
c.p.u.f.
3
4
5
+2
Fe
0,00050,00010,0004Mn
0,00000,00000,0000Co
0,00000,00000,0000Mg
0,00060,00000,0002Ca
0,00130,00090,0017
Sr
0,03150,0451
0,0289Ba
0,9621
0,95400,9680P
0,00160,00000,0000Pb
0,00000,00000,0008Suma
0,99761,00001,0000Manto
60,00000,00000,00000,00000,00050,02200,97310,00170,00000,99740,00000,00000,00000,00000,00000,01290,9791
0,00320,00000,99530,00220,00000,00000,00100,00150,0337
0,96160,00000,00001,0000S

0,9896

0,9997

0,9923

0,99601,00030,9950TOTAL

1,9871

1,9997

1,9923

1,9934

1,9955

1,9950

0,05
2,21
97,74
100,00

0,00
1,31
98,69
100,00

0,15
3,38
96,47
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,13
0,09
0,17
Celestina
3,17
4,51
2,89
Baritina
96,71
95,40
96,93
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 11227b (mina San Eduardo)
4951 (mina San Eduardo)
Yacencia →
Manto
Manto
Manto
Veta
Veta
% en peso
9
10
11
1
2
FeO*
b.l.d.
0,02
0,07
b.l.d.
b.l.d.
MnO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
CoO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,00
b.l.d.
MgO
0,02
b.l.d.
0,02
b.l.d.
b.l.d.
CaO
0,02
0,02
0,01
0,00
0,02
SrO
1,49
3,60
0,72
1,52
1,43
BaO
64,36
61,74
65,46
63,87
64,13
P 2O5
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
PbO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
SO3
34,48
33,76
33,91
34,32
33,94
F
b.l.d.
0,01
0,01
b.l.d.
b.l.d.
TOTAL
100,3799,15100,2099,72
99,52* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detecciónVeta
3
b.l.d.
b.l.d.
0,05
b.l.d.
0,05
1,20
64,37
b.l.d.
b.l.d.
34,71
b.l.d.
100,37

Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 11227b (mina San Eduardo)
4951 (mina San Eduardo)
Yacencia →
Manto
Manto
Manto
Veta
Veta
c.p.u.f.
9
10
11
1
2
+2
Fe
0,00000,0007
0,00220,00000,0000Mn
0,00000,00000,00000,00000,0000Co
0,00000,00000,00000,00010,0000Mg
0,00120,00000,00130,00000,0000Ca
0,00080,00090,00050,00020,0009Sr
0,03310,07930,01590,03400,0319Ba
0,96500,91920,9801
0,9657
0,9671P
0,00000,00000,00000,00000,0000Pb
0,00000,00000,00000,00000,0000Suma
1,00001,00001,00001,00001,0000Veta
30,00000,00000,00160,00000,00200,0267
0,96970,00000,00001,0000S

0,99750,9904

0,99300,9984

0,99501,0003

TOTAL

1,9975

1,9904

1,99301,9984

1,99502,0003

0,02
3,40
96,58
100,00

0,09
3,19
96,71
100,00

0,20
2,68
97,12
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,08
0,09
0,05
Celestina
3,31
7,93
1,60
Baritina
96,61
91,98
98,35
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 4951 (mina San Eduardo)
Yacencia →
Veta
Veta
Veta
Veta
% en peso
4
5
6
7
FeO*
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
MnO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
CoO
0,03
0,02
b.l.d.
0,01
MgO
0,00
b.l.d.
0,00
b.l.d.
CaO
0,01
b.l.d.
0,01
0,03
SrO
0,43
1,59
1,36
2,00
BaO
65,06
63,82
64,04
63,84
P 2O5
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
PbO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
SO3
34,30
34,45
33,96
34,72
F
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
TOTAL
99,83
99,88
99,38
100,59* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detecciónVeta
8
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,00
0,79
64,50
b.l.d.
b.l.d.
34,79
b.l.d.
100,08Veta
9b.l.d.
b.l.d.
0,02
0,01
0,00
1,34
64,94
b.l.d.
b.l.d.
33,81
b.l.d.
100,12

Veta
8

Veta
9

Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 4951 (mina San Eduardo)
Yacencia →
Veta
Veta
c.p.u.f.
45+2
Fe0,00000,0000Mn
0,00000,0000Co
0,00090,0006Mg
0,00020,0000Ca
0,00050,0000Sr
0,0096
0,0355Ba
0,98890,9639P
0,00000,0000Pb
0,00000,0000Suma
1,00001,0000

Veta
6

Veta
7

0,00000,00000,00000,00030,00030,03050,96900,00000,00001,00000,00000,00000,00020,00000,00130,0441
0,95440,00000,00001,00000,00000,00000,00000,00000,0001
0,0177
0,98220,00000,00001,00000,00000,00000,00060,00030,00010,02950,96950,00000,00001,0000S

0,9996

0,9991

0,99600,9985

1,0036

0,9915TOTAL

1,9996

1,9991

1,99601,99852,0036

1,9915

0,13
4,42
95,46
100,00

0,01
1,77
98,22
100,00

0,01
2,95
97,04
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,05
0,00
0,03
Celestina
0,96
3,56
3,05
Baritina
98,99
96,44
96,92
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 4951 (mina San Eduardo)
19407 (mina San Eduardo)
Yacencia →
Veta
Veta
Veta
Manto
Manto
Manto
% en peso
10
11
12
c1-1
c1-2
c1-3
FeO*
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
MnO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
CoO
0,06
0,02
0,00
0,02
0,02
0,03
MgO
b.l.d.
b.l.d.
0,00
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
CaO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,05
0,04
b.l.d.
SrO
0,26
0,34
0,17
0,39
1,30
2,13
BaO
64,42
67,30
65,27
65,21
63,69
63,16
P 2O5
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
PbO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
SO3
33,45
31,99
33,75
33,02
34,04
35,28
F
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
TOTAL
98,20
99,65
99,20
98,69
99,09
100,60* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección
Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 4951 (mina San Eduardo)
Yacencia →
Veta
Veta
c.p.u.f.
10
11
+2
Fe
0,00000,0000Mn
0,00000,0000Co
0,00190,0006Mg
0,00000,0000Ca
0,00000,0000Sr
0,00600,0073Ba
0,9921
0,9920P
0,00000,0000Pb
0,00000,0000Suma
1,00001,0000Veta
1219407 (mina San Eduardo)
Manto
Manto
Manto
c1-1
c1-2
c1-3

0,00000,00000,00010,00020,00000,00390,99580,00000,00001,00000,00000,00000,00060,00000,0021
0,0087
0,98860,00000,00001,00000,00000,00000,00060,00000,00170,0293
0,96850,00000,00001,00000,00000,00000,00090,00000,00000,0475
0,95160,00000,00001,0000S

0,9966

0,97380,99650,98930,99781,0044

TOTAL

1,9966

1,97381,9965

1,9893

1,99782,0044

0,21
0,88
98,92
100,00

0,17
2,93
96,91
100,00

0,00
4,75
95,25
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,00
0,00
0,00
Celestina
0,60
0,73
0,39
Baritina
99,40
99,27
99,61
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 19407 (mina San Eduardo)
Yacencia →
Manto
Manto
Manto
Manto
% en peso
c1-4
c1-5
c1-6
c1-7
FeO*
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
MnO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
CoO
0,01
0,02
0,03
0,01
MgO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
CaO
0,01
0,01
0,03
b.l.d.
SrO
2,50
2,20
2,23
1,52
BaO
62,78
63,30
62,57
64,29
P 2O5
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
PbO
0,06
0,19
0,05
b.l.d.
SO3
34,00
34,10
33,26
33,21
F
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
TOTAL
99,36
99,82
98,17
99,03
* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección

Manto
c1-8
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,01
1,33
64,11
b.l.d.
b.l.d.
33,14
b.l.d.
98,59

Manto
c1-9
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
1,63
63,74
b.l.d.
b.l.d.
33,11b.l.d.
98,48

Manto
c1-8

Manto
c1-9

Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 19407 (mina San Eduardo)
Yacencia →
Manto
Manto
Manto
c.p.u.f.
c1-4
c1-5
c1-6
+2
Fe
0,00000,00000,0000Mn
0,00000,00000,0000Co
0,00030,00060,0009Mg
0,00000,00000,0000Ca
0,00040,00040,0012
Sr
0,0556
0,04880,0500Ba
0,9431
0,9483
0,9473P
0,00000,00000,0000Pb
0,0006
0,00200,0005Suma
1,00001,00001,0000Manto
c1-7
0,00000,00000,00030,00000,00000,03380,96590,00000,00001,00000,00000,00000,00000,00000,00040,02980,96980,00000,00001,00000,00000,00000,00000,00000,00000,0365
0,96350,00000,00001,0000S

0,9944

0,99450,99090,98850,98970,9893

TOTAL

1,9944

1,9945

1,99091,9885

1,9897

1,9893

0,00
3,38
96,62
100,00

0,04
2,98
96,98
100,00

0,00
3,65
96,35
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,04
0,04
0,12
Celestina
5,56
4,89
5,00
Baritina
94,40
95,07
94,87
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 19407 (mina San Eduardo)
Yacencia →
Manto
Manto
Manto
Manto
% en peso
c1-10
c2-1
c2-2
c2-3
FeO*
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
MnO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
CoO
b.l.d.
0,05
0,03
0,04
MgO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
CaO
0,05
0,02
0,03
0,02
SrO
1,94
1,26
1,37
0,96
BaO
63,71
64,02
64,16
64,67
P 2O5
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
PbO
0,06
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
SO3
32,72
33,82
34,72
32,46
F
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
TOTAL
98,48
99,17
100,3198,15* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección

Manto
c2-4
b.l.d.
b.l.d.
0,02
b.l.d.
b.l.d.
0,11
65,89
b.l.d.
0,06
33,55
b.l.d.
99,63

Manto
c2-5
b.l.d.
b.l.d.
0,01
b.l.d.
0,01
0,62
64,97
b.l.d.
b.l.d.
34,20
b.l.d.
99,81

Manto
c2-4

Manto
c2-5

Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 19407 (mina San Eduardo)
Yacencia →
Manto
Manto
Manto
c.p.u.f.
c1-10
c2-1
c2-2
+2
Fe
0,00000,00000,0000Mn
0,00000,00000,0000Co
0,00000,00150,0009Mg
0,00000,00000,0000Ca
0,00200,00080,0012
Sr
0,04300,02820,0306
Ba
0,95430,9694
0,9673P
0,00000,00000,0000Pb
0,00060,00000,0000Suma
1,00001,00001,0000Manto
c2-3
0,00000,00000,00120,00000,00080,0214
0,97650,00000,00001,00000,00000,00000,00060,00000,00000,00250,99630,00000,00061,00000,00000,00000,00030,00000,0004
0,01390,98540,00000,00001,0000S

0,98390,99511,0006

0,98390,9927

0,9983TOTAL

1,98391,99512,0006

1,98391,9927

1,9983

0,08
2,15
97,77
100,00

0,00
0,25
99,75
100,00

0,04
1,39
98,57
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,20
0,08
0,12
Celestina
4,30
2,83
3,06
Baritina
95,49
97,09
96,82
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 19407 (mina San Eduardo)
Yacencia →
Manto
Manto
Manto
Manto
% en peso
c2-6
c2-7
c2-8
c2-9
FeO*
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
MnO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
CoO
0,06
0,03
0,03
0,03
MgO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
CaO
0,03
b.l.d.
0,06
0,01
SrO
0,27
0,22
0,46
0,59
BaO
65,53
65,82
65,12
64,98
P 2O5
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
PbO
0,07
b.l.d.
0,14
0,01
SO3
34,05
33,91
33,87
32,39
F
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
TOTAL
100,01
99,98
99,68
98,01
* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección

Manto
c2-10
b.l.d.
b.l.d.
0,01
b.l.d.
b.l.d.
0,65
64,48
b.l.d.
0,05
33,92
b.l.d.
99,11

Manto
c3-1
b.l.d.
b.l.d.
0,04
b.l.d.
b.l.d.
1,69
63,99
b.l.d.
b.l.d.
33,79
b.l.d.
99,51

Manto
c2-10

Manto
c3-1

Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 19407 (mina San Eduardo)
Yacencia →
Manto
Manto
Manto
c.p.u.f.
c2-6
c2-7
c2-8
+2
Fe
0,00000,00000,0000Mn
0,00000,00000,0000Co
0,00190,00090,0009Mg
0,00000,00000,0000Ca
0,00120,00000,0025
Sr
0,00600,00490,0103Ba
0,9901
0,9942
0,9848P
0,00000,00000,0000Pb
0,00070,00000,0015Suma
1,00001,00001,0000Manto
c2-9
0,00000,00000,00090,00000,0004
0,01320,98530,00000,00011,00000,00000,00000,00030,00000,00000,0147
0,98450,00000,00051,00000,00000,00000,00120,00000,00000,0376
0,96120,00000,00001,0000S

0,99630,9951

0,9952

0,9844

0,99790,9929TOTAL

1,9963

1,9951

1,9952

1,9844

1,99791,9929

0,04
1,33
98,63
100,00

0,00
1,47
98,53
100,00

0,00
3,76
96,24
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,12
0,00
0,25
Celestina
0,61
0,49
1,03
Baritina
99,27
99,51
98,72
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 19407 (mina San Eduardo)
Yacencia →
Manto
Manto
Manto
Manto
% en peso
c3-2
c3-3
c3-4
c3-5
FeO*
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
MnO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
CoO
0,01
b.l.d.
b.l.d.
0,04
MgO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
CaO
0,01
b.l.d.
0,01
b.l.d.
SrO
1,47
0,66
0,56
0,66
BaO
64,37
65,13
65,79
65,65
P 2O5
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
PbO
0,01
b.l.d.
0,18
0,23
SO3
33,56
34,61
35,21
34,58
F
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
TOTAL
99,43
100,40101,75
101,16* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección

Manto
c3-6
b.l.d.
b.l.d.
0,03
b.l.d.
b.l.d.
1,61
64,06
b.l.d.
0,08
35,41
b.l.d.
101,19Manto
c3-7
b.l.d.
b.l.d.
0,04
b.l.d.
0,01
0,19
65,99
b.l.d.
b.l.d.
34,24
b.l.d.
100,47

Manto
c3-6

Manto
c3-7

Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 19407 (mina San Eduardo)
Yacencia →
Manto
Manto
Manto
c.p.u.f.
c3-2
c3-3
c3-4
+2
Fe
0,00000,00000,0000Mn
0,00000,00000,0000Co
0,00030,00000,0000Mg
0,00000,00000,0000Ca
0,00040,00000,0004
Sr
0,03270,01480,0124Ba
0,96650,98520,9853P
0,00000,00000,0000Pb
0,00010,00000,0019Suma
1,00001,00001,0000Manto
c3-5
0,00000,00000,00120,00000,00000,0146
0,98180,00000,00241,00000,00000,00000,00090,00000,00000,03580,96250,00000,00081,00000,00000,00000,00120,00000,00040,00420,99410,00000,00001,0000S

0,99101,0007

1,00250,9976

1,0046

0,9969TOTAL

1,99102,00072,0025

1,99762,0046

1,9969

0,00
1,47
98,53
100,00

0,00
3,59
96,41
100,00

0,04
0,42
99,53
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,04
0,00
0,04
Celestina
3,27
1,48
1,24
Baritina
96,69
98,52
98,72
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 19407 (S.E.) 21847 (Cerro Negro)
Yacencia →
Manto
Veta
Veta
Veta
% en peso
c3-8
c1-1
c1-2
c1-3
FeO*
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
MnO
b.l.d.
0,05
0,05
0,04
CoO
0,03
0,06
b.l.d.
b.l.d.
MgO
b.l.d.
b.l.d.
0,02
0,06
CaO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
SrO
1,37
2,33
2,00
2,02
BaO
64,86
63,86
62,97
62,36
P 2O5
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
PbO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
SO3
34,58
34,16
34,75
34,24
F
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
TOTAL
100,84100,4699,78
98,71* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección

Veta
c1-4
b.l.d.
0,04
b.l.d.
0,00
0,03
2,15
61,52
b.l.d.
b.l.d.
34,57
b.l.d.
98,31

Veta
c1-5
0,03
0,00
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
1,94
62,79
b.l.d.
b.l.d.
34,70
b.l.d.
99,47

Veta
c1-4

Veta
c1-5

Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 19407 (S.E.) 21847 (Cerro Negro)
Yacencia →
Manto
Veta
Veta
c.p.u.f.
c3-8
c1-1
c1-2
+2
Fe
0,00000,00000,0000Mn
0,00000,00150,0015Co
0,00090,00190,0000Mg
0,00000,00000,0010Ca
0,00000,00000,0000Sr
0,03030,0511
0,0448Ba
0,96880,9456
0,9527P
0,00000,00000,0000Pb
0,00000,00000,0000Suma
1,00001,00001,0000Veta
c1-3
0,00000,00120,00000,00330,00000,04550,95000,00000,00001,00000,00000,00120,00000,00020,00120,04900,94840,00000,00001,00000,00110,00000,00000,00000,00000,0437
0,95520,00000,00001,0000S

0,9973

0,99201,00170,9997

1,0051

1,0027

TOTAL

1,9973

1,99202,0017

1,99972,0051

2,0027

0,00
4,57
95,43
100,00

0,12
4,91
94,97
100,00

0,00
4,37
95,63
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,00
0,00
0,00
Celestina
3,03
5,12
4,49
Baritina
96,97
94,88
95,51
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 21847 (Cerro Negro)
Yacencia →
Veta
Veta
Veta
Veta
% en peso
c1-6
c1-7
c1-8
c1-9
FeO*
0,04
0,00
b.l.d.
0,06
MnO
0,05
b.l.d.
0,09
b.l.d.
CoO
0,01
b.l.d.
0,07
b.l.d.
MgO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,03
CaO
0,00
0,01
b.l.d.
b.l.d.
SrO
2,05
2,18
2,18
2,52
BaO
62,23
62,12
66,11
62,24
P 2O5
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
PbO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
SO3
34,56
34,95
30,77
34,73
F
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
TOTAL
98,94
99,27
99,23
99,58
* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección

Veta
c1-10
0,01
0,04
b.l.d.
b.l.d.
0,01
2,21
62,10
b.l.d.
b.l.d.
34,56
b.l.d.
98,94

Veta
c1-11
0,04
0,06
b.l.d.
0,02
0,02
2,06
61,85
b.l.d.
b.l.d.
34,66
b.l.d.
98,71

Veta
c1-10

Veta
c1-11

Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 21847 (Cerro Negro)
Yacencia →
Veta
Veta
c.p.u.f.
c1-6
c1-7
+2
Fe
0,00130,0001Mn
0,00170,0000Co
0,00020,0000Mg
0,00000,0000Ca
0,00000,0006
Sr
0,04630,0493Ba
0,95040,9500P
0,00000,0000Pb
0,00000,0000Suma
1,00001,0000

