Boletín de ISSN 0210-6558

la Sociedad Española de

Mineralogía Una revista europea de Mineralogía, Petrología,

Geoquímica y Yacimientos Minerales

Directora: P. Fenoll Hach-Ali

Volumen 19-1 ,

Resúmenes de Comunicac· XVI Reunión de la

Alcalá de Henares, 2-5

Vol 19-1

Boletín de la Sociedad Española de Mineralogía

Periodicidad anual ISSN 0210-6558

XVI REUNION DE lA SOCIEDAD ESPAÑOLA DE MINERALOGIA

Alcalá de Henares, 2-5 Julio 1996

Volumen 19-1, 1996

(Resúmenes de Comunicaciones)

Publicado por la Sociedad Española de Mineralogía, con la colaboración de

la Secretaria de Estado para Universidades e Investigación

Sociedad Española de Mineralogía Alenza, 1 - 28003 Madrid

XVI EUNION DE lA SOCIEDAD ESPAÑOLA DE MlNERALOGlA Alcalá de Henares. 2-5 Julio 1996

ORGANIZA

Sociedad Española de Mineralogía

Depósito Legal : GR-491-1990

COMITÉ CIENTIFICO

César Casquet Martín Purificación Fenoll Hach-Alí

Emilio Galan Huertos José Miguel Herrero Rubio

Miguel Ortega Huertas Alfonso Pesquera

Magdalena Rodas Gonzalez Femando Tomos

Francisco Velasco Roldán

Imprime: Copistería "La Gioconda", C! Melchor Almagro (Granada)

l.S.S.N. 0210-6558

BOLETIN DE LA SOCIEDAD ESPAÑOLA DE MINERALOGIA

Volumen 19-1, 1996

INDICE

RUIZ CRUZ, M.D. y RODRÍGUEZ JIMÉNEZ, P ..- Contribución de la mineralogía y geoquímica de arcillas al análisis de procedencia en los flyschs delCampo de Gibraltar ......................................................... 1

DOMÍNGUEZ DÍAS, M.C.; DOVAL MONTOYA,M.; GARCÍA ROMERO,E. y BRELL PARLADÉ, J.M..- Análisis de los procesos de formación deminerales de la Unidad de Arcosas de la Cuenca del Tajo. ................ 3

MORAL CARDONA, J.P.; ACHAB, M.; DOMÍNGUEZ BELLA, S.; GUTIÉRREZ MAS, J.M.; MORATA, D. y PARRADO ROMÁN, J.M ..- Estudio comparativo de los minerales de la fracción pesada en los sedimentos de lasterrazas del río Guadalete y fondos de la Bahía de Cádiz............................ 5

NIETO, L.M.; JIMÉNEZ MILLAN, J.; MOLINA, J.M. y NIETO, F..- Peloides de glauconita y apatito en sedimentos carbonatados mesozoicos del sectororiental de la Zona Subbética (provincia de Alicante). ................. 7

CUERVO, S.; TORNOS, F.; SPIRO, B. y CASQUET, C ..- El origen de los fluidos y la mineralización en el skam férrico de Colmenar-Santa Bárbara (Zonade Ossa Morena). ........................................................... 9

TORNOS, F.; DELGADO, A.; CASQUET, C.; GALINDO, C. y REYES E..- La evolución isotópica de los fluidos ligados a los sistemas hidrotermalestardi- y postvariscos del Sistema Central Español. ....................... 11

BACHILLER, N.; QUÍLEZ, E.; CASQUET, C. y GALINDO, C ..- Albititas metasomáticas y venas de cuarzo en los leucogranitos de Burguillos del Cerro (BadajozjZspaña): modelo de evolución hidrotermal basado en elestudio de inclusiones fluidas. 13

LOZANO, R.P.; RODAS, M.; BARRENECHEA, J.F. y GALINDO, C..- Las cloritas de los cuerpos pegmatíticos del plutón de la Cabrera (SistemaCentral Español). 15

PROENZA, J. y MELGAREJO, J.C..- Granates uvarovíticos en cromititaspodiformes del yacimiento Mercidita (Cuba). 17

FONTAN, F.; RODA, E. y PESQUERA, A . - Descripción de la macla de la frondelita-rockbridgeita asociada a las pegmatitas del macizo de L'Arize, Pirineos (Ariége). 19

MORATA, D.; DOMÍNGUEZ-BELLA, S. y MORALES, S ..- Origen de escapolitasasociadas a doleritas triásicas del norte de la provincia de Cádiz. .... 21

FERNÁNDEZ FERNÁNDEZ, A. y MORO BENITO, M.C..- Aspectos químicos dela magnetita y clorita de las "ironstones" ordovícicas de Zamora (España). 23

TIMÓN SÁNCHEZ S.M.;MORO BENITO,M.C. y FERNÁNDEZ FENÁNDEZ,A.- Ó^S de los sulfuras silúricos tipo "sedex" de Latedo-Sejas de Aliste(Zamora, España). .......................................................... 25

CAZAÑAS DÍAZ, X. y MELGAREJO DRAPER, J.C..- Los depósitos de Mn LaMargarita y Los Chivos, Cuba Oriental. ................................... 27

JIMÉNEZ MILLÁN, J. y VELILLA, N ..- Pirofanita y braunita titánica en las rocascon Mn del Sector Central de Ossa-Morena. ................................ 29

FERNÁNDEZ GONZÁLEZ, A.;PRIETO, M.;LÓPEZ ANDRÉS, S. y PUTNIS, A ..-Cd2< en calcita: Cristalización de la solución sólida (Cd, Ca) C 03........... 31

FISCINAJ.;MALACHEVSKY,M.T.;JORDAN,M.;SAN FELIÚ,T.;RINCÓNJ.Ma. y ROMERO, M ..- Los depósitos minerales de pirofilita de Villa Unión(Rioja, Argentina) y sus posibles aplicaciones en cerámica y vidrio.......... 33

RINCON, J.MA y ROMERO, M ..- Aplicaciones en la producción de materialesvitrocerámicos de residuos minerales de canteras y serrerías de granito . 34

VINDEL, E.; LÓ PEZ-GARCÍA, J.A.; GARCÍA, E.; BOIRON, M.C. y CATHELINEAU, M ..- Estudio de inclusiones fluidas en granitos microfisurados: Mineralizaciones de W-Sn del Sistema Central EspañoL 35

MARTÍN-CRESPO, T.; LÓPEZ-GARCÍA, J.A. y VINDEL, E ..- Fluidos asociadosa filones de cuarzo en la Sierra de Guadarrama (Sistema Central Español). 37

TRITLLA, J.; CARDELLACH, E. y HUERTA, J..- Geoquímica de los fluidos asociados a estructuras filonianas mesozoicas del anticlinal de Talayuelas(Cordillera Ibérica, Cuenca). ............................................. 39

MORALES RUANO, S.; TOURAY, J.C.; BARBANSON, L. y FENOLL HACH- ALI,P..- Coexistencia de fluidos "incompatibles” en cavidades primarias de la esfalerita con briartita del Cerro del Toro (Alpujárides, SE España). 41

GONZÁLEZ LAGUNA, R.; BANKS, D.; LÓPEZ GARCÍA, J.A. y VINDEL, E..- Geoquímica y origen de los fluidos asociados a los yacimientos de fluoritade Berbes-La Cabaña y La Collada (Asturias). ............................. 43

RODAS, M.; BARRENECHEA, J.F. y LUQUE, F.J..- Formación de grafito a partirde fluidos: La mineraiización de Huelma (Jaén). .......................... 45

SANCHEZ-ANGUITA,A.;MOLINA, J.F.;GERVILLA,F.;FENOLL HACH-ALÍ.P. y ACEVEDOR.D..- Relación entre metamorfismo y mineraiización en las rocas básicas y ultrabásicas de Mina Salamanca y los Gateados (provinciade Mendoza, Argentina). ................................................... 47

ESPINOLA M.R.; SOLER, A. y ARCOS D..- Las mineralizaciones de wolframioasociadas a la granodiorita de Santa Coloma (Andorra). .................. 49

tv

FUERTES-FUENTE, M. y MARTÍN-IZARD, A ..- EJ campo pcgmatítico de Laliny sus mineralizaciones de Sn, Ta, y Nb asociadas (Pontevedra, Galicia).. 51

FUERTES-FUENTE, M. y MARTÍN-IZARD, A ..- El campo pegmatítico de Forcarei norte y las mineralizaciones de fosfatos asociadas (Galicia,España). .................................................................... 53

REGUILON, R.; ARRIBAS, A.; MARTÍN-IZARD, A. y MANGAS, J ..- Las mineralizaciones de U de La Carretona y Casa del Gallo en el granito deAlbalá (Cáceres). .......................................................... 55

IBÁÑEZ, J.A.; VE LASCO, F. y PESQUERA, A ..- Geoquímica de los isótopos de azufre, carbono, oxígeno y plomo de las mineralizaciones del Paleozoicodel macizo de La Demanda (Burgos-La Rioja, España)............................... 57

PEREIRA,Z.; SÁEZ, R.; PONS, J.M.; OLIVEIRA, J.T. y MORENO, C ..- Edad devónica (Struniense) de las mineralizaciones de Aznalcóllar (Faja Piritica Ibérica) en base a palinología ............................................ 59

Indice de autores .................................................................... 61

Normas de publicación de manuscritos ............................................... 63

Ficha de inscripción a la S.E.M. ................................................... 67

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Boletín de la Sociedad Española de Mineralogía, 1996; 19-1

Índice

Comunicaciones

Contribución de la mineralogía y geoquímica de arcillas al análisis de procedencia en los flyshs del Campo de Gibraltar / Ruiz Cruz, M.D. / Rodríguez Jiménez, P.