Veta
c1-8

Veta
c1-9

0,00000,00290,00210,00000,00000,0463
0,94870,00000,00001,00000,00210,00000,00000,00150,00000,05630,94010,00000,00001,00000,00040,00140,00000,00000,00050,04990,94780,00000,00001,00000,00140,00190,00000,00120,0006
0,0467
0,94820,00000,00001,0000S

1,0027

1,00580,95631,0012

1,0025

1,0043TOTAL

2,00272,0058

1,95632,00122,00252,0043

0,00
5,65
94,35
100,00

0,05
5,00
94,95
100,00

0,06
4,69
95,24
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,00
0,06
0,00
Celestina
4,65
4,93
4,65
Baritina
95,35
95,01
95,35
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 21847 (Cerro Negro)
Yacencia →
Veta
Veta
Veta
Veta
% en peso
c1-12
c2-1
c2-2
c2-3
FeO*
0,00
0,01
b.l.d.
0,03
MnO
0,01
0,03
b.l.d.
b.l.d.
CoO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
MgO
0,01
b.l.d.
0,01
b.l.d.
CaO
0,00
b.l.d.
0,02
0,01
SrO
1,83
2,19
1,92
2,52
BaO
62,89
64,01
63,05
61,46
P 2O5
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
PbO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
SO3
34,45
33,94
34,32
34,63
F
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
TOTAL
99,19
100,1899,3198,65* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección

Veta
c2-4
b.l.d.
0,02
b.l.d.
0,00
0,03
2,70
63,90
b.l.d.
b.l.d.
34,08
b.l.d.
100,74

Veta
c2-5
0,01
b.l.d.
0,02
0,02
0,04
2,00
64,00
b.l.d.
b.l.d.
34,01
b.l.d.
100,09

Veta
c2-4

Veta
c2-5

Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 21847 (Cerro Negro)
Yacencia →
Veta
Veta
c.p.u.f.
c1-12
c2-1
+2
Fe
0,00010,0005Mn
0,00030,0009Co
0,00000,0000Mg
0,00060,0000Ca
0,00000,0000Sr
0,04120,0481Ba
0,95780,9506P
0,00000,0000Pb
0,00000,0000Suma
1,00001,0000

Veta
c2-2

Veta
c2-3

0,00000,00000,00000,00040,0007
0,0431
0,95590,00000,00001,00000,00090,00000,00000,00000,0004
0,0571
0,94160,00000,00001,00000,00000,00070,00000,00010,0013
0,05870,93920,00000,00001,00000,00050,00000,00050,00100,0014
0,04400,95260,00000,00001,0000S

1,00120,99110,9991

1,00400,98950,9922TOTAL

2,0012

1,9911

1,9991

2,00401,9895

1,9922

0,04
5,72
94,24
100,00

0,13
5,88
93,99
100,00

0,14
4,41
95,44
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,00
0,00
0,07
Celestina
4,13
4,82
4,31
Baritina
95,87
95,18
95,63
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 21847 (Cerro Negro)
Yacencia →
Veta
Veta
Veta
Veta
% en peso
c2-6
c2-7
c2-8
c2-9
FeO*
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
MnO
0,01
0,01
0,02
0,03
CoO
b.l.d.
0,04
0,03
b.l.d.
MgO
0,00
0,01
b.l.d.
b.l.d.
CaO
0,02
0,02
0,02
0,00
SrO
1,86
1,79
1,85
2,09
BaO
64,34
64,64
64,97
63,97
P 2O5
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
PbO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
SO3
33,72
34,57
33,98
33,62
F
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
TOTAL
99,95
101,08100,8899,71* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección

Veta
c2-10
b.l.d.
0,03
b.l.d.
b.l.d.
0,03
2,20
64,57
b.l.d.
b.l.d.
34,67
b.l.d.
101,50Veta
c2-11
b.l.d.
0,03
b.l.d.
0,03
0,00
2,02
64,78
b.l.d.
b.l.d.
34,06
b.l.d.
100,92

Veta
c2-10

Veta
c2-11

Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 21847 (Cerro Negro)
Yacencia →
Veta
Veta
c.p.u.f.
c2-6
c2-7
+2
Fe
0,00000,0000Mn
0,00030,0002
Co
0,00000,0013Mg
0,00010,0008Ca
0,00090,0008
Sr
0,04100,0392
Ba
0,95780,9577P
0,00000,0000Pb
0,00000,0000Suma
1,00001,0000

Veta
c2-8

Veta
c2-9

0,00000,00060,00100,00000,00090,0403
0,95710,00000,00001,00000,00000,00090,00000,00000,0001
0,0461
0,95300,00000,00001,00000,00000,00110,00000,00000,0011
0,04790,95000,00000,00001,00000,00000,00110,00000,00160,0001
0,04400,95320,00000,00001,0000S

0,99000,99520,98930,98950,9941

0,9896TOTAL

1,99001,9952

1,9893

1,9895

1,9941

1,9896

0,01
4,61
95,38
100,00

0,11
4,79
95,10
100,00

0,01
4,41
95,58
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,09
0,08
0,09
Celestina
4,10
3,93
4,04
Baritina
95,81
95,99
95,87
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 21847 (Cerro Negro)
Yacencia →
Veta
Veta
Veta
Veta
% en peso
c2-12
c2-13
c2-14
c2-15
FeO*
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
MnO
0,02
b.l.d.
b.l.d.
0,05
CoO
b.l.d.
0,02
0,00
0,01
MgO
b.l.d.
0,01
b.l.d.
b.l.d.
CaO
0,01
0,01
0,04
0,03
SrO
2,10
1,74
2,18
2,18
BaO
64,48
65,07
64,01
64,00
P 2O5
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
PbO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
SO3
33,98
34,07
34,35
34,18
F
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
TOTAL
100,59100,92
100,58100,45* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección

Veta
c2-16
0,03
0,03
b.l.d.
0,02
0,04
1,65
64,39
b.l.d.
b.l.d.
33,94
b.l.d.
100,10Veta
c2-17
b.l.d.
0,01
b.l.d.
0,01
0,04
1,89
64,80
b.l.d.
b.l.d.
34,36
b.l.d.
101,11

Veta
c2-16

Veta
c2-17

Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 21847 (Cerro Negro)
Yacencia →
Veta
Veta
c.p.u.f.
c2-12
c2-13
Fe+2
0,00000,0000Mn
0,00080,0000Co
0,00000,0006Mg
0,00000,0004Ca
0,00040,0004
Sr
0,04590,0380Ba
0,95290,9606P
0,00000,0000Pb
0,00000,0000Suma
1,00001,0000

Veta
c2-14

Veta
c2-15

0,00000,00000,00000,00000,00150,04790,95060,00000,00001,00000,00000,00150,00040,00000,0011
0,04780,94920,00000,00001,00000,00080,00090,00000,00100,00180,0364
0,95910,00000,00001,00000,00000,00020,00000,00070,0017
0,0413
0,95610,00000,00001,0000S

0,99010,99050,9941

0,99250,99180,9925TOTAL

1,9901

1,9905

1,9941

1,9925

1,9918

1,9925

0,11
4,79
95,10
100,00

0,18
3,65
96,18
100,00

0,17
4,13
95,70
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,04
0,04
0,15
Celestina
4,60
3,80
4,79
Baritina
95,36
96,15
95,06
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 21847 (Cerro Negro)
Yacencia →
Veta
Veta
Veta
Veta
% en peso
c2-18
c2-19
c2-20
c2-21
FeO*
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,01
MnO
b.l.d.
0,02
b.l.d.
0,03
CoO
0,02
b.l.d.
b.l.d.
0,02
MgO
0,01
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
CaO
0,03
0,03
0,01
0,01
SrO
2,00
2,04
2,12
2,08
BaO
64,03
63,84
64,08
64,50
P 2O5
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
PbO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
SO3
33,93
34,54
33,79
34,21
F
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
TOTAL
100,01
100,47100,00100,86* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección

Veta
c2-22
b.l.d.
0,02
b.l.d.
b.l.d.
0,02
2,75
63,50
b.l.d.
b.l.d.
34,62
b.l.d.
100,91

Veta
c2-23
0,03
0,01
0,01
b.l.d.
0,03
2,86
62,10
b.l.d.
b.l.d.
34,68
b.l.d.
99,72

Veta
c2-22

Veta
c2-23

Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 21847 (Cerro Negro)
Yacencia →
Veta
Veta
c.p.u.f.
c2-18
c2-19
Fe+2
0,00000,0000Mn
0,00000,0006
Co
0,00060,0000Mg
0,00060,0000Ca
0,00110,0011
Sr
0,0441
0,0451Ba
0,9537
0,9532P
0,00000,0000Pb
0,00000,0000Suma
1,00001,0000

Veta
c2-20

Veta
c2-21

0,00000,00000,00000,00000,0004
0,0467
0,95300,00000,00001,00000,00030,00080,00050,00000,00050,0454
0,95230,00000,00001,00000,00000,00070,00000,00000,00060,0601
0,93850,00000,00001,00000,00100,00030,00040,00000,0013
0,0636
0,93350,00000,00001,0000S

0,99180,99690,99030,9916

0,99490,9996TOTAL

1,99181,9969

1,9903

1,9916

1,99491,9996

0,05
4,55
95,39
100,00

0,06
6,02
93,92
100,00

0,13
6,37
93,50
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,11
0,11
0,04
Celestina
4,41
4,51
4,67
Baritina
95,48
95,38
95,30
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 21847 (Cerro Negro)
Yacencia →
Veta
Veta
Veta
Veta
% en peso
c3-1
c3-2
c3-3
c3-4
FeO*
0,01
0,00
b.l.d.
0,05
MnO
0,07
0,02
0,03
b.l.d.
CoO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
MgO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,01
CaO
0,00
0,05
0,02
b.l.d.
SrO
1,83
1,16
1,34
1,52
BaO
62,45
64,63
64,25
64,59
P 2O5
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
PbO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
SO3
34,17
33,85
34,55
33,42
F
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
TOTAL
98,53
99,71
100,1999,59* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección

Veta
c3-5
0,02
0,04
b.l.d.
b.l.d.
0,01
2,36
63,49
b.l.d.
b.l.d.
34,55
b.l.d.
100,46Veta
c3-6
b.l.d.
0,08
b.l.d.
0,01
0,01
2,68
63,22
b.l.d.
b.l.d.
34,31
b.l.d.
100,32

Veta
c3-5

Veta
c3-6

Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 21847 (Cerro Negro)
Yacencia →
Veta
Veta
c.p.u.f.
c3-1
c3-2
+2
Fe
0,00040,0001Mn
0,00230,0006
Co
0,00000,0000Mg
0,00000,0000Ca
0,00000,0021
Sr
0,0414
0,0258Ba
0,95590,9715P
0,00000,0000Pb
0,00000,0000Suma
1,00001,0000

Veta
c3-3

Veta
c3-4

0,00000,00100,00000,00000,00090,02990,96820,00000,00001,00000,00150,00000,00000,00070,00000,0336
0,96420,00000,00001,00000,00060,00110,00000,00000,0005
0,05200,94580,00000,00001,00000,00000,00260,00000,00070,0006
0,05880,93730,00000,00001,0000S

1,0004

0,99350,9993

0,98850,9964

0,9934TOTAL

2,0004

1,9935

1,9993

1,9885

1,9964

1,9934

0,00
3,37
96,63
100,00

0,05
5,21
94,74
100,00

0,06
5,90
94,04
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,00
0,21
0,09
Celestina
4,16
2,58
2,99
Baritina
95,84
97,21
96,92
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 21847 (Cerro Negro)
Yacencia →
Veta
Veta
Veta
Veta
% en peso
c3-7
c3-8
c3-9
c3-10
FeO*
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,04
MnO
0,03
0,04
b.l.d.
0,00
CoO
0,02
b.l.d.
0,01
b.l.d.
MgO
0,00
b.l.d.
b.l.d.
0,03
CaO
b.l.d.
0,03
0,02
0,00
SrO
2,51
2,37
2,31
1,27
BaO
63,50
64,29
64,05
65,68
P 2O5
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
PbO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
SO3
33,48
33,77
34,97
34,34
F
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
TOTAL
99,54
100,50101,36
101,37* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección

Veta
c3-11
0,03
0,01
0,01
b.l.d.
0,02
2,38
63,89
b.l.d.
b.l.d.
34,24
b.l.d.
100,58

Veta
c3-12
0,01
0,00
b.l.d.
0,01
0,02
2,25
62,48
b.l.d.
b.l.d.
34,24
b.l.d.
99,01

Veta
c3-11

Veta
c3-12

Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 21847 (Cerro Negro)
Yacencia →
Veta
Veta
c.p.u.f.
c3-7
c3-8
+2
Fe
0,00000,0000Mn
0,00080,0011Co
0,00070,0000Mg
0,00020,0000Ca
0,00000,0014
Sr
0,05520,0516
Ba
0,9432
0,9459P
0,00000,0000Pb
0,00000,0000Suma
1,00001,0000

Veta
c3-9

Veta
c3-10

0,00000,00000,00020,00000,00080,0506
0,94840,00000,00001,00000,00140,00010,00000,00170,00000,0277
0,96900,00000,00001,00000,00080,00050,00030,00000,00080,0521
0,94550,00000,00001,00000,00020,00010,00000,00070,00090,0505
0,94760,00000,00001,0000S

0,9876

0,9874

0,99790,9924

0,9924

0,9986TOTAL

1,9876

1,9874

1,99791,9924

1,9924

1,9986

0,00
2,78
97,22
100,00

0,08
5,22
94,70
100,00

0,09
5,05
94,85
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,00
0,14
0,08
Celestina
5,53
5,17
5,06
Baritina
94,47
94,70
94,85
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 21847 (Cerro Negro)
Yacencia →
Veta
Veta
Veta
Veta
% en peso
c3-13
c3-14
c3-15
c3-16
FeO*
0,09
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
MnO
0,03
0,01
0,00
b.l.d.
CoO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,00
MgO
0,02
0,00
b.l.d.
b.l.d.
CaO
0,02
b.l.d.
0,01
0,03
SrO
2,00
1,27
1,67
1,72
BaO
64,10
64,60
65,01
65,04
P 2O5
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
PbO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
SO3
33,94
34,43
34,15
34,88
F
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
TOTAL
100,20100,31
100,84
101,68* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección

Veta
c3-17
b.l.d.
0,00
0,02
b.l.d.
0,00
2,93
63,27
b.l.d.
b.l.d.
34,66
b.l.d.
100,89Veta
c3-18
b.l.d.
0,07
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
2,66
63,03
b.l.d.
b.l.d.
33,85
b.l.d.
99,61

Veta
c3-17

Veta
c3-18

Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 21847 (Cerro Negro)
Yacencia →
Veta
Veta
c.p.u.f.
c3-13
c3-14
Fe+2
0,00290,0000Mn
0,00080,0003Co
0,00000,0000Mg
0,00090,0001Ca
0,00080,0000Sr
0,04390,0283Ba
0,9506
0,9714P
0,00000,0000Pb
0,00000,0000Suma
1,00001,0000

Veta
c3-15

Veta
c3-16

0,00000,00010,00000,00000,0004
0,0366
0,96290,00000,00001,00000,00000,00000,00000,00000,0014
0,0376
0,96100,00000,00001,00000,00000,00010,00060,00000,00000,0641
0,93520,00000,00001,00000,00000,00230,00000,00000,00000,0586
0,93910,00000,00001,0000S

0,9907

0,99780,99200,99670,99520,9912

TOTAL

1,9907

1,9978

1,99201,9967

1,9952

1,9912

0,14
3,76
96,10
100,00

0,00
6,41
93,59
100,00

0,00
5,88
94,12
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,08
0,00
0,04
Celestina
4,41
2,83
3,66
Baritina
95,51
97,17
96,30
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 21847 (Cerro Negro)
19373 (mina J.C.)
Yacencia →
Veta
Veta
Veta
Veta
Veta
Veta
% en peso
c3-19
c3-20
c3-21
c3-22
1
2
FeO*
0,06
b.l.d.
b.l.d.
0,03
0,02810,2754
MnO
0,01
0,08
b.l.d.
0,05
b.l.d.
0,0409CoO
0,01
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,01190,0049
MgO
0,00
0,01
0,01
b.l.d.
b.l.d.
0,0171
CaO
0,03
0,01
0,01
0,01
0,0308b.l.d.
SrO
1,56
2,66
1,05
2,79
0,0303
0,876
BaO
64,67
63,14
64,83
63,10
66,46
64,28
P 2O5
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
n.a.
n.a.
PbO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
SO3
34,59
34,27
33,67
34,78
34,18
34,38
F
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
n.a.
n.a.
TOTAL
100,93
100,1799,58
100,76
100,7499,87* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección
Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 21847 (Cerro Negro)
Yacencia →
Veta
Veta
c.p.u.f.
c3-19
c3-20
Fe+2
0,00180,0000Mn
0,00040,0025Co
0,00040,0000Mg
0,00010,0005Ca
0,00110,0005
Sr
0,0343
0,0585Ba
0,96200,9381P
0,00000,0000Pb
0,00000,0000Suma
1,00001,0000

Veta
c3-21

Veta
c3-22

19373 (mina J.C.)
Veta
Veta
1
2

0,00000,00000,00000,00070,00050,0234
0,97540,00000,00001,00000,00100,00150,00000,00000,0004
0,06120,93590,00000,00001,00000,00090,00000,00040,00000,00130,0007
0,99680,00000,00001,00000,00890,00130,00020,00100,00000,01950,96910,00000,00001,0000S

0,9963

0,9937

0,9924

0,99700,9954

0,9982

TOTAL

1,9963

1,9937

1,9924

1,99701,9954

1,9982

0,04
6,14
93,82
100,00

0,13
0,07
99,81
100,00

0,00
1,98
98,02
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,11
0,05
0,05
Celestina
3,44
5,87
2,35
Baritina
96,45
94,09
97,61
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 19373 (mina Julio César)Yacencia →
Veta
Veta
Veta
Veta
Veta
% en peso
3
4
5
6
7
FeO*
0,0585b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
MnO
0,0167
0,0336
0,0638b.l.d.
0,067
CoO
0,0143b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,0428MgO
b.l.d.
0,0162b.l.d.
0,0163b.l.d.
CaO
b.l.d.
b.l.d.
0,0047b.l.d.
0,081
SrO
0,92350,07590,67160,04030,2533
BaO
66,94
66,03
64,88
65,94
65,66
P 2O5
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
PbO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
SO3
33,2
33,85
33,03
33,87
33,38
F
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
TOTAL
101,15100,01
98,65
99,87
99,48
* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección. n.a. = no analizado