1-2

Análisis de los procesos de formación de minerales de la Unidad de Arcosas de la Cuenca del Tajo / Domínguez Díaz, M.C. / Doval Montoya, M. / García Romero, E. / Brell Parladé, J.M.

3-4

Estudio comparativo de los minerales de la fracción pesada de los sedimentos de las terrazas del río Guadalete y fondos de la Bahía de Cádiz / Moral Cardona, J.P. / Achab, M. / Domínguez Bella, S. / Gutiérrez Mas, J.M. / Morata, D. / Parrado Román, J.M.

5-6

Peloides de glauconita y apatito en sedimentos carbonatados mesozoicos del sector oriental de la Zona Subbética (provincia de Alicante) / Nieto, L.M. / Jiménez Millán, J. / Molina, J.M. / Nieto, F.

7-8

El origen de los fluidos y la mineralización en el skarn férrico de Colmenar-Santa Bárbara (Zona de Ossa Morena) / Cuervo, S. / Tornos, F. / Spiro, B. / Casquet, C.

9-10

La evolución isotópica de los fluidos ligados a los sistemas hidrotermales tardi y postvariscos del Sistema Central Español / Tornos, F. / Delgado, A. / Casquet, C. / Galindo, C. / Reyes, E.

11-12

Albititas metasomáticas y venas de cuarzo en los leucogranitos de Burguillos del Cerro (Badajoz, España): modelo de evolución hidrotermal basado en el estudio de inclusiones fluidas / Bachiller, N. / Quílez, E. / Casquet, C. / Galindo, C.

13-14

Las cloritas de los cuerpos pegmatíticos del plutón de la Cabrera (Sistema Central Español) / Lozano, R.P. / Rodas, M. / Barrenechea, J.F. / Galindo, C.

15-16

Granates uvarovíticos en cromititas podiformes del yacimiento Mercedita (Cuba) / Proenza, J. / Melgarejo, J.C.

17-18

Descripción de la macla de la frondelita-rockbridgeíta asociada a las pegmatitas del macizo de L´Arize, Pirineos (Ariège) / Fontan, F. / Roda, E. / Pesquera, A.

19-20

Origen de escapolitas asociadas a doleritas triásicas del norte de la provincia de Cádiz / Morata, D. / Domínguez-Bella, S. / Morales, S.

21-22

Aspectos químicos de la magnetita y clorita de las ¨ironstones¨ ordovícicas de Zamora (España) / Fernández Fernández, A. / Moro Benito, M.C.

23-24

δ34S de los sulfuros silúricos tipo ¨sedex¨ de Latedo-Sejas de Aliste (Zamora, España) / Timón Sánchez, S.M. / Moro Benito, M.C. / Fernández Fernández, A.

25-26

Los depósitos de Mn La Margarita y Los Chivos, Cuba Oriental / Cazañas Díaz, X. / Melgarejo Draper, J.C.

27-28

Pirofanita y braunita titánica en las rocas con Mn del Sector Central de Ossa-Morena / Jiménez Millán, J. / Velilla, N.

29-30

Cd2+ en calcita: cristalización de la solución sólida (Cd Ca) CO3 / Fernández González, A. / Prieto, M. / López Andrés, S. / Putnis, A.

31-32

Los depósitos minerales de pirofilita de Villa Unión (Rioja, Argentina) y sus posibles aplicaciones en cerámica y vidrio / Fiscina, J. / Malachevsky, M.T. / Jordan, M. / San Feliú, T. / Rincón, J.Ma. / Romero, M.

33

Aplicaciones en la producción de materiales vitrocerámicos de residuos minerales de canteras y serrerías de granito / Rincón, J.Ma. / Romero, M.

34

Estudio de inclusiones fluidas en granitos microfisurados: mineralizaciones de W-Sn del Sistema Central Español / Vindel, E. / López-García, J.A. / García, E. / Boiron, M.C. / Cathelineau, M.

35-36

Fluidos asociados a filones de cuarzo en la Sierra de Guadarrama (Sistema Central Español) / Martín-Crespo, T. / López-García, J.A. / Vindel, E.

37-38

Geoquímica de los fluidos asociados a estructuras filonianas mesozoicas del anticlinal de Talayuelas (Cordillera Ibérica, Cuenca) / Tritlla, J. / Cardellach, E. / Huerta, J.

39-40

Coexistencia de fluidos ¨incompatibles¨ en cavidades primarias de la esfalerita con briartita del Cerro del Toro (Alpujárides, SE España) / Morales Ruano, S. / Touray, J.C. / Barbanson, L. / Fenoll Hach-Alí, P.

41-42

Geoquímica y origen de los fluidos asociados a los yacimientos de fluorita de Berbes-La Cabaña y la Collada (Asturias) / González Laguna, R. / Banks, D. / López García, J.A. / Vindel, E.

43-44

Formación de grafito a partir de fluidos: la mineralización de Huelma (Jaén) / Rodas, M. / Barrenechea, J.F. / Luque, F.J.

45-46

Relación entre metamorfismo y mineralización en las rocas básicas y ultrabásicas de Mina Salamanca y los Gateados (provincia de Mendoza, Argentina) / Sánchez-Anguita, A. / Molina, J.F. / Gervilla, F. / Fenoll Hach-Alí, P. / Acevedo, R.D.

47-48

Las mineralizaciones de wolframio asociadas a la granodiorita de Santa Coloma (Andorra) / Espínola, M.R. / Soler, A. / Arcos, D.

49-50

El campo pegmatítico de Lalín y sus mineralizaciones de Sn, Ta y Nb asociadas (Pontevedra, Galicia, España) / Fuertes-Fuente, M. / Martín-Izard, A.

51-52

El campo pegmatítico de Forcarei norte y las mineralizaciones de fosfatos asociadas (Galicia, España) / Fuertes-Fuente, M. / Martín-Izard, A.

53-54

Las mineralizaciones de U de La Carretona y Casa del Gallo en el granito de Albalá (Cáceres) / Reguilon, R. / Arribas, A. / Martín-Izard, A. / Mangas, J.

55-56

Geoquímica de los isótopos de azufre, carbono, oxígeno y plomo de las mineralizaciones del Paleozoico del macizo de La Demanda (Burgos-La Rioja, España) / Ibáñez, J.A. / Velasco, F. / Pesquera, A.

57-58

Edad devónica (Struniense) de las mineralizaciones de Aznalcóllar (Faja Pirítica Ibérica) en base a palinología / Pereira, Z. / Sáez, R. / Pons, J.M. / Oliveira, J.T. / Moreno, C.

59-60

Bole1ín de la Sociedad E..fpañola de Mineralogía, 19-J (/996), pp 1-2

CONTRIBUCIÓN DE LA MINERALOGÍA Y GEOQUÍMICA DE ARCILLAS AL ANÁLISIS DE PROCEDENCIA EN LOS FL YSHS DEL CAMPO DE

GIBRALTAR

M.O. RUIZ CRUZ, y P. RODRÍGUEZ JIMÉNEZ

Opto. de Química Inorgánica, Cristalografia y Minc:ralogia. Facultad de: Cic:ncias. Univc:rsidad de Málaga, 29071 Málaga

En este trabajo se recojen los resultados del estudio mediante difracción de rayos X, análisis químico y microscopía electrónica de barrido de las fracciones finas de alrededor de 600 muestras, correspondientes a las diferentes unidades de los flyschs presentes en la 9rilla norte del Estrecho de Gibraltar.

El estudio de la mineralogía de la arcilla en estas formaciones ha puesto de manifiesto la influencia simultánea, de una serie de factores paleoambientales y diagenéticos. Estos últimos procesos afectaron ampliamente a los niveles de granulometría gruesa y a niveles silicificados, en tanto que los niveles arcillosos o margosos mantienen, salvo excepciones, la mineralogía inicial. Por ello. el análisis de áreas fuentes se simplifica considerablemente analizando las variaciones mineralógicas solamente en los niveles de granulometría fina (Fig. l ).

l/S l/S

Fig. 1.- Representación de la composición mineralógica de la fracción <lµm en niveles de granulomctrfa fina. A: Flyschs de edad Cret4cico superior-Eoceno. 8: Formaciones de arcillas del Oligoceno. C: Flyscbs de areniscas del Oligoceno supcrior-Aquitaniense.