Veta
80,0531
0,1041b.l.d.
b.l.d.
0,00550,851865,02
n.a.
b.l.d.
34,13
n.a.
100,16

Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 19373 (mina Julio César)Yacencia →
Veta
Veta
c.p.u.f.
34+2Fe0,00180,0000Mn
0,00050,0011Co
0,00040,0000Mg
0,00000,0009Ca
0,00000,0000Sr
0,02000,0017
Ba
0,9773
0,9963P
0,00000,0000Pb
0,00000,0000Suma
1,00001,0000

Veta
5

Veta
6

Veta
7

Veta
8

0,00000,00210,00000,00000,00020,0151
0,98270,00000,00001,00000,00000,00000,00000,00090,00000,00090,99820,00000,00001,00000,00000,00220,00130,00000,00330,0056
0,98750,00000,00001,00000,0017
0,00340,00000,00000,00020,01890,97580,00000,00001,0000S

0,98100,9944

0,9892

0,99540,9901

0,9952TOTAL

1,98101,9944

1,9892

1,9954

1,9901

1,9952

0,00
0,09
99,91
100,00

0,33
0,57
99,10
100,00

0,02
1,90
98,08
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,00
0,00
0,02
Celestina
2,00
0,17
1,51
Baritina
98,00
99,83
98,47
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 19373 (mina Julio César)Yacencia →
Veta
Veta
Veta
Veta
Veta
Veta
% en peso
9
10
11
12
13
14
FeO*
0,01110,0309b.l.d.
0,0391b.l.d.
1,31
MnO
0,0603
0,03380,01
0,0503b.l.d.
0,0201
CoO
b.l.d.
0,07420,0476b.l.d.
0,0451b.l.d.
MgO
0,0108b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,0063CaO
b.l.d.
b.l.d.
0,0176
0,0118b.l.d.
0,0011
SrO
0,34430,86740,066
0,06380,9073
0,103
BaO
65,71
65,65
67,31
65,97
65,83
65,54
P 2O5
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
PbO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,0114
SO3
33,5
33,2
33,84
33,27
33,24
33,14
F
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
TOTAL
99,64
99,86
101,2999,41
100,02
100,13* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección. n.a. = no analizado
Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 19373 (mina Julio César)Yacencia →
Veta
Veta
c.p.u.f.
910+2Fe0,00040,0010Mn
0,00200,0011Co
0,00000,0023Mg
0,00060,0000Ca
0,00000,0000Sr
0,00770,0191Ba
0,9894
0,9766P
0,00000,0000Pb
0,00000,0000Suma
1,00001,0000

Veta
11

Veta
12

Veta
13

Veta
14

0,00000,00030,00140,00000,00070,0014
0,99610,00000,00001,00000,00130,00160,00000,00000,00050,0014
0,99520,00000,00001,00000,00000,00000,00140,00000,00000,02000,97870,00000,00001,00000,04080,00060,00000,00030,00000,0022
0,95590,00000,00011,0000S

0,99130,98590,98940,99000,98600,9803

TOTAL

1,9913

1,98591,9894

1,99001,98601,9803

0,05
0,14
99,81
100,00

0,00
2,00
98,00
100,00

0,00
0,23
99,76
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,00
0,00
0,07
Celestina
0,77
1,92
0,14
Baritina
99,23
98,08
99,78
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 19373 (mina Julio César)Yacencia →
Veta
Veta
Veta
Veta
Veta
Veta
% en peso
15
16
17
18
19
20
FeO*
0,078
0,00280,04730,0866
0,48570,1788MnO
0,0301
0,02680,04690,02020,094
0,0705
CoO
0,0356b.l.d.
0,0618b.l.d.
0,09520,0143MgO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,01190,00220,0211
CaO
b.l.d.
b.l.d.
0,0069b.l.d.
0,00770,0095
SrO
0,0058b.l.d.
1,18020,54580,0247
0,9441
BaO
67,45
65,7
64,15
64,66
66,21
64,46
P 2O5
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
PbO
0,0076b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
SO3
33,58
33,51
33,17
33,7
33,68
33,7
F
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
TOTAL
101,19
99,24
98,66
99,02
100,6099,40* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección. n.a. = no analizado
Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 19373 (mina Julio César)Yacencia →
Veta
Veta
c.p.u.f.
15
16
+2
Fe
0,00250,0001Mn
0,00100,0009Co
0,00110,0000Mg
0,00000,0000Ca
0,00000,0000Sr
0,00010,0000Ba
0,99530,9990P
0,00000,0000Pb
0,00010,0000Suma
1,00001,0000

Veta
17

Veta
18

Veta
19

Veta
20

0,00150,00150,00190,00000,0003
0,0264
0,96840,00000,00001,00000,00280,00070,00000,00070,00000,0123
0,98360,00000,00001,00000,01530,00300,00290,00010,00030,00050,97780,00000,00001,00000,0057
0,00230,00040,00120,00040,02100,96890,00000,00001,0000S

0,9867

0,99380,9894

0,9954

0,9877

0,9924TOTAL

1,9867

1,99381,9894

1,9954

1,9877

1,9924

0,00
1,23
98,77
100,00

0,03
0,06
99,91
100,00

0,04
2,12
97,84
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,00
0,00
0,03
Celestina
0,01
0,00
2,65
Baritina
99,99
100,0097,32
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 19373 (mina Julio César)Yacencia →
Veta
Veta
Veta
Veta
Veta
% en peso
21
22
23
24
25
FeO*
0,0531
0,0977
0,04190,0447b.l.d.
MnO
b.l.d.
b.l.d.
0,0167b.l.d.
0,0235CoO
b.l.d.
0,0238b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
MgO
b.l.d.
0,02180,0028b.l.d.
b.l.d.
CaO
b.l.d.
b.l.d.
0,00390,0049b.l.d.
SrO
0,33620,11050,12381,0011
1,43
BaO
64,35
65,29
66,38
65,83
63,38
P 2O5
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
PbO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
SO3
33,46
33,66
33,98
33,98
33,97
F
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
TOTAL
98,20
99,20
100,55
100,8698,80* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección. n.a. = no analizado

Veta
26
0,0308b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
1,009565,38
n.a.
b.l.d.
33,69
n.a.
100,11

Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 19373 (mina Julio César)Yacencia →
Veta
Veta
c.p.u.f.
21
22
+2
Fe
0,0017
0,0032Mn
0,00000,0000Co
0,00000,0007Mg
0,00000,0013Ca
0,00000,0000Sr
0,0077
0,0025Ba
0,9906
0,9923P
0,00000,0000Pb
0,00000,0000Suma
1,00001,0000

Veta
23

Veta
24

Veta
25

Veta
26

0,00130,00050,00000,00020,00020,00270,99510,00000,00001,00000,00140,00000,00000,00000,00020,02200,97640,00000,00001,00000,00000,00080,00000,00000,00000,0323
0,96690,00000,00001,00000,00100,00000,00000,00000,00000,0223
0,97670,00000,00001,0000S

0,9966

0,99490,99380,9911

0,99810,9907

TOTAL

1,9966

1,99491,9938

1,9911

1,9981

1,9907

0,02
2,20
97,78
100,00

0,00
3,23
96,77
100,00

0,00
2,23
97,77
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,00
0,00
0,02
Celestina
0,77
0,25
0,28
Baritina
99,23
99,75
99,71
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 19373 (mina Julio César)Yacencia →
Veta
Veta
Veta
Veta
Veta
% en peso
27
28
29
30
31
FeO*
0,0502b.l.d.
b.l.d.
0,0362b.l.d.
MnO
0,0235b.l.d.
0,0602b.l.d.
0,037
CoO
0,0476
0,0665b.l.d.
0,1306b.l.d.
MgO
b.l.d.
b.l.d.
0,02670,01440,0103CaO
b.l.d.
b.l.d.
0,0093b.l.d.
b.l.d.
SrO
0,92390,0115
1,06510,85230,7998
BaO
65,04
66,59
65,72
65,39
64
P 2O5
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
PbO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
SO3
33,05
33,02
32,84
33,48
33,69
F
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
TOTAL
99,14
99,69
99,72
99,90
98,54
* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección. n.a. = no analizado

Veta
32
0,04760,0504b.l.d.
b.l.d.
0,0021
1,153864,38
n.a.
b.l.d.
33,71
n.a.
99,34

Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 19373 (mina Julio César)Yacencia →
Veta
Veta
c.p.u.f.
27
28
+2
Fe
0,00160,0000Mn
0,00080,0000Co
0,00150,0020Mg
0,00000,0000Ca
0,00000,0000Sr
0,02050,0003Ba
0,9757
0,9977P
0,00000,0000Pb
0,00000,0000Suma
1,00001,0000

Veta
29

Veta
30

Veta
31

Veta
32

0,00000,00190,00000,00150,0004
0,02330,97290,00000,00001,00000,00120,00000,00400,00080,00000,01880,97520,00000,00001,00000,00000,00120,00000,00060,00000,01810,98010,00000,00001,00000,00150,00160,00000,00000,0001
0,02580,97100,00000,00001,0000S

0,98690,98630,98180,9887

0,99700,9933TOTAL

1,98691,9863

1,9818

1,9887

1,99701,9933

0,00
1,89
98,11
100,00

0,00
1,82
98,18
100,00

0,01
2,58
97,41
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,00
0,00
0,04
Celestina
2,06
0,03
2,34
Baritina
97,94
99,97
97,62
TOTAL
100,00100,00100,00Análisis de BARITINA por microsonda electrónica
Muestra → 19373 (mina Julio César)Yacencia →
Veta
Veta
Veta
% en peso
33
34
35
FeO*
b.l.d.
0,05310,0865
MnO
0,06710,04030,0167CoO
b.l.d.
0,0024
0,0166
MgO
b.l.d.
b.l.d.
0,0058CaO
0,0088b.l.d.
b.l.d.
SrO
1,04830,4553
0,9528
BaO
65,12
65
64,32
P 2O5
n.a.
n.a.
n.a.
PbO
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
SO3
33,56
33,23
33,36
F
n.a.
n.a.
n.a.
TOTAL
99,80
98,78
98,76
* = asumido como FeO total. b.l.d. = bajo el límite de detección. n.a. = no analizado
Número de cationes en base a 4 oxígenos por unidad de fórmula
Muestra → 19373 (mina Julio César)Yacencia →
Veta
Veta
c.p.u.f.
33
34
+2
Fe
0,00000,0017Mn
0,00220,0013Co
0,00000,0001Mg
0,00000,0000Ca
0,00040,0000Sr
0,02320,0102
Ba
0,9743
0,9867P
0,00000,0000Pb
0,00000,0000Suma
1,00001,0000Veta
35
0,00280,00050,00050,00030,00000,0214
0,97440,00000,00001,0000S

0,9901

0,99130,9918TOTAL

1,9901

1,9913

1,9918Proporciones moleculares de los componentes finales
Anhidrita
0,04
0,00
0,00
Celestina
2,33
1,03
2,14
Baritina
97,64
98,97
97,86
TOTAL
100,00100,00100,00Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Anexo 4ANEXO 4:
Análisis de sulfuros por microsonda electrónica

239

Análisis de SULFUROS por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →
Muestra →4951
Mineral →PiritaPirita% en peso
1
2
Bi
b.l.d.
b.l.d.
Pb
0,34930,3787Tlb.l.d.
b.l.d.
Hg
b.l.d.
b.l.d.
Au
0,0034b.l.d.
W
0,0196
0,0727Te
b.l.d.
0,0102Sbb.l.d.
b.l.d.
Sn
0,03200,0044Inb.l.d.
b.l.d.
Cd
b.l.d.
0,0659Ag
b.l.d.
b.l.d.
Se
0,0557
0,0273
As
0,19730,3802Geb.l.d.
b.l.d.
Ga
0,0033b.l.d.
Zn
b.l.d.
b.l.d.
Cu
0,00720,0024Ni
0,08450,1745
Co
0,42681,5495
Fe
46,4744
46,1676Ti
b.l.d.
b.l.d.
S
52,7978
53,0949
TOTAL
100,4513
101,9283
b.l.d. = bajo el límite de detección

San Eduardo
Pirita3
b.l.d.
0,3292b.l.d.
0,0383
0,0569b.l.d.
0,06300,0518b.l.d.
b.l.d.
0,0777b.l.d.
0,0691
0,1041b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,00160,2211
0,179546,9888
b.l.d.
52,5863
100,7674

Pirita4
0,0127
0,5727b.l.d.
0,07850,0057b.l.d.
b.l.d.
0,06940,0023b.l.d.
b.l.d.
0,0296
0,04220,1708b.l.d.
b.l.d.
0,02690,00800,24060,701146,4427
0,0031
52,8191
101,2254

Pirita50,1263
0,3489b.l.d.
b.l.d.
0,0172
0,05330,0191b.l.d.
0,0228b.l.d.
b.l.d.
0,05440,00580,1532b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,01830,3206
0,244846,2408b.l.d.
52,7089
100,3344

Pirita6
b.l.d.
0,64910,0792b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,0943b.l.d.
b.l.d.
0,01880,04500,1896b.l.d.
b.l.d.
0,02540,0036
0,05890,426645,6837
0,012853,0881
100,3751

Pirita7b.l.d.
0,2386b.l.d.
0,0974
0,0527b.l.d.
b.l.d.
0,02500,0109b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,0195
0,0631b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,31400,578945,2830b.l.d.
53,3857
100,0688

Pirita8
0,1894
0,3783b.l.d.
0,1147b.l.d.
b.l.d.
0,0307b.l.d.
0,04090,0278b.l.d.
b.l.d.
0,04420,1443b.l.d.
b.l.d.
0,01680,0144
0,4265
1,141744,5805
b.l.d.
52,7564
99,9066

Pirita9b.l.d.
0,2506
0,0080b.l.d.
0,0108b.l.d.
0,00760,0307
0,0081b.l.d.
b.l.d.
0,0421
0,0489b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,0036
0,0376
1,4685b.l.d.
45,8562
0,0021
52,5786
100,3534

Pirita10
0,01270,5018b.l.d.
b.l.d.
0,0016
0,0197b.l.d.
0,0176b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,03380,0124b.l.d.
b.l.d.
0,0107
0,2186
0,0155
4,605042,4664
0,001452,2953
100,2125

Pirita11
0,02290,2306b.l.d.
0,0440b.l.d.
0,0301b.l.d.
0,00940,01990,0017b.l.d.
0,05380,07580,0105b.l.d.
b.l.d.
0,00880,01530,01850,799846,3605
b.l.d.
52,8316
100,5332

Análisis de SULFUROS por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →
Muestra →4951
Mineral →GalenaGalena% en peso
12Bi
0,16440,1691
Pb
86,5342
86,7866Tlb.l.d.
b.l.d.
Hg
b.l.d.
b.l.d.
Au
b.l.d.
b.l.d.
W
b.l.d.
b.l.d.
Teb.l.d.
b.l.d.
Sb
0,1945
0,1980Sn0,0206
0,0227Inb.l.d.
b.l.d.
Cd
b.l.d.
b.l.d.
Ag
0,05080,0535Se
0,01590,0128As
b.l.d.
b.l.d.
Geb.l.d.
b.l.d.
Ga
0,00900,0039Zn
b.l.d.
b.l.d.
Cu
0,05330,0499Nib.l.d.
b.l.d.
Co
b.l.d.
b.l.d.
Fe
0,02270,0200Ti
b.l.d.
b.l.d.
S
12,0929
11,9506
TOTAL
99,1583
99,2671
b.l.d. = bajo el límite de detección

San Eduardo
GalenaTetraedrita Tetraedrita Tetraedrita Calcopirita Calcopirita Calcopirita
3
1
2
3
1
2
3
0,16540,3056
0,3690b.l.d.
0,1197
0,0367
0,087986,70902,5913
1,2964
1,09920,25990,15280,2287b.l.d.
0,0457
0,0670b.l.d.
b.l.d.
0,0495b.l.d.
b.l.d.
0,00500,05020,1644b.l.d.
b.l.d.
0,1513b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,1111b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,02500,02450,0076
0,19509,5794
11,2591
13,1595
b.l.d.
b.l.d.
1,08000,0257
0,07320,0816
0,03320,0200b.l.d.
0,0510b.l.d.
b.l.d.
0,0474b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,0175b.l.d.
0,04400,0413b.l.d.
0,0118b.l.d.
b.l.d.
0,05480,81600,8751
1,1974
0,0075b.l.d.
0,1417
0,0129b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,04700,0684
0,0356b.l.d.
11,5812
10,2486
8,6048b.l.d.
b.l.d.
0,5372b.l.d.
b.l.d.
0,2086
0,2474b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,0011b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
2,3201
2,32872,2446b.l.d.
b.l.d.
0,0114
0,054340,6556
40,7970
40,0060
34,0294
35,8207
34,8672
b.l.d.
0,0173b.l.d.
b.l.d.
0,02050,0077b.l.d.
b.l.d.
0,07460,11110,1363b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,02495,5051
5,60295,286831,5287
30,231029,9227b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
b.l.d.
0,0013b.l.d.
12,0766
26,811326,6510
26,2827
34,7484
34,3615
34,7059
99,3197
100,4254
100,0350
98,4623
100,8179
100,8652
101,8457

15024
Pirita1
0,0954
0,3795b.l.d0,0239b.l.d0,00190,0623b.l.d0,0167
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0450
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0344
b.l.d
b.l.d
b.l.d
48,7734
0,0021
49,9761
99,4107

Pirita2
b.l.d0,5122b.l.d
0,08290,05640,0140b.l.d
0,0214b.l.d
b.l.d
0,0321b.l.d
0,02090,7350b.l.d
b.l.d
0,01580,01950,0225b.l.d47,6975
b.l.d
48,8872
98,1174

Análisis de SULFUROS por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →
Muestra →15024
Mineral →PiritaPirita% en peso
3
4
Bi
b.l.d
b.l.d
Pb
0,4107
0,3884
Tl
b.l.d
b.l.d
Hg
0,0333b.l.dAu
0,0222b.l.d
W
0,06150,0408Te
0,0294
0,0765
Sb
0,0724
0,0165Sn
0,03440,0303Inb.l.d0,0299Cd
b.l.d
0,0548Ag
b.l.d
0,0640Se
0,0371
0,0273
As
b.l.d
b.l.d
Ge
b.l.d
b.l.d
Ga
b.l.d
b.l.d
Zn
0,01890,0024Cu
0,00400,0016Ni
0,0561
0,0432
Co
b.l.d
b.l.d
Fe
48,9125
48,6289Ti
0,0226b.l.dS49,951349,6436
TOTAL
99,6664
99,0482
b.l.d. = bajo el límite de detección

San Eduardo
Pirita5b.l.d0,4894
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0226
0,0041
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0425
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,03020,0453b.l.d
48,5109b.l.d
49,8046
98,9496

Pirita6
b.l.d
0,60870,1453b.l.d
0,0625b.l.d0,0266b.l.d
b.l.d
0,0711b.l.d
0,05150,0152
1,0785
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,01340,0006b.l.d47,7737b.l.d
49,2957
99,1428

Pirita70,14000,5418b.l.d0,1026b.l.d0,00190,0529
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0090b.l.d
0,0015
1,4247
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,01940,0013b.l.d
48,1334
0,000649,1564
99,5855

Pirita80,03980,6747b.l.d0,0386b.l.d0,0157
0,02180,0811
0,0419b.l.d0,0098b.l.d
b.l.d
3,3861b.l.d
b.l.d
0,0029b.l.d
0,0028b.l.d46,8145b.l.d
49,8661
100,9958

Pirita90,11280,1789b.l.d
0,0304b.l.d
0,0826
0,0597b.l.d
b.l.d
0,0166
0,0263b.l.d0,0249
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,02180,0076b.l.d
48,7065
b.l.d51,5255
100,7936

Pirita10b.l.d0,8078
b.l.d

b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,07410,2081
0,04540,0141
b.l.d
b.l.d
b.l.d
4,5580b.l.d
0,0264
0,0311
0,0547
0,0034b.l.d44,8135b.l.d
49,2936
99,9302

Pirita11
0,1974
0,9384
0,09890,0364
0,0488b.l.d
0,0780b.l.d
0,0810b.l.d
0,05980,0499b.l.d2,4026b.l.d
b.l.d
0,03080,0817b.l.d
b.l.d
46,5941b.l.d
47,9981
98,6959

Pirita12
b.l.d0,2487b.l.d0,0207b.l.d0,0075b.l.d
0,0810
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,02930,0029
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0155b.l.d
b.l.d
46,92240,000352,1619
99,4902

Pirita13
0,15620,2388b.l.d0,0141
0,0557
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,00630,00340,01950,0497
0,0357
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0146b.l.d47,3272
b.l.d
51,9886
99,9098

Análisis de SULFUROS por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →
Muestra →15024
Mineral →PiritaPirita% en peso
14
15
Bi
b.l.d
b.l.d
Pb
0,50730,4964Tl
0,0105
b.l.d
Hg
b.l.d
0,0804Au
b.l.d
0,0581W
0,0401
b.l.d
Te
b.l.d
0,0398
Sb
0,0182b.l.d
Sn
0,0214
0,0169
In
b.l.d
b.l.d
Cd
0,0571
b.l.d
Ag
b.l.d
0,0141Se
0,0473
0,0469
As
b.l.d
b.l.d
Ge
b.l.d
b.l.d
Ga
0,0110b.l.d
Zn
0,0065b.l.dCu
0,01390,0167
Nib.l.d0,0051
Co
b.l.d
b.l.d
Fe
46,8832
47,0784Ti
0,0066
0,0119S
51,421251,4860
TOTAL
99,0443
99,3507b.l.d. = bajo el límite de detección

San Eduardo
Pirita16
0,07050,2391b.l.d
b.l.d
0,0524
0,0690
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0195b.l.d0,0223
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0107b.l.d0,0155b.l.d47,4486
0,023351,6288
99,5997

Pirita17
0,04530,4491b.l.d
0,0941b.l.d
0,0037
0,02450,0089b.l.d0,02010,0017b.l.d
0,03120,4553b.l.d
b.l.d
0,01480,01150,0145b.l.d47,6327
0,0086
51,2294
100,0454

Pirita18
0,0556
0,2496b.l.db.l.d
0,1118b.l.d
b.l.d
0,00930,0148b.l.d0,0423b.l.d0,0256
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,02790,0127b.l.d47,4639b.l.d
51,7080
99,7215

Pirita19
0,0556
0,1896
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0383b.l.d
0,0654
0,05930,0227
0,04520,03990,0567
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,01770,01550,0117b.l.d
48,0182b.l.d
52,2781
100,9139

Pirita20
b.l.d
0,4356
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0826

b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,06790,0315
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0067
0,02500,0003b.l.d47,8960
0,011452,8504
101,4074

Pirita210,2302
1,0593b.l.d
0,06080,01080,00190,0441
0,0372
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,1903
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0281
0,0066b.l.d
48,4003
0,038751,7038
101,8121

Pirita22
b.l.d0,1800b.l.d
0,05500,0408b.l.d
0,0976
0,04210,0348b.l.d
b.l.d
0,07310,01690,5422
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
46,8766b.l.d
52,5274
100,4865

Pirita23
0,1235
0,2989b.l.d0,1461
0,0517b.l.d
b.l.d
0,0450
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,07310,02000,0964b.l.d0,02690,0052
0,00720,0098b.l.d47,37780,010252,0684
100,3602

Pirita24
0,1816
0,1593b.l.d
0,0816
0,05510,01680,0259b.l.d0,0236
b.l.d0,00580,00890,04730,0737
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0041b.l.d
47,3858
b.l.d
52,5677
100,6372

Análisis de SULFUROS por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →
Muestra →15024
Mineral →PiritaPirita% en peso
2526Bi
0,4588b.l.d
Pb
0,39880,3690Tl
0,1372b.l.d
Hg
0,0875b.l.dAu
0,0649b.l.d
W
0,0737b.l.d
Te0,01170,0002
Sb
b.l.d
0,0175Sn
0,03880,0903
In
b.l.d
b.l.d
Cd
0,0315b.l.d
Ag
0,0806b.l.d
Se
0,02880,0284As
0,17180,0548
Ge
b.l.d
b.l.d
Ga
b.l.d
b.l.d
Zn
b.l.d
b.l.d
Cu
0,01120,0216Ni
0,0067
b.l.d
Co
b.l.d
b.l.d
Fe
47,6284 46,9460
Ti
0,00220,0020S
51,9943
52,4475
TOTAL
101,2269
99,9773b.l.d. = bajo el límite de detección

San Eduardo
Pirita27
0,00250,2589
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,00280,0681
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0083
0,0337
0,01790,1132b.l.d
b.l.d
0,02080,02550,0101b.l.d
47,7104
0,019352,4178
100,7093

Pirita28
0,05780,4176b.l.d
0,0954
0,0364
0,0372b.l.d
0,0289
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0331
0,4215b.l.d
b.l.d
0,0301
0,0254
0,0161b.l.d
46,8273b.l.d
52,1320
100,1588

Pirita29
0,04290,1495b.l.d0,0645b.l.d0,00560,1202b.l.d
0,0265b.l.d
b.l.d
0,04000,0456
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0136b.l.d
b.l.d
46,9846
0,006652,6014100,1010

Pirita30
0,17150,2490
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0121b.l.d
b.l.d
0,0112
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0036
0,1020b.l.d
b.l.d
0,0007
0,03630,0038b.l.d47,1798b.l.d
52,5284
100,2984

Pirita31
0,35050,2694b.l.d0,0236
0,0328b.l.d
b.l.d
0,0045b.l.d
b.l.d
0,0456
0,0817
0,01280,2912
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0223b.l.d
b.l.d
47,4763
0,020552,2669
100,8981

Pirita32
b.l.d0,2177b.l.d
0,08420,02990,02220,0444
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,08530,07680,0087
0,0652
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0019b.l.d46,2792
0,003551,0874
98,0064

Pirita33
b.l.d
0,2391b.l.d
0,00750,0450b.l.d
0,0382
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,02490,02920,1705b.l.d0,00180,0307
b.l.d
b.l.d
b.l.d
47,0714b.l.d
52,1443
99,8026

Pirita34
b.l.d0,1790
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,04680,0497b.l.d0,0174b.l.d0,00910,0126b.l.d
b.l.d
0,02690,0171b.l.d
b.l.d
47,5064
b.l.d
52,6688
100,5338

Galena1
0,544886,4648b.l.d
b.l.d
0,00840,1465b.l.d0,12630,00080,0020b.l.d
0,10580,0139
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0117
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
11,1835
98,6085

Análisis de SULFUROS por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →
Muestra →15024
Mineral →GalenaGalena% en peso
23Bi0,7707
0,3873
Pb
86,670287,2078
Tl
b.l.d
b.l.d
Hg
0,0582
b.l.d
Au
b.l.d
0,0039W
b.l.d
0,0450Te
0,0369b.l.d
Sb
0,29510,1065Snb.l.d
0,0005
In
b.l.d
b.l.d
Cd
b.l.d
b.l.d
Ag
b.l.d
0,1360Se
0,00100,0045
As
b.l.d
b.l.d
Ge
b.l.d
b.l.d
Ga
0,0096
0,0022Zn
b.l.d
0,0052Cu
0,01980,0308Nib.l.d0,0145
Co
0,0086
b.l.d
Fe
b.l.d
0,0077Ti
0,0108b.l.dS
11,2015
10,2592
TOTAL
99,0824
98,2111b.l.d. = bajo el límite de detección

San Eduardo
Galena4
0,518686,9913b.l.d
0,0804
0,0590b.l.d
0,00980,1127
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0222
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0105b.l.d0,0008
b.l.d
b.l.d
b.l.d
11,1781
98,9834

Galena50,8136
87,1009b.l.d
b.l.d
0,00590,05000,04090,0494
0,0132b.l.d
b.l.d
0,0507
0,0076
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0137
0,0531
0,0044b.l.d0,0048b.l.d
12,4692
100,6774

Galena60,254187,0815
0,05820,0377b.l.d
b.l.d
0,07280,0063b.l.d0,0258b.l.d0,01730,0174
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,02440,0092b.l.d0,0121b.l.d
12,5884
100,2052

GalenaCalcopirita Calcopirita Calcopirita Calcopirita Calcopirita
7
1
2
3
4
5
0,8197b.l.d0,0219b.l.d0,22500,300086,7595
1,02901,01070,8794
1,0021
1,4235
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,2433b.l.d
b.l.d
0,0095
0,0955b.l.d0,0063
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0868
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,04610,00090,02490,0244b.l.d
0,0375b.l.d0,01460,32500,18350,8717
1,1043
1,0894
1,7144b.l.d0,0114
0,0615b.l.d0,00030,0734
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0072b.l.d
0,0268
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0686
0,03590,04890,0501
0,0367b.l.d0,15570,09090,11350,0056
0,0037b.l.d0,0144
0,0261
0,0219b.l.d
1,0675
1,1786
1,2502
0,9936
1,2064b.l.d0,02400,01500,0251
0,02650,0106
0,0063
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,01020,00340,00680,0311b.l.d
0,08590,034735,461334,6088
34,0346
34,6283
35,3116b.l.d
0,01150,00240,00500,01330,03720,0061
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
28,8277
27,5366
26,9558
27,4777
27,2212
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
12,8298
34,3478
34,2731
34,0346
34,631232,3857
100,8814
101,1274
99,5871
98,8531100,2864
100,0833

Análisis de SULFUROS por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →
Muestra →15024
Mineral → Calcopirita Esfalerita% en peso
6
1
Bi
b.l.d
b.l.d
Pb
1,1107
b.l.d
Tl
b.l.d
b.l.d
Hg
b.l.d
b.l.d
Au
0,04050,5241W
0,0282b.l.d
Te0,00910,0184
Sb
0,5252
0,0359
Sn
b.l.d
b.l.d
In
0,0277
0,0033
Cd
0,00190,2296Agb.l.d
0,0977
Se
0,02630,0237
As
0,8870
b.l.d
Ge
b.l.d
b.l.d
Ga
b.l.d
0,0468Zn
0,0171
63,6063Cu
35,9104
0,0550Ni
0,05230,0080Co
b.l.d
0,0125
Fe
28,6795
0,3892
Ti
b.l.d
b.l.d
S
32,5378
33,1769
TOTAL
99,8537
98,2274
b.l.d. = bajo el límite de detección

San Eduardo
Esfalerita
20,04570,3007b.l.d
b.l.d
0,5200b.l.d
b.l.d
0,00870,0101b.l.d
0,70390,0463
0,03630,0086
b.l.d0,028864,1640
0,08390,0069b.l.d0,2246
0,002833,0498
99,2411

Esfalerita
30,00730,15090,1151b.l.d0,3908b.l.d
0,0767
0,0271
0,0044b.l.d0,32210,03020,02100,0366b.l.d
b.l.d
63,17810,04750,0033b.l.d
1,8410b.l.d
33,0716
99,3237

Esfalerita
4b.l.d0,2209b.l.db.l.d
0,4016
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0353b.l.d0,70850,01720,0323b.l.d
0,0405b.l.d63,9350
0,1053
0,0076
0,00820,41630,017932,7138
98,6604

Esfalerita
5b.l.d
0,1391b.l.d
b.l.d
0,4758
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,7111
0,1524
0,0352b.l.d
b.l.d
0,0476
61,9679
0,0095b.l.db.l.d
2,5064b.l.d
32,8704
98,9154

Esfalerita
60,19620,13950,0374b.l.d0,5353
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,29900,02680,0590b.l.d
0,0577b.l.d63,1776
0,0549b.l.d
b.l.d
1,5099b.l.d
33,0076
99,1009

Esfalerita
7b.l.d0,3131b.l.d
b.l.d
0,3935b.l.d0,0286
b.l.d0,0084b.l.d0,38460,00090,0134b.l.d0,09380,015862,6493
0,0325b.l.d
b.l.d
2,1396b.l.d
32,9432
99,0167

Esfalerita
8b.l.d
0,10420,1148b.l.d0,5657
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0016b.l.d0,2886
b.l.d
0,0624
0,0165b.l.d0,0401
61,7619
0,0158b.l.d
b.l.d
3,54900,003733,2712
99,7955

Esfalerita
90,0895
0,1975b.l.db.l.d
0,5188b.l.d
0,0277
0,0167b.l.db.l.d
0,3757
0,0121
0,0665b.l.d0,0190b.l.d
63,0015
0,0549b.l.d
b.l.d
1,5909b.l.d
32,7040
98,6748

Esfalerita
10
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,4471b.l.d
b.l.d
0,03030,0102b.l.d0,70920,0026
0,0397b.l.d0,00700,0252
63,6266
0,0090b.l.d
0,0117
1,0162b.l.d
32,2858
98,2206

Análisis de SULFUROS por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →San Eduardo
Muestra →15024
Mineral → Esfalerita
Esfalerita
Esfalerita
Esfalerita% en peso
11
12
13
14
Bi
b.l.d
0,16230,1157
0,1595
Pb
b.l.d
0,0932
0,26630,1734Tl
0,0093
b.l.d
b.l.d
b.l.d
Hg
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
Au
0,4933
0,5236
0,56790,5679
W
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
Te
0,06850,00720,02030,0346
Sb
0,02200,0316
b.l.d
b.l.d
Sn
b.l.d
b.l.d
0,0321
0,0718
In
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0041
Cd
0,32830,51920,82390,2984Ag
0,0026b.l.d0,0591b.l.d
Se
0,02080,0065
0,05880,0357
As
b.l.d
b.l.d
0,0085b.l.d
Ge0,0181
0,0330
b.l.d
b.l.d
Ga
0,01280,0065b.l.d0,0709Zn
62,5459
64,6243
62,9708
61,7934Cu
0,05940,08400,0679
b.l.d
Ni
b.l.d
b.l.d
0,01970,0181
Co
b.l.d
0,0069
b.l.d
b.l.d
Fe
2,4224
0,2761
1,68032,8899Ti
b.l.d
0,0072b.l.d0,0146
S
32,8436
32,9733
32,4593
33,3034
TOTAL
98,8470
99,3549
99,1506
99,4357
b.l.d. = bajo el límite de detección

Esfalerita
15
0,0651
0,3245b.l.db.l.d
0,4702b.l.d
0,11390,0130b.l.d
b.l.d
0,59090,0756
0,0342b.l.d0,02400,0264
63,8339
0,1926
b.l.d0,00480,1306
0,007032,7490
98,6557

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Anexo 5ANEXO 5:
Análisis de galena por microsonda electrónica

247

Análisis de GALENA por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →
Muestra →19369% en peso
1
2
Pb
86,0800
86,8900
Sb
0,0368
b.l.d
Cd
b.l.d
b.l.d
Ag
0,17390,0557Asb.l.d0,0098Zn
0,0543
0,0079Cu
0,0390
b.l.d
Co
b.l.d
0,0027
Mn
b.l.d
b.l.d
Fe
0,0089b.l.dS
13,4800
13,2800
TOTAL
99,8729
100,2461
b.l.d. = bajo el límite de detección

Julio César
3
86,8300b.l.d
0,0151
0,0449
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
13,2400
100,1300

4
87,0100
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0151b.l.d
b.l.d
0,0167b.l.d
b.l.d
13,2400
100,2818

5
87,7600
0,03110,0005b.l.d0,0053b.l.d
0,0827
0,0075b.l.d
b.l.d
13,1900
101,0771

6
87,5000b.l.d
0,01280,0051
0,0266
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0177
13,2100
100,7722

7
86,6400
0,0517
0,0132
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,01230,07740,0092
13,3800
100,1838

8
86,9700
0,02430,01400,06900,02480,0834b.l.d
b.l.d
0,01110,000813,0700
100,2674

988,0100b.l.d
b.l.d
0,03930,0204
0,08600,04050,0226b.l.d
b.l.d
13,2100
101,428810
87,1400
0,0070
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0070b.l.d
13,1800
100,3340

11
86,8500b.l.d
b.l.d
0,06910,0106
b.l.d0,03180,00920,0006
0,0292
13,1100
100,110512
87,4100b.l.d
0,00480,03980,00350,0763b.l.d0,0176
0,00820,0196
13,0400
100,6198

20
87,4600
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,00620,03770,0195b.l.d0,0333b.l.d
13,0700
100,6267

21
86,5500
0,07190,00500,1152
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0164b.l.d
13,0800
99,838522
86,9500
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,04690,0333b.l.d
b.l.d
0,0321b.l.d
13,0900
100,1523

23
86,8100
0,0266
0,06130,10400,0531b.l.d
0,0044
0,0134b.l.d0,0242
13,0700
100,1670

24
86,4100b.l.d
b.l.d
0,13750,01590,0946
b.l.d0,0240b.l.d
0,0195
12,8500
99,5515

Análisis de GALENA por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →
Muestra →19369% en peso
13
14
Pb
88,1000
87,0700
Sb
0,0613b.l.d
Cd
0,0125
b.l.d
Ag
b.l.d
0,0280As
0,0106
b.l.d
Zn
b.l.d
0,0377
Cu
b.l.d
b.l.d
Co
0,0225b.l.dMn
0,00760,0011
Fe
b.l.d
b.l.d
S
13,2900
13,3800
TOTAL
101,5045
100,5168b.l.d. = bajo el límite de detección

Julio César
15
86,4700b.l.d
b.l.d
0,02480,00350,1465
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0178
13,1600
99,8226

16
86,6200
0,1000b.l.d
0,03340,0204
0,0991b.l.d
0,02840,01400,0182
13,1400
100,0735

17
86,1900
0,02720,0160b.l.d
0,00530,0140b.l.d
b.l.d
0,0011b.l.d
13,1300
99,383618
87,1400
0,07250,0249b.l.d0,0141b.l.d
0,02020,02360,0017
0,0375
13,3300
100,6645