La mineralogía de la arcilla en sedimentos Cretácico superior-Eoceno (Fig. 1 A) parece confirmar la contribución de, al menos dos areas fuentes diferentes. caracterizadas por el aporte de caolinita+esmectita o ilita+esmectita (o interestratificados ilita/esmectita), presentando las asociaciones típicas, respectivamente, las secuencias basales del Aljibe y Algeciras. La mineralogía de la unidad de Bolonia sugiere, por una parte. la existencia de mezclas de aportes procedentes de ambas fuentes y. por otra la contribución de arcas fuentes con litología ligeramente diferente a las que alimentaron la unidad de Algeciras. El contenido en elementos traza en los flyschs basales del Aljibe apunta a una procedencia relacionada con la alteración de rocas ácidas en climas templado-cálidos (Mosser, 1980).

En contraste con los flyschs Cretácico superior-Eoceno, las secuencias de pelitas rojas que aparecen en la base de los diferentes flyschs de areniscas, muestran una gran uniformidad mineralógica (Fig. IB) aunque en la unidad de Bolonia la ilita aparece reemplazada por la asociación ilita+clorita, que además incluye frecuentemente interestratificados ilita/clorita o clorita/vermiculita. Estas asociaciones mineralógicas indican de nuevo la contribución de dos tipos de áreas fuentes. El descenso general en minerales expandibles, la desaparición de la esmectita y el descenso en caolinita pueden relacionarse con procesos de hidrólisis más débiles en el área fuente africana. debido al enfriamiento climático acusado a partir del límite Eoceno-Oligoceno (Frakes. 1979) y, consecuentemente con aportes procedentes de la erosión de sustratos rocosos, favorecida por la caida del nivel del mar durante el Oligoceno (Vail et al., 1987).

La figura 1 C recoge las asociaciones mineralógicas en los flyschs de areniscas. La mineralogía de la arcilla confinna la contribución de un área fuente africana que suministraría abundante caolinita, y un área fuente norte, derivada de las zonas Internas que suministraría fundamentalmente ilita y clorita. Tanto el campo composicional de la unidad de Bolonia, como la fonna del campo composicional de Algeciras, ponen de manifiesto una variación gradual en la mineralogía que sugiere una mezcla generalizada de aportes. Esta hipótesis, que supone la presencia en la cuenca de importantes corrientes, viene apoyada tanto por los resultados obtenidos a partir del análisis morfológico, distribución de tamaños y cristalinidades de la caolinita en las tres unidades (Ruiz Cruz y Galán, 1991) como por el contenido en elementos traza (Ruiz Cruz y Linares, 1992). El aumento considerable en caolinita en los aportes derivados del continente africano puede ahora relacionarse con el desmantelamiento de antiguos suelos o perfiles lateríticos, desarrollados en climas húmedos.

Referencias

Frakes, L.A. ( 1979): Clima/es through geologic time, Elsevier, Amsterdam, 31 O pp. Mosser, C. ( 1980): Etude géochimique de quelques éléments traces dans les argiles des altérations et des sédiments, Mém. Centre Nat. Rech. Se., 63, 229 pp. Ruiz Cruz, M.D. & Galán, E. (1991): Relations between sorne kaolinite crystallinity indices: Applications to geological surveys, Proc. 7th Euroclay Conf.. Dresden, 889-894. Vail, P.R.; Mitchum, M.R. & Thompson, S. (1977): Seismic stratigraphy and global changes of sea-level, Am. Assoc. Perro/. Geol. Mem., 26, 83-

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Boletin de la Sociedad Española de Mineralogía. 19-1 (1996). pp 3-4

ANÁLISIS DE LOS PROCESOS DE FORMACIÓN DE MINERALES DE LA UNIDAD DE ARCOSAS DE I.A CUENCA DEL TAJO

M.C. DOMÍNGUEZDÍAZ(l), M. OOVAL MONTOYA(2), E. GARCÍA ROMER0(2) y J.M. BRELL PARl.ADÉ(3)

(l)Dpto. de O.A. Geologfa y Gcoqufmica. Uaiv. Autónoma de Madrid. (2)Dpto. de Oista1ogra.ffa y Mineralosfa. Fac. de CC. Geol6gic:as. U.C.M. (3)Dpto. de &lratignffa. Fac. de CC. Geológicas. U.C.M.

En este trabajo se hace un análisis de los procesos de formación de los minerales de la arcilla en la Unidad de Arcosas de la Cuenca del Tajo, a partir del estudio de varios sondeos. La

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C& UI

--METODOLOGfA Y R5ULTADOS

•

figura siguiente representa su situación. Las uni­dades cartográficas empleadas coinci­den con las defini­das por Brell et al. (1985) y utilizadas por García Rome­ro (1988) y Do­míngucz Díaz (1994). La Unidad de Arcosas corres­ponde a la parte superior de los sondeos estudiados y se encuentra aproximadamente desde la cota de los 650 melrOs hasta los 560-580 metros.