19
85,7600
0,0054
0,05410,0166
0,0195
0,06750,0723b.l.d
0,03620,0004
13,1100
99,1420

Análisis de GALENA por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →
Muestra →19369% en peso
25
26
Pb
87,5600
87,3000Sb
b.l.d
0,0149
Cd
b.l.d
b.l.d
Ag
0,2144
b.l.d
As
b.l.d
b.l.d
Zn
0,1515
b.l.d
Cu
b.l.d
b.l.d
Co
0,0027
b.l.d
Mn
b.l.d
b.l.d
Fe
b.l.d
0,0215
S
12,8300
13,1200
TOTAL
100,7586
100,4564
b.l.d. = bajo el límite de detección

Julio César
27
88,1100
0,0003b.l.d
b.l.d
0,0576b.l.d
b.l.d
0,0476
0,0298b.l.d
12,9600
101,2053

28
85,5700
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0052b.l.d
0,0493b.l.d
b.l.d
13,0000
98,6245

29
86,4100b.l.d
0,0681
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0375b.l.d
b.l.d
0,0172
12,8300
99,362830
86,3900
0,0046b.l.d0,1147b.l.d
0,0562b.l.d
b.l.d
0,0035b.l.d
13,2300
99,799031
87,1200b.l.d
b.l.d
0,0410b.l.d
0,02540,01150,0134b.l.d0,0215
13,1000
100,3328

32
86,2700b.l.d
0,00390,0866
b.l.d0,07980,0188
b.l.d
b.l.d
b.l.d
12,9000
99,3591

33
86,9600b.l.d
0,0628b.l.d0,0151
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0275b.l.d
13,2200
100,2854

34
87,4300
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0593b.l.d0,0180b.l.d
0,03380,0231
12,8000
100,3642

35
86,7800
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,00700,0918
b.l.d
b.l.d
b.l.d
13,0900
99,968836
86,6100
0,0476b.l.d
b.l.d
0,0284
0,0648
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
12,8900
99,640844
87,9800b.l.d
0,0109b.l.d
0,0266
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
13,1600
101,1775

45
86,0800
0,0677b.l.d0,0013b.l.d
0,0948
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,024013,0500
99,317846
88,2300b.l.d
b.l.d
0,11330,0124
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,05830,0093
12,9000
101,3233

47
87,4400b.l.d
b.l.d
0,03130,0088
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,00760,010812,8200
100,3185

48
86,7000b.l.d
0,0673b.l.d
b.l.d
0,0666
b.l.d0,0022b.l.d
b.l.d
12,9800
99,8161

Análisis de GALENA por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →
Muestra →19369% en peso
37
38
Pb
86,8800
87,3100
Sb
b.l.d
b.l.d
Cd
b.l.d
0,0655Ag0,16020,1302
As
b.l.d
b.l.d
Zn
0,1615
b.l.d
Cu
b.l.d
0,0339
Co
b.l.d
b.l.d
Mn
0,00410,0006
Fe
0,0423b.l.dS
13,1100
12,9800
TOTAL
100,3581
100,5202b.l.d. = bajo el límite de detección

Julio César
39
88,2200
0,02700,0745
0,0547
0,0230
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0064
12,9600
101,3656

40
87,7300
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0177
0,04550,0375
b.l.d
b.l.d
b.l.d
12,8500
100,6807

41
86,4700
0,00090,0151
0,0484
0,0239b.l.d
0,0687
0,03750,0064b.l.d
13,1800
99,850942
86,7400
0,0041
0,0474
0,1041
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,06190,0355
12,9700
99,9630

43
87,4000b.l.d
0,0572b.l.d0,0124
0,0787
0,04830,0032b.l.d
0,0051
13,1300
100,7349

Análisis de GALENA por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →
Muestra →19369% en peso
4950
Pb
86,8000
86,9400
Sb
b.l.d
b.l.d
Cd
0,0691b.l.d
Ag
0,0502b.l.d
As
0,0522b.l.d
Zn
0,0596
0,0796
Cu
b.l.d
b.l.d
Co
0,0081b.l.d
Mn
0,0140
b.l.d
Fe
b.l.d
0,0433
S
13,2000
12,8300
TOTAL
100,2532
99,8929b.l.d. = bajo el límite de detección

Julio César
51
86,4500b.l.d
b.l.d
0,05020,06110,0140b.l.d
0,0396b.l.d
b.l.d
12,6400
99,2549

52
87,4100b.l.d
0,02020,02520,0018b.l.d
0,0484b.l.d
b.l.d
0,0297
12,9000
100,4353

53
87,5300
0,0111b.l.d
0,06210,01150,0865
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
12,7900
100,4912

54
86,2600b.l.d
b.l.d
0,04020,0594
0,1042b.l.d
0,03430,0053b.l.d
12,8100
99,3134

55
86,1900
0,05850,0355b.l.d0,01240,1228b.l.d
0,02620,01280,0044
13,0400
99,502656
86,8800
0,0021
0,0335b.l.d0,0115b.l.d0,00070,01120,0134
0,024912,5700
99,547357
86,7200
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0166
b.l.d0,02250,0163b.l.d
12,9600
99,735458
85,9800b.l.d
0,02640,11120,00880,0061b.l.d
b.l.d
0,0088b.l.d
13,1100
99,251359
87,2000
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,01410,0813b.l.d0,02990,0017b.l.d
12,7200
100,0470

60
86,4900
0,01550,01480,0387b.l.d0,0105b.l.db.l.d
0,0327
0,003912,8000
99,406168
86,7600
0,1011b.l.d
b.l.d
0,0610
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0211
13,0800
100,023269
87,1900
0,0097b.l.d
b.l.d
0,04600,0192b.l.d
0,03580,0029b.l.d
12,9400
100,243670
87,1400
0,0638b.l.d
b.l.d
0,01680,05250,0224
0,0070b.l.d
b.l.d
12,9200
100,222571
87,6100
0,0441b.l.d
b.l.d
0,05840,0061b.l.d
0,0016
b.l.d
0,056913,1600
100,9371

72
86,3500
0,0314
0,0431
0,0941
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0105b.l.d
12,6500
99,1791

Análisis de GALENA por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →
Muestra →19369% en peso
61
62
Pb
86,6200
86,7200
Sb
b.l.d
b.l.d
Cd
0,08920,0693Ag
0,0746b.l.dAs
0,01950,0106
Zn
b.l.d
b.l.d
Cu
b.l.d
b.l.d
Co
b.l.d
0,0198
Mn
b.l.d
b.l.d
Fe
b.l.d
0,0389S
12,8800
12,9200
TOTAL
99,6833
99,7786
b.l.d. = bajo el límite de detección

Julio César
63
87,0000
b.l.d
b.l.d
0,1034
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,00940,0066
13,0100
100,129464
86,9900b.l.d
b.l.d
0,0151b.l.d
b.l.d
0,0802
b.l.d
b.l.d
b.l.d
13,2500
100,3353

65
87,0100b.l.d
0,0057b.l.d
b.l.d
0,06040,0043b.l.d
b.l.d
0,0053
12,7900
99,8757

66
87,9100b.l.d
0,0502b.l.d
b.l.d
0,11620,0137b.l.d
b.l.d
0,029012,7500
100,8691

67
87,3500b.l.d
0,0048b.l.d
0,0080
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0082b.l.d
13,0400
100,4110

Análisis de GALENA por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →
Muestra →19369% en peso
73
74
Pb
87,0700
86,3200
Sb
0,04000,0130
Cd
b.l.d
b.l.d
Ag
b.l.d
0,1858As
0,0486
0,0195
Znb.l.d
0,0044
Cu
b.l.d
0,0564Co
b.l.d0,0032
Mn
b.l.d
b.l.d
Fe
0,0088b.l.dS
12,8500
12,8300
TOTAL
100,0174
99,4323b.l.d. = bajo el límite de detección

Julio César
75
86,9800
0,0774b.l.d
b.l.d
0,0328b.l.d0,04030,02870,0396b.l.d
12,8000
99,998876
86,5600b.l.d
b.l.d
0,1125
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0175
12,7300
99,4200

77
87,0600
0,1270b.l.d
b.l.d
0,0018b.l.d
0,03180,0262b.l.d
0,0056
12,9400
100,1924

78
88,1400
0,02000,0241b.l.d
0,04340,0227
0,0541b.l.d
0,03210,0006
12,7900
101,127079
86,7600
0,0036b.l.d
b.l.d
0,0177b.l.db.l.d
0,0011b.l.d
b.l.d
12,9900
99,772480
86,9900
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,02570,02980,0448b.l.d
b.l.d
0,0054
12,9400
100,0357

81
87,2800b.l.d
0,0207
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,05350,00220,03390,0215
13,0700
100,481882
87,5500
0,0144b.l.d0,01340,02220,13400,03320,01930,0035b.l.d
12,9600
100,7500

83
85,4800b.l.d
0,0158b.l.d
0,04510,0166b.l.d
b.l.d
0,01170,000313,0800
98,6495

84
86,5100
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0203
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0053b.l.d
12,8900
99,425692
87,4700b.l.d
0,0027b.l.d
b.l.d
0,06220,02890,0316
0,0099b.l.d
12,7000
100,3053

93
87,7200
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0070b.l.d
12,5400
100,2670

94
87,4600b.l.d
0,0047
0,0262b.l.d
0,0867b.l.d
b.l.d
0,0233
0,0075
12,6400
100,2484

19373
1
86,9500b.l.d
0,0986
b.l.d
0,0665
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0075
13,1800
100,30262
86,4200
0,0379
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0383b.l.d0,03390,003812,8500
99,3839

Análisis de GALENA por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →
Muestra →19369% en peso
8586
Pb
86,9500
88,5200
Sb
0,03600,0695
Cdb.l.d
0,0369Ag
0,1178b.l.d
As0,0044
0,0186
Zn
0,0131
b.l.d
Cu
b.l.d
b.l.d
Co
0,0396b.l.d
Mn
0,0321b.l.d
Fe
0,0441b.l.d
S
12,7500
13,0500
TOTAL
99,9871
101,6950
b.l.d. = bajo el límite de detección

Julio César
87
87,6300
b.l.d
b.l.d
0,0489
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0053b.l.d
12,8700
100,5542

88
87,0200b.l.d
0,07440,0207b.l.d0,02450,0411
b.l.d
b.l.d
b.l.d
12,6900
99,870789
87,0200
0,0030
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,02810,01390,00990,0011
12,6600
99,736090
87,0000b.l.d
b.l.d
0,0343
0,05400,0202b.l.d
0,00370,0398b.l.d
13,0400
100,1920

91
87,3200
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,01460,0016
13,0100
100,3462

Análisis de GALENA por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →
Muestra →19373% en peso
34
Pb
87,1700
86,7400
Sb
0,0497
b.l.d
Cd
b.l.d
0,0303Ag
b.l.d0,1538
As
b.l.d
b.l.d
Zn
0,0745
b.l.d
Cu
b.l.d
b.l.d
Co
b.l.d
0,0053Mn
0,0292b.l.d
Fe
0,0347
0,0584
S
12,8500
13,0500
TOTAL
100,2081
100,0378
b.l.d. = bajo el límite de detección

Julio César
5
87,0600
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0443
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,02920,0027
12,8900
100,0262

6
87,6000
b.l.d
b.l.d
0,0920b.l.d
0,0263b.l.d
0,0284b.l.d0,0217
12,8100
100,5784

7
86,1000
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,00110,0152b.l.d
12,8500
98,96638
86,7500
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0302b.l.d
b.l.d
0,0316
b.l.d0,052813,0100
99,8746

987,5600
0,0174b.l.d
b.l.d
0,0470b.l.d
0,0224b.l.d
b.l.d
0,022912,8300
100,4997

10
87,0100b.l.d
0,0610b.l.d
0,00890,0964b.l.d
b.l.d
0,0181
0,0275
12,8800
100,1019

11
87,3000
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,02130,1542b.l.d
b.l.d
0,00230,0251
12,7000
100,202912
87,3700
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,00880,012013,0900
100,4808

13
87,6400
0,0130
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0036b.l.d
b.l.d
0,0121
12,8500
100,5187

14
87,5000
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0142b.l.d
b.l.d
0,0294b.l.d0,0035
12,9800
100,5271

22
87,3000b.l.d
0,0171
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,07380,02090,01340,0022
13,0700
100,4974

23
87,7200
0,0099b.l.d
b.l.d
0,0035b.l.d0,0131b.l.d
0,0497
0,0546
13,1700
101,0208

24
87,0200b.l.d
b.l.d
0,03900,04700,0877b.l.d0,0107
0,00880,0141
12,9300
100,1573

25
87,7600b.l.d
0,0767
0,0218b.l.d
0,0912
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
12,8400
100,7897

26
87,2200
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,02570,0017
0,0073
12,9600
100,2147

Análisis de GALENA por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →
Muestra →19373% en peso
15
16
Pb
86,9600
86,6200
Sb
b.l.d
b.l.d
Cd
0,0337
0,0071Ag
0,0087
b.l.d
As
b.l.d
b.l.d
Zn
b.l.d
0,1157Cu
b.l.d
0,0427
Co
b.l.d
b.l.d
Mn
b.l.d
b.l.d
Fe
b.l.d
0,0192
S
12,9500
12,9100
TOTAL
99,9524
99,7147b.l.d. = bajo el límite de detección

Julio César
17
87,0300b.l.d
0,03730,1233
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0241
0,03680,0412
12,9700
100,262718
87,0500
0,0194b.l.d0,1328b.l.d0,0202b.l.d0,01600,0392b.l.d
12,8200
100,0976

19
86,6200
0,02250,00900,0157
0,0328b.l.d
0,0051
0,0466b.l.d
b.l.d
12,8200
99,571720
86,3100
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0474b.l.d0,0011
0,0035b.l.d
13,0100
99,3720

21
86,5500
b.l.d
0,0074b.l.d0,0275b.l.d0,0536
0,0263
0,0685b.l.d
13,0700
99,8033

Análisis de GALENA por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →
Muestra →19373% en peso
27
28
Pb
87,2400
86,9700
Sb
b.l.d
b.l.d
Cd
b.l.d
b.l.d
Ag
b.l.d
0,0274Asb.l.d0,0044
Zn
0,14650,0456
Cu
b.l.d
b.l.d
Co
b.l.d
0,0161Mn
0,00880,0251
Fe
b.l.d
0,0434
S
12,8500
13,0000
TOTAL
100,2453
100,1320b.l.d. = bajo el límite de detección

Julio César
29
85,6900
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0301
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0274
12,8800
98,627530
87,1800b.l.d
0,0155b.l.d
b.l.d
0,05620,04850,03490,0298b.l.d
12,9900
100,3549

31
86,3500b.l.d
b.l.d
0,0966
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0313
12,9300
99,407932
87,4500b.l.d
b.l.d
0,02250,0106
0,0298b.l.d
0,02680,0164
0,046813,0000
100,602933
87,2400
0,0105
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0254
0,03400,0230b.l.d
0,0125
13,0400
100,3854

34
86,0500
0,0079b.l.d
b.l.d
0,0018b.l.d0,00730,0032b.l.d
b.l.d
13,0600
99,130235
85,3700b.l.d
0,0109b.l.d
0,0213
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
12,9300
98,332236
86,5700
b.l.d
b.l.d
0,1149b.l.d
0,0966
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
13,0000
99,781537
87,2300b.l.d
b.l.d
0,0151
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,04020,03100,0422
12,8800
100,2385

3886,0800
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,027012,8100
98,917046
87,4600
0,0553b.l.d0,0794
0,05590,0079b.l.d
0,00590,0264
0,0356
13,0400
100,7664

47
86,2700b.l.d
0,0182
0,11820,02840,1371
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
12,9200
99,491948
88,5400
0,0122b.l.d0,13990,0284
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
12,8300
101,5505

49
86,7200b.l.d
b.l.d
0,0331
0,0098b.l.d
b.l.d
0,0166
0,03220,011912,8400
99,663650
86,3200
b.l.d
b.l.d
0,0787
0,00440,0422b.l.d0,0177b.l.d
b.l.d
13,0000
99,4630

Análisis de GALENA por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →
Muestra →19373% en peso
3940
Pb
87,1300
86,7100
Sb
b.l.d
b.l.d
Cd
b.l.d
0,0465Ag
0,1352
b.l.d
As
b.l.d
b.l.d
Zn
b.l.d
b.l.d
Cu
0,0145
b.l.d
Co
b.l.d
0,0493
Mnb.l.d
0,0064Fe
0,00150,0453
S
12,9200
12,9500
TOTAL
100,2012
99,8075
b.l.d. = bajo el límite de detección

Julio César
41
86,5800
0,0025
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0210b.l.d
0,03980,0405
12,7000
99,383842
87,5600b.l.d
b.l.d
0,1816
0,0151
0,0949
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0072
13,1400
100,9988

43
86,9100
0,0162b.l.d
0,0116b.l.d
b.l.d
0,04420,0204
0,00700,0071
13,1700
100,1865

44
87,1100b.l.d
0,0354
0,0447b.l.d0,0359b.l.d0,0536
0,02580,0263
12,8300
100,1617

45
85,3200b.l.d
b.l.d
0,0276
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
12,8300
98,1776

Análisis de GALENA por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →
Muestra →19373% en peso
51
52
Pb
85,2400
87,0100
Sb
b.l.d
b.l.d
Cd
b.l.d
0,0277
Ag
b.l.d
b.l.d
As
0,02480,0710Zn
0,16090,0781
Cu
b.l.d
b.l.d
Co
b.l.d
b.l.d
Mn
0,0023
b.l.d
Fe
b.l.d
0,0063
S
13,0000
12,8800
TOTAL
98,4280
100,0731
b.l.d. = bajo el límite de detección

Julio César
53
85,7800
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,00980,0888b.l.d0,02200,00350,023912,9800
98,908054
86,8200
0,0566
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,03480,0409b.l.d
12,8200
99,772355
88,3900b.l.d
0,00240,0120b.l.d
0,0869b.l.d
b.l.d
0,0088b.l.d
13,0900
101,5901

56
87,5500b.l.d
0,01670,1750b.l.d
0,10300,0181b.l.d
b.l.d
0,062813,3400
101,2656

57
86,4000
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,06150,0261
0,03600,0252b.l.d
12,9600
99,508858
86,1500
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,05500,01140,01520,0022b.l.d
b.l.d
12,9400
99,173859
87,3700
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0070b.l.d
b.l.d
0,0762b.l.d
13,2500
100,703260
88,2000
0,0691b.l.d
0,05420,02750,0887
0,01740,0016
b.l.d0,0294
13,0600
101,5479

61
87,6500
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,00350,0123b.l.d
0,03170,0017b.l.d
12,9700
100,6692

62
86,9900b.l.d
b.l.d
0,0358b.l.d0,0931
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0053
13,0400
100,1642

70
86,7800
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,03190,0357b.l.d
0,0375
0,04800,0405
13,0400
100,0136

71
86,6100
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0115b.l.d0,0361b.l.d
0,01700,030812,8700
99,575472
87,2600
0,0080
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,06090,0451b.l.d
b.l.d
13,1800
100,5540

73
86,9500
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0319
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0053
12,8500
99,837274
86,3500
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,01750,0022
b.l.d
b.l.d
b.l.d
12,8300
99,1997

Análisis de GALENA por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →
Muestra →19373% en peso
63
64
Pb
85,6400
86,1000
Sb
b.l.d
b.l.d
Cd
0,01890,0521
Ag
b.l.d
b.l.d
As
0,0009
b.l.d
Zn
b.l.d
b.l.d
Cu
0,0203
b.l.d
Co
b.l.d
0,0102
Mn
b.l.d
0,0621
Fe
b.l.d
b.l.d
S
12,7900
12,8300
TOTAL
98,4701
99,0544b.l.d. = bajo el límite de detección

Julio César
65
85,8700b.l.d
0,0331
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0369b.l.d
12,8700
98,8100

66
87,0000b.l.d
0,03990,00230,0177b.l.d0,0072b.l.d
b.l.d
0,0064
12,9900
100,0635

67
85,8700b.l.d
0,0372b.l.d
0,0267
0,09680,00940,05000,0146
0,0393
13,1100
99,2540

68
85,5200b.l.d
0,02900,1087
0,0053
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0106
0,0261
12,8200
98,519769
87,4400
0,0081b.l.d
0,0052b.l.d
0,0351b.l.d
b.l.d
0,03220,0457
12,9400
100,5063

Análisis de GALENA por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →
Muestra →19373% en peso
7576
Pb
86,2700
86,8200
Sb
b.l.d
b.l.d
Cd
b.l.d
b.l.d
Ag
0,1031
0,1084As
b.l.d0,0204
Zn
0,1141
b.l.d
Cu
b.l.d
b.l.d
Co
b.l.d
0,0171
Mn
b.l.d
0,0363
Fe
0,01850,0288
S
12,8400
12,9700
TOTAL
99,3457
100,0010
b.l.d. = bajo el límite de detección

Julio César
77
87,3800
0,0366
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0543b.l.d
b.l.d
13,1300
100,6009

78
87,6800
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0562b.l.d
b.l.d
0,01990,003613,1300
100,8897

79
87,3700
0,0072b.l.d
0,03780,01420,0501b.l.d
0,02250,0070b.l.d
13,0900
100,5988

80
86,9000b.l.d
0,0203b.l.d
0,03640,0052b.l.d0,0236
0,02280,039813,0100
100,0581

81
87,4500
0,0003
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0940b.l.d
0,00320,02810,0606
12,9700
100,6062

82
87,5100b.l.d
0,02850,0021
0,00620,0175b.l.d0,02520,01050,0112
13,0600
100,6712

83
86,3900b.l.d
0,0474b.l.d0,0275b.l.d
b.l.d
0,01510,01290,0082
13,0800
99,581184
86,6400
0,0318b.l.d
b.l.d
0,0470b.l.d
b.l.d
0,0097b.l.d
b.l.d
13,1700
99,898585
86,5400b.l.d
0,0113
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,05280,0123b.l.d
b.l.d
12,7700
99,3864

86
85,9900
0,0397
0,0385b.l.d0,03100,0088
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
13,0200
99,128094
86,6600b.l.d
0,0347b.l.d0,0018
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0034
12,9500
99,6499

95
87,5400b.l.d
0,0264b.l.d
b.l.d
0,0307b.l.d0,02150,02400,069812,9400
100,6524

96
86,3600
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0950b.l.d
0,0247b.l.d
b.l.d
12,9400
99,419797
85,8700b.l.d
b.l.d
0,04250,02230,1723b.l.d
0,0623
0,0351
0,0061
12,7700
98,980698
88,3200
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,00450,0281b.l.d
0,0134b.l.d0,016812,9400
101,3228

Análisis de GALENA por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →
Muestra →19373% en peso
87
88
Pb
86,9900
86,3000
Sb
b.l.d
b.l.d
Cd
0,0124b.l.d
Ag0,1280b.l.d
As
0,0436
0,0151Zn
0,0967
b.l.d
Cu
b.l.d
0,0986
Co
0,00430,0252
Mn
b.l.d
0,0305Fe
0,04790,0263
S
12,8800
12,9900
TOTAL
100,2029
99,4857
b.l.d. = bajo el límite de detección

Julio César
89
86,8400
b.l.d
0,0011
0,0087
0,02310,02990,0276
0,01720,0094
0,0274
13,1400
100,124490
86,0600
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,01930,0162
12,9700
99,0655

91
86,1600
0,0541b.l.d
0,0381
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,00480,0463b.l.d
12,9300
99,233392
86,1700
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0275
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
12,8000
98,997593
86,2400
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0728b.l.d
0,0870b.l.d
0,0041b.l.d
13,1700
99,5739

Análisis de GALENA por microsonda electrónica en MINERALIZACIONES VETIFORMES
Mina →
Muestra →19373% en peso
99100
Pb
87,3000
86,9800Sbb.l.d
0,0049Cd
b.l.d
0,0555
Ag
b.l.d
b.l.d
As
0,02750,0115
Zn
b.l.d
b.l.d
Cu
0,07680,0782
Co
b.l.d
b.l.d
Mn
b.l.d
0,0387Fe
0,01390,0121
S
13,0800
13,0800
TOTAL
100,4982
100,2609
b.l.d. = bajo el límite de detección

Julio César
101
86,7200
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,0062b.l.d
0,0029b.l.d
0,0023b.l.d
13,2200
99,9514102
87,0000b.l.d
0,0319b.l.d0,02300,0484
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
13,2500
100,3533

103
86,0800
0,0527
b.l.d
b.l.d
b.l.d
b.l.d
0,05520,0048b.l.d
b.l.d
13,1800
99,3727104
86,4700
b.l.d
0,10430,0594
0,0621
0,0035b.l.d0,0366
b.l.d0,003913,0900
99,8298

Lic. Salvioli Melisa A.

Tesis Doctoral 2017

Anexo 6ANEXO 6:
Análisis de magnetita por microsonda electrónica

256

Análisis de MAGNETITA por microsonda electrónica de ROCAS ÍGNEAS y MINERALIZACIONES
Muestra → 21827 (cerro Los Bueyes)% en peso
1
2
SiO2
0,19
0,06
TiO2
Sc2O3

2,95
bl.d

3,30
bl.d

3

4
0,07
3,58
0,02

6
0,06
3,65

bl.d

7

8

0,01

0,07

3,37

3,67

bl.d

0,01

9

10

11

0,02

0,05

0,50

3,01

2,95

3,47

0,01

0,03

bl.d

12
0,12
3,37

bl.d

0,46
3,51
bl.d

Al2O3

1,09

1,23

1,67

1,86

1,48

1,56

1,16

1,03

1,58

2,29

2,00

Cr2O3

0,04

0,03

0,01

0,04

0,04

0,02

0,05

0,04

0,03

0,03

0,02

V 2 O3

0,31

0,34

0,26

0,22

0,44

0,29

0,29

0,36

0,44

0,48

0,32

Fe2O3*
FeO*
MnO
NiO
MgO
CaO
CoO
ZnO
Na2O

60,74
32,18
1,51
bl.d
0,09
bl.d
bl.d
0,18
bl.d

61,01
31,76
1,60
bl.d
0,48
bl.d
bl.d
0,22
bl.d

59,66
31,41
1,84
bl.d
0,73
bl.d
bl.d
0,22
bl.d

59,72
31,81
1,63
bl.d
0,72
bl.d
bl.d
0,23
bl.d

60,78
31,48
1,36
bl.d
0,78
bl.d
0,25
0,18
bl.d

60,09
32,48
1,08
bl.d
0,64
bl.d
bl.d
0,33
bl.d

61,52
31,08
1,87
bl.d
0,44
bl.d
bl.d
0,31
bl.d

62,00
32,51
0,81
bl.d
0,43
bl.d
bl.d
0,19
bl.d

58,48
32,64
1,44
bl.d
0,45
bl.d
bl.d
0,25
bl.d

60,10
31,66
1,36
bl.d
1,09
bl.d
bl.d
0,30
bl.d

59,81
32,61
1,41
bl.d
0,96
bl.d
bl.d
0,18
bl.d

K2 O

bl.d

0,02

0,01

0,02

0,02

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d
100,37

bl.d
99,30

bl.d
100,81

bl.d
101,28

0,03

bl.d

P2O5
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
TOTAL
99,27
100,0599,47
99,96
100,18100,26
99,76*= Fe2O3 y FeO discriminado estequiométricamente según Droop 1987; b.l.d. = bajo el límite de detección

Número de cationes en base a 32 oxígenos por unidad de fórmula
Posiciones R+2
Muestra → 21827 (cerro Los Bueyes)
c.p.u.f.
1
2
2+
Fe
8,2666
8,0668Mn
0,39210,4108Mg
0,03890,2191Ca
0,00000,0000Co
0,00000,0000Ni
0,00000,0000Zn
0,0413
0,0482K
0,00000,0128Suma
8,73898,7578

3

4

6

7

8

9

10

11

12

7,98780,47390,33230,00000,00000,00000,04980,00008,84378,04050,41790,32360,00000,00000,00000,05090,00738,8401

7,9573
0,34820,35060,00000,06080,00000,0406
0,0054
8,76308,2074
0,2774
0,28690,00000,00000,00000,0727
0,00588,8502

7,92700,48200,19820,00000,00000,00000,07050,00898,6866

8,24850,2084
0,19220,00000,00000,00000,04230,00008,6914

8,31980,37230,20580,00000,00000,00000,05510,00008,9531

7,89690,3436
0,48330,00000,00000,00000,06700,00008,7907

8,1024
0,3541
0,42570,00000,00000,00000,04020,00008,9224

Posiciones M+3
Fe3+
Al
Cr
Sc
V
Suma

14,0411
0,39570,01000,0001
0,0754
14,5223

13,9429
0,43850,00790,00000,0823
14,4716

13,6498
0,59850,00190,0025
0,0624
14,3151

13,5845
0,66340,01030,00000,0543
14,3124

13,8259
0,52730,01000,00000,1054
14,4687

13,6626
0,55620,00530,0014
0,069814,2953

14,1187
0,41590,01160,00000,0716
14,6178

14,1532
0,36720,00840,00120,0883
14,6183

13,41210,56790,00600,00350,107814,0973

13,4898
0,8057
0,00800,00000,115014,4185

13,37210,70180,00520,00000,0762
14,1553

Si
Ti
Suma

Posiciones T+4
0,05810,6807
0,73880,0176
0,75300,7706

0,02220,81900,84120,01660,83080,84750,00300,7653
0,76840,02020,83430,85450,00580,68980,6956

0,0164
0,67390,69030,1536
0,79600,9496

0,03580,75490,79070,13700,78540,9224TOTAL

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

4,65
95,28
0,07
100,00

3,67
96,26
0,07
100,00

3,91
96,05
0,04
100,00

2,86
97,06
0,08
100,00

2,53
97,41
0,06
100,00

4,06
95,90
0,04
100,00

5,63
94,31
0,06
100,00

4,98
94,98
0,04
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales*
Espinela
2,74
3,05
4,20
Magnetita
97,19
96,90
95,79
Cromita
0,07
0,06
0,01
TOTAL
100,00100,00100,00*= según Deer et al. 1992

Análisis de MAGNETITA por microsonda electrónica de ROCAS ÍGNEAS y MINERALIZACIONES
Muestra → 21827 (cerro Los Bueyes)% en peso
13
14
SiO2
0,96
0,85
TiO2
Sc2O3

3,39
bl.d

15

16
0,90

3,38

3,26

0,01

0,01

17

18

0,07

0,47

3,67

3,55

bl.d

0,01

19

20

21

0,13

0,08

0,05

3,84

3,30
0,01
1,42

bl.d

Al2O3

2,45

2,39

2,49

1,66

1,73

1,87

Cr2O3

0,04

0,03

0,02

0,02

0,04

0,03

bl.d

22

23

0,04

0,05

0,17

3,53

3,45

3,01

0,01

0,03

0,01

2,02

1,32

1,43

3,20

0,01

0,09

0,04

0,01

3,27
bl.d

V 2 O3

0,39

0,28

0,42

0,30

0,30

0,40

0,41

0,42

0,24

0,49

0,22

Fe2O3*
FeO*
MnO
NiO
MgO
CaO
CoO
ZnO
Na2O

57,89
33,18
1,42
bl.d
0,84
bl.d
bl.d
0,26
bl.d

58,19
32,34
1,94
bl.d
0,94
bl.d
bl.d
0,18
bl.d

58,54
33,23
0,96
0,03
0,96
bl.d
bl.d
0,24
bl.d

60,70
31,98
1,54
bl.d
0,87
bl.d
bl.d
0,29
bl.d

59,12
31,54
1,86
bl.d
0,89
bl.d
bl.d
0,49
bl.d

59,45
31,49
1,98
bl.d
0,82
bl.d
0,05
0,44
bl.d

60,68
33,93
0,29
0,02
0,13
bl.d
bl.d
0,18
bl.d

60,30
31,82
1,49
bl.d
1,01
bl.d
bl.d
0,05
bl.d

60,85
32,94
1,09
bl.d
0,37
bl.d
bl.d
0,12
bl.d

60,77
32,30
0,96
bl.d
0,29
bl.d
bl.d
0,32
bl.d

59,56
31,72
1,58
bl.d
0,97
bl.d
bl.d
0,41
bl.d

K2 O

bl.d

bl.d

0,05

0,02

0,02

0,02

0,02

0,01

bl.d
99,68

bl.d
101,10

bl.d

P2O5
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
TOTAL
100,81
100,54
101,11
101,12100,01
100,50100,45*= Fe2O3 y FeO discriminado estequiométricamente según Droop 1987; b.l.d. = bajo el límite de detección

0,02
bl.d
100,73bl.d
bl.d100,55

Número de cationes en base a 32 oxígenos por unidad de fórmula
Posiciones R+2
Muestra → 21827 (cerro Los Bueyes)
c.p.u.f.
13
14
2+
Fe
8,2535
8,0672Mn
0,35870,4896Mg
0,37290,4157Ca
0,00000,0000Co
0,00000,0000Ni
0,00000,0000Zn
0,05730,0403K
0,00000,0000Suma
9,0425
9,0127

15

16

17

18

19

20

21

22

23

8,23530,2414
0,42500,00000,00000,00690,05300,01708,9786

7,9945
0,3886
0,38630,00000,00000,00000,0647
0,00618,8402

7,9527
0,47500,39960,00000,00000,00000,10820,0062
8,9417

7,90780,50420,36800,00000,01200,00000,0982
0,0073
8,89758,59930,07440,06050,00000,00000,0044
0,03940,00008,7781

7,95920,37620,44900,00000,00000,00000,01080,00768,8027

8,32880,27970,16770,00000,00000,00000,02610,00008,80238,2404
0,24830,13370,00000,00000,00000,07190,00628,7004

7,8574
0,39590,42750,00000,00000,00000,08920,00428,7743

Posiciones M+3
Fe3+
Al
Cr
Sc
V
Suma

12,9556
0,85920,00850,00000,091813,9151

13,0586
0,84150,00710,0016
0,0674
13,9762

13,0526
0,86920,00470,0006
0,0993
14,0265

13,65190,58400,00570,00000,071914,3135

13,4125
0,61620,00910,0016
0,0728
14,1121

13,4343
0,66120,00640,0003
0,095814,1980

13,8384
0,50610,00000,0016
0,0994
14,4454

13,57120,71230,00190,00070,1014
14,3875

13,84420,47040,02200,0042
0,058914,3996

13,9489
0,51450,00920,00070,1203
14,5936

13,2767
1,11580,00300,00000,051814,4473

Posiciones T+4
Si
Ti
Suma

0,28490,7575
1,04250,25200,7591
1,0111

0,26790,7271
0,99490,02120,82510,84630,14110,8051
0,94620,03750,86700,90450,02420,75220,77650,01500,79480,8097

0,01300,7851
0,79810,0146
0,6914
0,70600,05070,72780,7784TOTAL

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

4,10
95,86
0,04
100,00

4,39
95,55
0,06
100,00

4,69
95,27
0,05
100,00

3,53
96,47
0,00
100,00

4,99
95,00
0,01
100,00

3,28
96,57
0,15
100,00

3,55
96,38
0,06
100,00

7,75
92,23
0,02
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales*
Espinela
6,22
6,05
6,24
Magnetita
93,72
93,90
93,72
Cromita
0,06
0,05
0,03
TOTAL
100,00100,00100,00*= según Deer et al. 1992

Análisis de MAGNETITA por microsonda electrónica de ROCAS ÍGNEAS y MINERALIZACIONES
Muestra → 21827 (cerro Los Bueyes)% en peso
24
25
SiO2
bl.d
0,31
TiO2

3,39

Sc2O3

0,01

Al2O3

2,14

Cr2O3

bl.d

3,52
bl.d
1,44
0,01

26

27

28

29

30

3

4

0,02

0,08

0,11

3,80

3,14

3,71

0,01

0,02

1,99

1,84

1,90

1,54

2,74

2,63

2,14

2,26

0,08

0,03

0,04

0,03

0,04

0,03

0,06

0,07

bl.d
1,60
bl.d

0,05

21824 (cerro Los Bueyes)
1
2
0,05
0,74
1,14

3,50
bl.d

3,26
bl.d

3,16
bl.d

3,79
bl.d

0,14
3,58
bl.d

0,22
3,49
bl.d

V 2 O3

0,36

0,36

0,44

0,35

0,39

0,23

0,29

0,26

0,43

0,27

0,33

Fe2O3*
FeO*
MnO
NiO
MgO
CaO
CoO
ZnO
Na2O

60,99
31,89
1,29
bl.d
1,08
bl.d
bl.d
0,10
bl.d

60,04
32,42
1,57
bl.d
0,62
bl.d
bl.d
0,20
bl.d

60,26
32,29
1,63
bl.d
0,72
bl.d
bl.d
0,13
bl.d

60,76
32,76
0,92
bl.d
0,49
bl.d
bl.d
0,25
bl.d

60,34
31,64
1,87
bl.d
1,04
bl.d
bl.d
0,26
bl.d

60,02
31,70
1,53
bl.d
0,82
bl.d
bl.d
0,20
bl.d

60,70
31,31
1,87
bl.d
0,68
bl.d
bl.d
0,14
bl.d

57,82
31,83
2,01
bl.d
0,75
bl.d
bl.d
0,27
bl.d

56,35
33,30
1,58
bl.d
0,64
bl.d
0,59
0,23
bl.d

60,03
32,37
1,56
bl.d
0,74
bl.d
bl.d
0,20
bl.d

59,63
32,10
1,62
bl.d
0,83
bl.d
bl.d
0,24
bl.d

K2 O

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

0,02

0,04

bl.d

bl.d

bl.d
99,63

bl.d
100,73bl.d
101,08bl.d
100,79

P2O5
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
TOTAL
101,24100,49100,89100,81
101,2499,99
99,88*= Fe2O3 y FeO discriminado estequiométricamente según Droop 1987; b.l.d. = bajo el límite de detección