La caracterización mineralógica se ha realizado mediante Difracción de Rayos-X; tambi~ se ha utilizado la Microscopía Electrónica de Barrido y de Transmisión. Los materiales que constituyen la Unidad de Arcosas son arenas feldespáticas poco cementa­das, con tamaño de grano variable entre grueso y medio, presentan además niveles de arcillas limosas y arenosas y hacia el muro de la Unidad son frecuentes las intercalaciones arcillosas.

En su composición mineralógica global se observa que los filosilicatos, en los niveles más arcillosos, llegan a alcanzar porcentajes del 85%-90%, descendiendo hasta un 40%-45% en los más arenosos. El único carbonato que se ha encontrado es la dolomita, que aparece ocasionalmente y en proporciones variables. La mineralogía de la fracción arcillosa se caracteriza por contener esmectita como mineral mayoritario, le sigue la illita y en menor proporción, entre indicios y el 109', caolinita. Existen además en numerosas fracciones gruesas de todos los sondeos estudiados indicios de clorita, interestratificados clorita­csmectita e illita-esmectita. Las fónnulas estructurales calculadas a partir de los datos de microanálisis (TEM-EDX) para las esmectitas corresponden a miner3Ies dioctaédricos, en algunos casos próximos a la montmorillonita y en otros más prpximos a beidellitas férricas (Tabla). Esta tabla también

3

incluye las fórmulas de micas, que corresponden a moscovitas, hidromoscovitas y fengitas. Además se han calculado fórmulas de interestratificados al azar illita·esmectita.

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CA·lll1111J J.1' Q.17 l,1J 0.11 Q.11 0,rl , .. En las texturas de las esmectitas observadas en microscopía electrónica de barrido, se han identificado como más frecuentes las de tipo honey-comb, com-flake y otras fonnas en las que se observan láminas onduladas que terminan en formas rizadas. Las micas presentan, en muchos casos, sus láminas abienas con crecimientos de esmectitas y/o interestratificados. También son frecuentes los feldespatos parcialmente disueltos y en muchos casos con crecimientos de esmectitas sobre ellos.

DISCUSIÓN Y CONCLUSION5 La Unidad de Arcosas presenta una clara relación genética con los granitos del Sistema Central, esta afirmación se basa en los datos mineralógicos obtenidos. Los filosilicatos más abundantes son esmectitas dioctaédricas con buena cristalinidad; en ellas se pueden distinguir dos poblaciones diferentes; el grupo más abundante está formado por beidellitas ricas en Fe, que deben proceder esencialmente de la alteración de biotitas. Estas esmectitas, indican una relación genética con ferromagnesianos, especialmente con biotitas, muy abundantes en los granitos del área fuente. La otra población de esmectitas presenta menor contenido en Fe y Mg, con composiciones más próximas a las montmorillonitas; su origen debe tener relación con minerales no ferromagnesianos, proceden de la alteración de feldespatos y en menor proporción de moscovita. Las micas disminuyen notablemente en las fracciones finas y los datos químicos indican que las más abundantes son hidromoscovitas y fengitas; su origen más probable es detrítico. Se pueden observar procc50S de transfonnación de illita a esmcctita. Fonnados por transforma­ción de biotitas y en menor proporción de moscovitas. Los intercstratificados illita-esmcctita confirman esta transformación. Las arcosas corresponden a depósitos de abanicos aluviales coalesccntcs que progradan hacia el interior de. la cuenca. Los estudios realizados sobre la Cuenca por diversos autores (Martín de Vidales et al., 1988; Calvo et al., 1989; García Romero et al., 1990; Alonso Zarza, et al. 1991; Domínguez Díaz, 1994), indican que la Cuenca de Madrid ha funcionado durante el Mioceno como un medio lacustre cvaporltico. Este medio lacustre es sustituido, en la mayor parte de la Cuenca, por un sistema de abanicos aluviales, que erosionan en parte los sedimentos de la etapa anterior y depositan potentes sucesiones de arcosas que recubren todos los materiales anteriores. La mineralogía de estos sedimentos corresponde a fases heredadas, originadas por alteración de granitos en clima árido que alterna con estaciones más húmedas. Las micas (biotitas y moscovitas) se transforman en el área fuente en esmectitas (bcidcllitas férricas y en menor proporción montmorillonitas) e illitas. Los feldespatos se alteran, transformándose principalmente en csmcctitas diocta&lricas y en caolinita en menor proporción. Tambim existen evidencias de que estas transformaciones (observación de micas transformándose a illita-esmectita y presencia de esmectita-clorita) continúan produciéndose dentro de la Cuenca.

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Boletln de la Sociedad Española de K111eralogia. 19-1 (1996), pp 5-6

ES11JDIO COMPARATIVO DE LOS MINERALES DE lA FRACCIÓN PESADA EN LOS SEDIMENTOS DE lAS TERRAZAS DEL RÍO GUADALETE Y FONDOS DE

l.A BAHÍA DE CÁDIZ

J.P. MORAL CARDONA, M. ACHAB, S. DOMÍNGUEZ BELLA. J.M. GUTIÉRREZ MAS, D. MORATA y J.M. PARRADO ROMÁN

Opto. Cristalograffa. Mineralogía. Estratigrafía. Geodinirnic.a, Petrologfa y Geoquímica. Universidad de adiz. 11510 Puerto Real. Odiz

Los estudios sobre procedencia y transporte de sedimentos, basados fundamentalmente en el uso de minerales accesorios para determinar asociaciones y áreas fuente, pueden complementarse con técnicas exoscopicas que dan infonnación sobre características superficiales y morfológicas de los granos. ayudando a diferenciar fases de Ja evolución sedimentaria.

En la balúa de Cádiz se ha determinado como asociación mineralógica dominante: epidota, granate, rutilo, circón, nüentras que en las terrazas del rio Guadalete Ja asociación encontrada es: granate, circón, epidota y andalucita.

Moñologías y Microtesturas.

El circón, de los fondos de la balúa de Cádiz, presenta tres moñologías: idiomoña, subidiomorfa y xenomorfa. La primera con aristas redondeadas y signos de disolución; la subidiomorfa con huellas de abrasión y aristas redondeadas. y el tercer tipo con marcas mecánicas y químicas. En el Guadalete. el circón presenta moñologjas semejantes a las xenomoña y subidiomoña de la bahía. De acuerdo con Mabesoone ( 1966) y Viguier ( 1974), el circón del Guadalete procederia de los relieves subbéticos del curso alto del rio, suministrando a la balúa granos retrabajados, mientras que la variedad idiomoña procede del Guadalquivir.

La tunnalin~ presenta en la balúa morfologías similares al circón. En el Guadalete los granos están muy retrabajados y redondeados, junto a otros subidiomoños. Al igual que el circón, los granos idiomorfos llegan a la balúa desde la desembocadura del Guadalquivir, mientras que el Guadalete aporta granos retrabajados policiclicos.

En la balúa, el granate presenta cuatro morfologías: idiomoña. subidiomoña y dos xenomorfas. Los tipos idiomorfos y subidiomoños muestran texturas químicas y mecánicas retrabajadas. En cuanto a las xenomoñas. una presenta fracturas concoideas agudas y otra es muy redondeado. En el Guadalete predominan las fracturas concoideas similares al segundo tipo xenomoño de la bahía. Meliéres (1974) y Perez Mateos (1981 ), sugieren que el granate presente en el litoral gaditano procede de la calcarenitas del Mioceno Superior. Los datos del análisis exoscópico permiten suponer que, al menos los granos xenomoños con fracturas angulosas tienen esa procedencia y son apenados directamente por el Guadalete.

En la balúa se distinguen ruatro tipos de epidota, desde idiomoña a xenomorfa. Entre las primeras dominan las fracturas concoideas con dos variedades: angulosa y pulimentada, predominando las texturas químicas en las variedades sub y xenomoñas. En el Guadalete se distinguen dos morfologías: idiomoña y subidiomoña. Se ha considerado al Guadalete como la principal fuente de epidota a la balúa, ubicándose su área fuente en el curso alto del río (Mabesoone, 1963,). Sin embargo, a pesar de observarse granos idiomoños en el Guadalete, se puede reconocer para las epidotas de la bahía, al menos dos fuentes de apones: por una parte el rio Guadalete, y por otra el Guadalquivir.

La andalucita, aparece en la balúa con dos moñologjas, subidiomoña y xenomoña. La primera con texturas mecánicas y química y la segunda con fracturas concoideas retrabajadas. Los tipos encontrados en el Guadalete son similares a los de la bahía. Los granos idiomoños de las terrazas del Guadalete, se

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1ntcrp1c1an como 111111c11alcs pn11:cdcn1cs del t-laci1.o lbcnco que ak.1111:11011 cs1a zona con anterioridad a Ja re.:1cntc cs1niciurac1ón morfo-tec1ónica de la cuenca

En conclusión. Ja simili1ud de las asociaciones minerales indu.:a are.is fucn1es similares En el caso de la bah1a. se sugieren dos fuentes de apones el rio Guadalc1e. que s11n11111stra mayoritariamente granos rctrahajados y d no Guadalquivir. que apona granos idiomorfos Pº'º 1rc1híl¡;idos :\demas. la coexistencia de granos id10111orfos. subidiomorfos y xcnomorfos. es 1111 111d1c<' dd .1h11 grado de rct rabajamicnto y carac1cr pohc1cl11:0 del sedi111cn10