Número de cationes en base a 32 oxígenos por unidad de fórmula
Posiciones R+2
Muestra → 21827 (cerro Los Bueyes)
c.p.u.f.
24
25
2+
Fe
7,93088,1699Mn
0,32390,4002Mg
0,4801
0,2781Ca
0,00000,0000Co
0,00000,0000Ni
0,00000,0000Zn
0,02090,0443K
0,00110,0000Suma
8,75688,892421824 (cerro Los Bueyes)
1
2

26

27

28

29

30

8,09990,4136
0,32020,00000,00000,00000,02880,00008,86248,22460,23290,22070,00000,00000,00000,05500,00008,7332

7,87810,47090,45990,00000,00000,00000,05740,00008,86638,00540,39080,36870,00000,00000,00000,04440,00008,8093

7,94030,48050,30830,00000,00000,00000,03070,00008,75988,01090,5113
0,33600,00000,00000,00000,06090,0092
8,92833

48,28500,39730,28290,00000,14100,00000,04940,01599,1716

8,0772
0,39380,33010,00000,00000,00000,04320,00008,84438,02070,41000,36840,00000,00000,00000,05250,00008,8515

Posiciones M+3
Fe3+
Al
Cr
Sc
V
Suma

13,6484
0,75000,00000,00080,086814,4860

13,61250,51280,00190,00000,087914,2152

13,60210,56700,00000,00000,1061
14,2751

13,7278
0,70450,01830,00080,083014,5344

13,5205
0,6461
0,00780,00300,0931
14,2705

13,6395
0,67730,00910,00000,0557
14,3815

13,8499
0,5514
0,00790,00000,0712
14,4805

13,0927
0,97040,00930,00000,061814,1341

12,6125
0,92100,00610,00000,1014
13,640913,4797
0,7537
0,01370,00000,0644
14,3114

13,4063
0,79410,01680,00030,079814,2972

Posiciones T+4
Si
Ti
Suma

0,00000,75720,7572

0,0937
0,7987
0,89240,00600,8564
0,86240,02280,7096
0,7324

0,03280,83050,86330,01450,79480,80930,01580,74400,75980,22270,71490,93750,3397
0,84781,18750,04030,80400,8443

0,06600,78530,8513

TOTAL

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

4,88
95,00
0,13
100,00

4,56
95,39
0,05
100,00

4,73
95,21
0,06
100,00

3,83
96,12
0,05
100,00

6,90
93,04
0,07
100,00

6,80
93,15
0,05
100,00

5,29
94,61
0,10
100,00

5,59
94,30
0,12
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales*
Espinela
5,21
3,63
4,00
Magnetita
94,79
96,36
96,00
Cromita
0,00
0,01
0,00
TOTAL
100,00100,00100,00*= según Deer et al. 1992

Análisis de MAGNETITA por microsonda electrónica de ROCAS ÍGNEAS y MINERALIZACIONES
Muestra → 21824 (cerro Los Bueyes)% en peso
5
6
SiO2
0,33
0,11
TiO2
Sc2O3

3,55
bl.d

3,34
bl.d

7

8

9

10

1,86

1,33

0,06

3,48

3,66

3,80

0,00

0,00

0,02

11
0,02
3,60

bl.d

12

13

14

0,06

0,02

0,31

3,39

3,55

2,98

0,02

0,02

bl.d

15
0,05
3,57

bl.d

0,03
3,61
bl.d

Al2O3

3,17

1,80

3,43

2,56

1,59

1,83

1,57

1,60

3,83

1,99

1,72

Cr2O3

0,02

0,03

0,04

0,04

0,03

0,03

0,02

0,03

0,03

0,03

0,05

V 2 O3

0,22

0,27

0,33

0,31

0,43

0,31

0,28

0,18

0,37

0,33

0,42

Fe2O3*
FeO*
MnO
NiO
MgO
CaO
CoO
ZnO
Na2O

57,76
31,76
1,98
bl.d
0,81
bl.d
bl.d
0,20
bl.d

60,50
31,79
1,70
bl.d
0,61
bl.d
bl.d
0,33
bl.d

54,13
34,42
1,54
bl.d
0,70
bl.d
bl.d
0,27
bl.d

55,89
33,35
1,82
bl.d
0,90
bl.d
bl.d
0,11
bl.d

59,92
32,84
1,54
bl.d
0,38
bl.d
bl.d
0,23
bl.d

60,22
31,94
2,02
bl.d
0,55
bl.d
bl.d
0,10
bl.d

60,79
32,78
1,31
bl.d
0,31
bl.d
bl.d
0,20
bl.d

60,15
33,44
0,85
bl.d
0,19
bl.d
bl.d
0,11
bl.d

57,69
31,61
2,03
bl.d
0,63
bl.d
bl.d
0,20
bl.d

60,34
33,64
0,99
bl.d
0,21
bl.d
bl.d
0,27
bl.d

60,59
31,77
2,19
0,03
0,63
bl.d
bl.d
0,16
bl.d

K2 O

0,03

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d
100,14

bl.d
99,70

bl.d
101,42

bl.d101,20

bl.d

0,05

bl.d

0,01

P2O5
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
TOTAL
99,83
100,48100,26
99,98
100,84
100,61
100,70*= Fe2O3 y FeO discriminado estequiométricamente según Droop 1987; b.l.d. = bajo el límite de detección

Número de cationes en base a 32 oxígenos por unidad de fórmula
Posiciones R+2
Muestra → 21824 (cerro Los Bueyes)
c.p.u.f.
5
6
2+
Fe7,96498,0067Mn
0,5027
0,4334Mg
0,36390,2734Ca
0,00000,0000Co
0,00000,0000Ni
0,00000,0000Zn
0,0434
0,0738K
0,01190,0000Suma
8,88688,7874

7

8

9

10

11

12

13

14

15

8,5347
0,38700,31030,00000,00000,00000,05950,0182
9,3096

8,33510,46020,40140,00000,00000,00000,02520,00009,22188,2617
0,39350,17000,00000,00000,00000,05000,0023
8,87758,03500,51490,24840,00000,00000,00000,02110,00008,8194

8,2687
0,33470,13940,00000,00000,00000,04340,00008,78628,4891
0,21900,08730,00000,00000,00000,02400,00008,8195

7,92630,51420,28250,00000,00000,00000,04490,00008,76808,41310,2515
0,09360,00000,00000,00000,05960,00008,8178

7,94630,55450,28040,00000,00000,0063
0,03530,00008,8228

Posiciones M+3
Fe3+
Al
Cr
Sc
V
Suma

13,0360
1,1201
0,00450,00000,053914,2145

13,7126
0,64000,00790,00000,0647
14,4252

12,0759
1,19850,01010,00030,0782
13,3629

12,5692
0,9031
0,00990,0004
0,074013,5567

13,5664
0,5652
0,00780,00250,1032
14,2452

13,63100,6477
0,00690,00000,0755
14,3611

13,7969
0,55740,00520,00000,068014,4275

13,7381
0,5724
0,00700,00290,0436
14,3639

13,0160
1,35230,00640,00270,0894
14,4668

13,5776
0,70240,00610,00000,0782
14,3643

13,6345
0,6066
0,01210,00000,1012
14,3543

Posiciones T+4
Si
Ti
Suma

0,09900,79970,8987

0,0316
0,75580,7874

0,5514
0,7761
1,32750,3987
0,82281,22150,01680,8604
0,87730,00600,8134
0,8194

0,01780,7684
0,78620,00610,8105
0,8166

0,09290,67230,76520,01470,80320,81780,00990,81300,8228TOTAL

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

6,70
93,23
0,07
100,00

4,00
95,95
0,06
100,00

4,53
95,42
0,05
100,00

3,88
96,08
0,04
100,00

4,00
95,95
0,05
100,00

9,41
90,55
0,04
100,00

4,92
95,04
0,04
100,00

4,26
95,66
0,08
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales*
Espinela
7,91
4,46
9,02
Magnetita
92,06
95,49
90,90
Cromita
0,03
0,05
0,08
TOTAL
100,00100,00100,00*= según Deer et al. 1992

Análisis de MAGNETITA por microsonda electrónica de ROCAS ÍGNEAS y MINERALIZACIONES
Muestra → 21824 (cerro Los Bueyes)% en peso
16
17
SiO2
0,11
0,03
TiO2
Sc2O3

3,44
bl.d

3,25
0,01

Al2O3

2,41

2,01

Cr2O3

0,03

0,01

18

19
0,11
3,60

bl.d
2,54
bl.d

20
0,04
3,09

bl.d

21
0,04
3,00

bl.d

22
0,03
3,34

bl.d

23

24

0,03

0,01

3,82

3,30

bl.d

0,01

0,05
3,17
bl.d

19334 E (c Naunauco)
1
2
bl.d
bl.d
0,36

0,33

0,02

0,01

1,33

1,34

2,04

2,14

2,17

2,05

2,03

1,81

0,00

0,08

0,03

0,06

0,04

0,03

bl.d
bl.d

bl.d

V 2 O3

0,32

0,36

0,16

0,33

0,35

0,34

0,33

0,34

0,26

Fe2O3*
FeO*
MnO
NiO
MgO
CaO
CoO
ZnO
Na2O

59,65
32,11
1,32
0,02
0,78
bl.d
bl.d
0,17
bl.d

60,92
31,35
1,93
bl.d
0,84
bl.d
bl.d
0,17
bl.d

59,62
31,96
1,82
bl.d
0,74
bl.d
bl.d
0,35
bl.d

61,17
31,53
1,55
bl.d
0,85
bl.d
bl.d
0,15
bl.d

60,97
31,41
1,66
bl.d
0,66
bl.d
bl.d
0,28
bl.d

60,34
32,53
1,17
bl.d
0,62
bl.d
bl.d
0,13
bl.d

59,53
31,74
2,01
bl.d
0,81
bl.d
bl.d
0,15
bl.d

60,56
31,45
1,84
bl.d
0,75
bl.d
bl.d
0,20
bl.d

61,23
31,32
2,00
bl.d
0,75
bl.d
bl.d
0,12
bl.d

68,80
26,31
0,17
bl.d
3,23
bl.d
0,17
0,17
bl.d

69,31
25,42
0,16
0,02
3,91
bl.d
0,20
bl.d
bl.d

K2 O

0,04

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d
100,52

bl.d
100,74

bl.d
100,56

bl.d100,71

0,02

P2O5
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
TOTAL
100,42
100,87
100,91
100,75
100,60100,70100,51*= Fe2O3 y FeO discriminado estequiométricamente según Droop 1987; b.l.d. = bajo el límite de detección

0,02Número de cationes en base a 32 oxígenos por unidad de fórmula
Posiciones R+2
Muestra → 21824 (cerro Los Bueyes)
c.p.u.f.
16
17
2+
Fe
8,0517
7,8443Mn
0,33550,4879Mg
0,3486
0,3729Ca
0,00000,0000Co
0,00000,0000Ni
0,00510,0000Zn
0,03830,0376
K
0,01530,0000Suma
8,7945
8,7426

19334 E (c Naunauco)
1
2

18

19

20

21

22

23

24

7,97330,46040,33050,00000,00000,00000,07750,00008,8418

7,89850,39380,38090,00000,00000,00000,03380,00008,70707,8884
0,4227
0,29720,00000,00000,00000,06140,0092
8,67898,15880,2982
0,27720,00000,00000,00000,02970,00008,76407,96620,5097
0,36100,00000,00000,00000,03260,00008,8695

7,9026
0,4672
0,33590,00000,00000,00000,04410,00008,74987,86000,5074
0,33650,00000,00000,00000,02680,00008,7307

6,53120,0424
1,42940,00000,04120,00000,03670,0007
8,0815

6,26700,0397
1,71840,00000,04640,00420,00000,0012
8,0769Posiciones M+3
Fe3+
Al
Cr
Sc
V
Suma

13,4590
0,85300,00690,00000,076914,3958

13,7167
0,70920,00310,00120,085914,5160

13,3854
0,89280,00000,00000,0383
14,3164

13,7886
0,71840,00070,00000,0783
14,5860

13,7754
0,75630,01830,00000,0831
14,6330

13,6180
0,7657
0,00690,00000,0815
14,4721

13,4450
0,72400,01350,00000,0784
14,2609

13,69090,71950,00830,00070,0817
14,5010

13,8293
0,63850,00780,00000,063014,5387

15,3696
0,46670,00000,00290,000015,8392

15,3767
0,46500,00000,0007
0,005815,8482

Posiciones T+4
Si
Ti
Suma

0,03330,77650,80980,01020,73120,7414

0,03340,8084
0,84180,0117
0,69530,70700,0105
0,6776
0,68810,01020,75380,76400,00810,8614
0,86950,00300,74620,74920,01590,71470,73070,00000,07930,07930,00000,0726
0,0726

TOTAL

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

24,0000

23,9976

4,95
95,04
0,00
100,00

5,20
94,68
0,13
100,00

5,32
94,63
0,05
100,00

5,11
94,80
0,10
100,00

4,99
94,95
0,06
100,00

4,41
95,54
0,05
100,00

2,95
97,05
0,00
100,00

2,94
97,06
0,00
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales*
Espinela
5,96
4,91
6,25
Magnetita
93,99
95,06
93,75
Cromita
0,05
0,02
0,00
TOTAL
100,00100,00100,00*= según Deer et al. 1992

Análisis de MAGNETITA por microsonda electrónica de ROCAS ÍGNEAS y MINERALIZACIONES
Muestra →% en peso

SiO2

19334 E (cerro Naunauco)
3
4
5
0,01
0,03
bl.d

TiO2

0,24

Sc2O3

0,01

Al2O3

0,57

0,22
bl.d
0,55

0,38
bl.d
0,84

6
bl.d
0,28
bl.d
1,35

7
bl.d
0,33
bl.d
1,39

Cr2O3

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

V 2 O3

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

Fe2O3*
FeO*
MnO
NiO
MgO
CaO
CoO
ZnO
Na2O

69,43
26,76
0,07
bl.d
2,91
0,07
0,15
bl.d
bl.d

68,45
26,53
0,08
0,03
2,74
0,02
0,12
0,01
bl.d

68,78
26,55
0,17
bl.d
2,95
0,01
0,13
0,08
bl.d

69,20
26,01
0,13
bl.d
3,52
bl.d
0,15
0,05
bl.d

69,32
26,17
0,11
bl.d
3,54
0,01
0,18
bl.d
bl.d

K2 O

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

0,01

0,04

8
bl.d
0,38
0,04
1,12
bl.d

9
0,02
0,34
bl.d
1,37
bl.d

10
bl.d
0,47
bl.d
1,33
0,01

0,12

0,17

69,15
25,89
0,19
bl.d
3,57
bl.d
0,17
bl.d
bl.d

69,00
26,12
0,14
bl.d
3,53
0,01
0,20
0,02
bl.d

68,82
26,71
0,08
bl.d
3,24
bl.d
0,21
bl.d
bl.d

bl.d

bl.d

0,03

P2O5
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
TOTAL
100,22
98,79
99,89
100,69101,08100,65100,93*= Fe2O3 y FeO discriminado estequiométricamente según Droop 1987; b.l.d. = bajo el límite de detección

bl.d

bl.d
100,86

11
0,03
0,27
bl.d
1,30
bl.d

12
bl.d

13
0,15

0,16

0,19

0,01

0,03

0,59

0,51

bl.d

bl.d

0,01

0,02

68,95
26,16
0,13
bl.d
3,42
bl.d
0,19
0,01
bl.d

69,41
26,59
0,11
bl.d
2,90
0,01
0,12
bl.d
bl.d

68,22
26,63
0,12
bl.d
2,71
0,04
0,12
0,03
bl.d

bl.d

bl.d

bl.d
99,92

bl.d
98,75

0,01
bl.d
100,49bl.d

Número de cationes en base a 32 oxígenos por unidad de fórmula
Posiciones R+2
Muestra →c.p.u.f.
Fe2+
Mn
Mg
Ca
Co
Ni
Zn
K
Suma

19334 E (cerro Naunauco)
3
4
5

6

7

8

9

10

11

12

13

6,70450,01681,29950,02090,03700,00000,00000,00008,07886,75330,02171,2431
0,0077
0,02850,00690,00200,0003
8,0635

6,66480,04201,3201
0,00330,03040,00000,01840,0036
8,0825

6,43420,0316
1,55200,00000,03600,00000,01170,00008,0656

6,44500,0272
1,55430,00290,04140,00000,00000,00088,07156,4106
0,0474
1,57570,00000,04070,00000,00000,01058,08486,44200,0351
1,55200,00400,04810,00000,00350,00008,0847

6,60820,02001,42910,00000,04950,00000,00000,00008,10686,4864
0,0315
1,51140,00000,04610,00000,0027
0,0055
8,0836

6,68450,0292
1,2996
0,00300,02820,00000,00000,00008,0445

6,7824
0,03131,23020,01290,02830,00000,00700,00008,0921

Fe3+
Al
Cr
Sc
V
Suma

15,6520
0,20010,00000,00130,000015,8534

15,6769
0,19750,00000,00000,000015,8744

15,5360
0,29550,00000,00000,000015,8315

15,40090,46940,00000,00000,000015,8703

15,3627
0,48400,00950,00000,000015,8562

15,4053
0,38940,00000,00550,0275
15,8277

15,3140
0,47780,00000,00000,0404
15,8322

15,3227
0,46300,00230,00000,000015,7879

15,3824
0,45310,00000,00020,0014
15,8372

15,7018
0,20750,00000,0007
0,005915,9158

15,6332
0,18260,00000,00350,000015,8193

Posiciones T+4
Si
Ti
Suma

0,0036
0,0544
0,05800,0095
0,05100,06040,00000,08600,08600,00030,06220,06240,00000,07230,07230,00000,08510,0851

0,00500,07650,08150,00000,1036
0,1036

0,00940,06020,06960,00000,0357
0,0357

0,0461
0,04250,0886

TOTAL

23,9903

23,9983

24,0000

23,9984

24,0000

23,9976

23,9984

23,9984

23,9904

23,9959

24,0000

2,96
97,04
0,00
100,00

3,05
96,89
0,06
100,00

2,47
97,53
0,00
100,00

3,03
96,97
0,00
100,00

2,93
97,05
0,01
100,00

2,86
97,14
0,00
100,00

1,30
98,70
0,00
100,00

1,15
98,85
0,00
100,00

Posiciones M+3

Proporciones moleculares de los componentes finales*
Espinela
1,26
1,24
1,87
Magnetita
98,74
98,76
98,13
Cromita
0,00
0,00
0,00
TOTAL
100,00100,00100,00*= según Deer et al. 1992

Análisis de MAGNETITA por microsonda electrónica de ROCAS ÍGNEAS y MINERALIZACIONES
Muestra →% en peso

SiO2

19334 E (cerro Naunauco)
14
15
16
bl.d
0,36
bl.d

TiO2

0,31

Sc2O3

0,00

Al2O3

0,40

Cr2O3

bl.d

V 2 O3

0,07

Fe2O3*
FeO*
MnO
NiO
MgO
CaO
CoO
ZnO
Na2O

69,37
27,13
0,08
0,01
2,61
bl.d
0,15
0,08
bl.d

K2 O

bl.d

0,20
bl.d
1,00
bl.d
bl.d
68,46
26,86
0,06
bl.d
3,01
0,11
0,19
0,05
bl.d
0,02

17
0,04

0,19

0,19

0,01

0,01

0,63

0,67

0,01

bl.d

18
bl.d
0,18
bl.d
0,26
bl.d

0,04

0,01

0,08

69,13
27,15
0,11
bl.d
2,57
bl.d
0,15
0,11
bl.d

69,09
26,39
0,10
bl.d
2,94
0,06
0,21
0,06
bl.d

69,79
26,88
0,06
bl.d
2,62
0,11
0,18
bl.d
bl.d

bl.d

bl.d

0,01

19
bl.d

20
bl.d

0,43

0,24

0,03

0,03

0,67

0,77

0,04

0,01

21

22
0,02
0,20

bl.d
0,66
bl.d

0,03
0,15
0,03

23
bl.d
0,32
bl.d

0,39

0,41

0,04

0,01

24
0,01
0,36
0,03
0,71
bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

68,99
26,53
0,05
bl.d
2,98
0,24
0,14
bl.d
bl.d

69,31
26,77
0,10
bl.d
2,78
0,08
0,15
0,12
bl.d

68,88
26,49
0,10
bl.d
2,81
0,13
0,21
bl.d
bl.d

68,87
26,31
0,10
bl.d
2,74
0,18
0,12
bl.d
bl.d

69,49
26,50
0,08
bl.d
2,94
0,12
0,16
bl.d
bl.d

69,42
26,25
0,07
0,01
3,24
0,13
0,17
bl.d
bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d
99,50

bl.d
98,97

bl.d
100,03

bl.d
100,40

P2O5
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
TOTAL
100,19100,31
100,1099,78
100,17100,11
100,37*= Fe2O3 y FeO discriminado estequiométricamente según Droop 1987; b.l.d. = bajo el límite de detección

Número de cationes en base a 32 oxígenos por unidad de fórmula
Posiciones R+2
Muestra →c.p.u.f.
Fe2+
Mn
Mg
Ca
Co
Ni
Zn
K
Suma

19334 E (cerro Naunauco)
14
15
16

17

18

19

20

21

22

23

24

6,82530,01981,17050,00000,03560,00150,01700,00008,0696

6,69450,0144
1,33720,03490,04520,00000,0104
0,0075
8,1442

6,82690,0282
1,15180,00000,03670,00000,02390,0014
8,06896,6371
0,0263
1,31790,02000,05100,00000,01390,00008,0662

6,76680,0145
1,1757
0,0341
0,04420,00000,00000,0024
8,0376

6,64600,0132
1,33080,0766
0,03410,00000,00000,00008,10086,70080,0262
1,24030,02450,03610,00000,02660,0017
8,0561

6,6847
0,02591,26400,04050,04970,00000,00000,00008,0648

6,6887
0,02681,24190,05760,03030,00000,00000,0007
8,04606,65680,0212
1,3166
0,03900,03760,00000,00000,00008,0712

6,54430,0174
1,44000,04190,04150,00270,00000,00008,0879

Fe3+
Al
Cr
Sc
V
Suma

15,7036
0,14030,00080,0004
0,0161
15,8612

15,3518
0,35230,00000,00000,000015,7041

15,6396
0,22340,00130,00090,008815,8739

15,6336
0,23600,00000,00180,002915,8743

15,8085
0,09330,00000,00020,0205
15,9225

15,5525
0,23550,01040,00450,000015,8028

15,6094
0,2731
0,00350,00350,000015,8895

15,6402
0,23600,00000,00050,000015,8766

15,7577
0,13970,00990,00460,000015,9119

15,7096
0,14540,00250,00000,000015,8575

15,5738
0,25030,00000,00350,000015,8276

Posiciones T+4
Si
Ti
Suma

0,00000,06920,0692

0,10790,04380,15170,00100,0441
0,04500,0126
0,04200,05460,00000,03990,03990,00000,0964
0,09640,00000,0543
0,05430,0065
0,04630,05290,0081
0,03390,04210,00000,07120,07120,00320,08120,0844TOTAL

24,0000

24,0000

23,9878

23,9951

24,0000

24,0000

24,0000

23,9943

24,0000

24,0000

24,0000

1,49
98,51
0,00
100,00

0,59
99,41
0,00
100,00

1,49
98,44
0,07
100,00

1,72
98,26
0,02
100,00

1,49
98,51
0,00
100,00

0,88
99,06
0,06
100,00

0,92
99,07
0,02
100,00

1,58
98,42
0,00
100,00

Posiciones M+3

Proporciones moleculares de los componentes finales*
Espinela
0,89
2,24
1,41
Magnetita
99,11
97,76
98,58
Cromita
0,01
0,00
0,01
TOTAL
100,00100,00100,00*= según Deer et al. 1992

Análisis de MAGNETITA por microsonda electrónica de ROCAS ÍGNEAS y MINERALIZACIONES
Muestra → mina Augusta% en peso
1
SiO2
1,89
TiO2

bl.d

2
bl.d

3

4

bl.d

bl.d

0,81

Sc2O3

0,01

0,04

0,02

Al2O3

0,15

0,08

0,08

Cr2O3

bl.d

bl.d

5
0,01
0,06

bl.d
0,06

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

65,97
30,80
0,04
0,01
0,14
0,23
0,14
0,09
bl.d

68,49
30,70
0,08
0,02
0,04
bl.d
0,19
bl.d
bl.d

V 2 O30,03

0,12

Fe2O3*
FeO*
MnO
NiO
MgO
CaO
CoO
ZnO
Na2O

64,10
32,07
0,02
bl.d
0,16
0,47
0,15
0,14
bl.d

68,30
30,56
0,05
bl.d
0,01
0,04
0,16
0,03
bl.d

K2 O

0,09

0,01

0,04

bl.d

6
0,05
0,02

bl.d
0,19
0,02

7
0,08

8
0,24

bl.d

0,06

bl.d

0,02

0,24
bl.d

0,22
bl.d

0,04

0,01

0,07

68,30
30,82
0,15
bl.d
bl.d
0,01
0,14
bl.d
bl.d

68,50
30,71
0,16
bl.d
0,03
0,08
0,14
bl.d
bl.d

67,95
31,13
0,08
bl.d
bl.d
0,06
0,22
bl.d
bl.d

0,01

0,02

0,01

P2O5
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
TOTAL
99,28
99,39
98,37
99,64
99,76
99,96
100,07*= Fe2O3 y FeO discriminado estequiométricamente según Droop 1987; b.l.d. = bajo el límite de detección

9

10

0,02

0,02

0,04

0,02

bl.d

11
0,03

bl.d

0,06
0,06

0,03

0,03

0,01

0,09

0,12

0,08

0,06

0,01

0,02

0,01

bl.d

bl.d

68,08
30,45
0,09
bl.d
0,01
0,05
0,19
bl.d
bl.d

68,59
30,61
0,09
bl.d
bl.d
0,03
0,18
0,02
bl.d

bl.d
bl.d
99,04

0,03
bl.d
99,75

bl.d

0,07

0,11

68,71
30,89
0,07
bl.d
bl.d
bl.d
0,15
bl.d
bl.d

68,58
31,05
0,07
0,02
0,01
bl.d
0,17
bl.d
bl.d

bl.d

bl.d

bl.d
100,04bl.d100,21

Número de cationes en base a 32 oxígenos por unidad de fórmula
Posiciones R+2
Muestra → mina Augusta
c.p.u.f.
1
2+
Fe
8,2226
Mn
0,0049Mg
0,0735Ca
0,1531
Co
0,0367Ni
0,0000Zn
0,0318K
0,0366Suma
8,5592

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

7,92380,01190,00480,01310,04010,00000,00740,0021
8,0032

8,02130,0107
0,06630,0753
0,03530,00210,0206
0,0163
8,24807,93490,02090,01680,00120,0477
0,00410,00000,00008,0257

7,95100,04010,0011
0,00430,03450,00000,00000,0034
8,0343

7,90330,04250,01200,0267
0,03350,00000,00000,0064
8,0243

7,99690,02130,00110,0193
0,05480,00000,00000,0043
8,09767,9207
0,02430,00530,01680,04770,00000,00000,00008,01497,9066
0,02270,00000,0087
0,04510,00000,00350,01378,0003

7,9566
0,01770,00000,0016
0,03690,00000,00000,00008,0127

7,97820,01840,00630,0007
0,04190,00560,00000,00008,0511

Posiciones M+3
Fe3+
Al
Cr
Sc
V
Suma

14,7895
0,05460,00000,00190,0074
14,8534

15,9336
0,02800,00000,00540,029815,9968

15,4628
0,02990,00000,00220,000015,4950

15,93120,02250,00000,00000,000015,9537

15,8525
0,06890,00440,00000,0104
15,9363

15,8594
0,08590,00000,00000,003015,9483

15,7065
0,08120,00000,00250,017815,8079

15,9342
0,03320,00280,00000,000015,9703

15,9392
0,04200,00440,00410,000015,9897

15,9261
0,0286
0,0021
0,0037
0,017815,9783

15,8582
0,02210,00000,0011
0,0266
15,9079

Posiciones T+4
Si
Ti
Suma

0,580700,00000
0,580700,00000
0,00000
0,00000

0,25200
0,00000
0,25200

0,00284
0,01283
0,01568

0,016810,00427
0,02108

0,02409
0,00000
0,02409

0,07458
0,014900,08949

0,006220,00861
0,01483

0,00571
0,00427
0,00999

0,00899
0,00000
0,00899

0,01699
0,01488
0,03188

TOTAL

23,9934

24,0000

23,9950

23,9950

23,9917

23,9967

23,9950

24,0000

24,0000

24,0000

23,9909

0,14
99,86
0,00
100,00

0,43
99,54
0,03
100,00

0,54
99,46
0,00
100,00

0,51
99,49
0,00
100,00

0,21
99,77
0,02
100,00

0,26
99,71
0,03
100,00

0,18
99,81
0,01
100,00

0,14
99,86
0,00
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales*
Espinela
0,37
0,18
0,19
Magnetita
99,63
99,82
99,81
Cromita
0,00
0,00
0,00
TOTAL
100,00100,00100,00*= según Deer et al. 1992

Análisis de MAGNETITA por microsonda electrónica de ROCAS ÍGNEAS y MINERALIZACIONES
Muestra → mina Augusta% en peso
12
SiO2
0,12
TiO2

bl.d

13

1
bl.d

2

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

bl.d

1,37

Sc2O3

0,03

Al2O3

0,05

0,08

0,05

Cr2O3

0,03

0,01

0,04

V 2 O3

0,03

0,02

Fe2O3*
FeO*
MnO
NiO
MgO
CaO
CoO
ZnO
Na2O

68,58
30,98
0,07
bl.d
0,06
bl.d
0,15
bl.d
bl.d

64,92
31,65
0,04
bl.d
0,16
0,24
0,20
bl.d
bl.d

K2 O

bl.d

bl.d

3
1,87

0,29
bl.d

4
0,05

bl.d
0,01
0,03
bl.d

5
0,02

bl.d
bl.d
0,02
0,02

0,10

0,10

64,38
31,89
0,10
bl.d
0,25
0,71
0,14
bl.d
bl.d

68,73
30,58
0,06
bl.d
0,05
0,09
0,18
0,11
bl.d

bl.d
68,85
30,58
0,10
bl.d
0,06
0,02
0,15
0,10
bl.d

bl.d

bl.d

6
3,01
0,05

bl.d
0,55
bl.d
0,02

7
0,93
0,06

bl.d
0,07
bl.d
bl.d

8
0,22

bl.d
0,01
0,10
bl.d
0,02

60,91
32,94
0,05
bl.d
0,43
0,67
0,12
0,03
bl.d

65,49
30,85
0,05
bl.d
0,07
0,53
0,16
bl.d
bl.d

68,09
30,84
0,07
0,01
bl.d
0,03
0,14
0,06
bl.d

0,08

0,04

0,02

P2O5
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
bl.d
TOTAL
100,1098,71
100,2599,79
100,0099,92
98,87*= Fe2O3 y FeO discriminado estequiométricamente según Droop 1987; b.l.d. = bajo el límite de detección

bl.d
98,23

bl.d
99,61

0,02

69,05
30,68
0,12
bl.d
0,03
bl.d
0,20
0,09
bl.d
bl.d

0,06

9
1,52
0,10

bl.d
0,15
bl.d
bl.d
64,56
32,16
0,07
bl.d
0,10
0,22
0,23
0,07
bl.d
bl.d
bl.d
99,18

1,53
0,03
bl.d
0,03
0,01
0,05
64,79
31,59
0,02
bl.d
0,13
0,59
0,17
0,06
bl.d
0,02
bl.d
99,01

Número de cationes en base a 32 oxígenos por unidad de fórmula
Posiciones R+2
Muestra → mina Augusta
c.p.u.f.
12
2+
Fe7,9680Mn
0,0194Mg
0,0256
Ca
0,0000Co
0,0380Ni
0,0000Zn
0,0000K
0,0000Suma
8,0510

13

1

2

3

4

5

6

7

8

9

8,19390,00990,0736
0,08120,05040,00000,0011
0,0074
8,41757,88650,03100,01420,00000,04820,00000,02010,00008,00008,1201
0,02490,11380,23280,03470,00000,00000,02508,5513

7,87700,0157
0,02150,03080,04380,00000,02570,00158,01607,88690,0264
0,0257
0,0071
0,03630,00000,02290,00008,0052

8,39930,01370,1964
0,21990,03050,00000,00770,0305
8,89798,03710,01250,03100,1763
0,03890,00000,00000,01458,3102

7,96880,01900,00000,0114
0,03550,00230,0136
0,00888,05938,28210,01880,04620,07190,05600,00000,01590,00008,49098,14540,00620,06030,19420,04310,00000,0133
0,0071
8,4695

Posiciones M+3
Fe3+
Al
Cr
Sc
V
Suma

15,8704
0,01880,00630,00390,0074
15,9068

15,1233
0,02780,00280,00000,004515,1584

15,9734
0,0176
0,00910,00000,000016,0000

14,7488
0,10320,00000,00000,023814,8758

15,92900,01220,00000,0016
0,0252
15,9681

15,9765
0,0081
0,00490,00000,000015,9895

13,9726
0,19660,00000,00000,0045
14,1738

15,3500
0,02610,00000,00000,000015,3761

15,8332
0,03490,00000,00140,0045
15,8740

14,9634
0,05480,00000,00010,000015,0184

15,0298
0,01000,00210,00000,012015,0539

Posiciones T+4
Si
Ti
Suma

0,03720,00000,03720,42330,00000,42330,00000,00000,00000,56970,00000,56970,01590,00000,01590,00520,00000,00520,91760,0107
0,92830,28980,01300,30280,06660,00000,0666

0,4671
0,02360,49070,47020,0064
0,4766

TOTAL

23,9950

23,9992

24,0000

23,9967

24,0000

24,0000

24,0000

23,9891

24,0000

24,0000

24,0000

0,69
99,31
0,00
100,00

0,08
99,92
0,00
100,00

0,05
99,92
0,03
100,00

1,39
98,61
0,00
100,00

0,17
99,83
0,00
100,00

0,22
99,78
0,00
100,00

0,36
99,64
0,00
100,00

0,07
99,92
0,01
100,00

Proporciones moleculares de los componentes finales*
Espinela
0,12
0,18
0,11
Magnetita
99,84
99,80
99,83
Cromita
0,04
0,02
0,06
TOTAL
100,00100,00100,00*= según Deer et al. 1992

Análisis de MAGNETITA por microsonda electrónica de ROCAS ÍGNEAS y MINERALIZACIONES
Muestra → mina Augusta% en peso
10
SiO2
2,35

11

12
0,96

0,46

TiO2

bl.d

bl.d

bl.d

Sc2O3

bl.d

bl.d

bl.d

Al2O3

0,33

Cr2O3

0,02

V 2 O3

bl.d

Fe2O3*
FeO*
MnO
NiO
MgO
CaO
CoO
ZnO
Na2O

62,07
32,16
0,05
bl.d
0,36
0,49
0,18
bl.d
bl.d

K2 O

0,06

0,07
bl.d
0,04
66,45
31,81
0,08
0,02
0,04
0,14
0,21
bl.d
bl.d
bl.d

0,08
bl.d
bl.d
66,98
30,73
0,05
bl.d
0,06
0,15
0,20
bl.d
bl.d
0,01

P2O5
bl.d
bl.d
bl.d
TOTAL
98,06
99,82
98,74
*= Fe2O3 y FeO discriminado estequiométricamente según Droop 1987; b.l.d. = bajo el límite de detección

Número de cationes en base a 32 oxígenos por unidad de fórmula
Posiciones R+2
Muestra → mina Augusta
c.p.u.f.
10
2+
Fe8,3086
Mn
0,0136Mg
0,1648Ca
0,1616
Co
0,0450Ni
0,0000Zn
0,0000K
0,0220Suma
8,715611

128,16750,02180,01920,0477
0,0511
0,00440,00000,00008,3117

7,99470,01420,0295
0,05130,05080,00000,00000,0031
8,1437

Posiciones M+3
Fe3+
Al
Cr
Sc
V
Suma

14,4278
0,11930,00540,00000,000014,5526

15,3507
0,02600,00000,0001
0,008915,3857

15,68150,02970,00000,00000,000015,7111

Posiciones T+4
Si
Ti
Suma

0,72590,00000,72590,29350,00000,29350,14350,00000,1435

TOTAL

23,9941

23,9909

23,9983

Proporciones moleculares de los componentes finales*
Espinela
0,82
0,17
0,19
Magnetita
99,14
99,83
99,81
Cromita
0,04
0,00
0,00
TOTAL
100,00100,00100,00*= según Deer et al. 1992

Tesis Doctoral 2017

Firmas______________________________
Lic. Melisa A. Salvioli
Tesista doctoral____________________________________________________________

Dra. Mabel E. Lanfranchini

Dr. Raúl E. de Barrio

Directora

Director