FtgurJ · J ''"'~fJli~'" h.·.1lt1adas con f\..i E B de lus nuncralcs pcs:uJus ..: .. 1uJ1Jdp .. . \ . t 111..lHI .. uh1J1omurfo Je la.¡¡¡ 1crraLas del Gu.,J.tkh: i.:~1n .. u11..•'' 1i ai.:1ura:i concu1Jcas r..:trdbJJaJas y hu\..'CO~ de d1,uluch111 U >\'.1; 1i.·d.1J 1tlhnm.11ú J..: 1um1alma Je la bahia C) Ciranat..: .. ub1J1.•11wrÚ• J..: la bah1a ..:n d que s.c: J131inguc:n an11gu:is tiJ..:turJ .. ~,11ti-.111. h .. 1 .. \ ''~IH" lh: J1'4. ,luc1un D) J\.nJaluc1ta

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Reíerencias Mabesoonc. J ~! ( 1963) G110/. M1p1h .. 45, 309-328 Metieres. F ( 197-l) lhr!se U1111·er_w,; dt! /'aris VI. 2.3 Spp Pcrez ~laicos. J . Pinilla, A . Alca la del Olmo. L y Alexanurc. T ( 1 <1s: J /In/ Cieol. ,\/111. 93. 1-1 8 Vigurcr. C ( J 97-l) lhJse U1111·<•rs11r! de Hordeaux, 449 pp

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Boletín de 111 Sociedad Española de Mineralogía, 19-1 (1996), pp 7-8

PELOIDES DE Gl.AUCONITA Y APATifO EN SEDIMENTOS CARBONATADOS MESOZOICOS DEL SECTOR ORIENTAL DE LA ZONA

SUBBÉTICA (PROVINCIA DE ALICANTE)

L.M. NIETO(l), J. JIMÉNEZ MILLÁN(l), J.M. MOLINA(l) y F. NIET0(2)

(l)Dpto. de Gcologfa. Universidad de Jato. (2)Dpto. de Mincnlogf a y Petrologfa. Universidad de Gnnada.

Las concreciones nodulosas de color verde fonnadas en ambiente marino y compuesta.e; mayoritariamente por filosilicatos han recibido. de modo general. el nombre de peloides glauconíticos. El término glauconita se reserva para el mineral con estructura de mica rico en Fe y con altos contenidos en K. En este trabajo se presentan las características petrográficas y composicionales de los peloides glauconíticos asociados a los materiales de dos discontinuidades de la Unidad de Algayat-Crevillente de la Zona Subbética (Cordilleras Béticas) para revelar los procesos implicados en su génesis y determinar la influencia del ambiente sedimentario y de los procesos postsedimentarios.

Situación geológica y estratigráfica. Las muestras con glauconita se han tomado en dos niveles estratigráficos de la Unidad

de Algayat.Crevillente. situada en la parte oriental de la Zona Subbética (provincia de Alicante): 1) En un estrato de caliza arenosa verde situado en la base de la Fm Zegrí de edad Lias Superior y directamente sobre la superficie de la discontinuidad Carixiense superior­Domeriense inferior. 2) En el techo de la Fm Represa de edad. al menos, Albiense superior donde se desarrolla un hardground afectado por bioturbación y cubierto por una fina lámina de óxidos de Fe. que revela una discontinuidad que incluye. al menos. el Cenomaniense.

Petrografía de las muestras con glauconita Los materiales con glauconita de la base de la Fm Zegrí se definen como packstone y

grainstone de crinoides. En las microfacies de tipo packstone los aloquímicos están parcialmente soportados por una matriz micrítica en la que existen algunos burrows rellenos por pellets. En los grainstones, los crinoides son "pulverulentos" y muestran recrecimientos de un cemento calcítico. Independientemente de la textura. es muy frecuente la presencia de óxidos de Fe y de dolomita. En todos estos materiales se observan agregados de glauconita y apatito con colores marrón a verde. Las muestras con crinoides de textura de tipo grainstone presentan más agregados glauconíticos que los packstones. La morfología más abundante es claramente irregular. siguiendo la forma marcada por los fragmentos de crinoides y a favor de las cámaras de estos bioclastos. Es bastante común una zonación en la que se identifica un nucleo de glauconita rodeado por una mezcla de material apatítico y glauconítico. En el grainstone. todos los peloides están englobados por el cemento calcítico sintaxial que recubre a los crinoides.

Los materiales del techo de la Fm Represa tienen microfacies wackestone de foraminíferos planctónicos (Rotallpora apenninica RENZ). calcisferas (Stomiosphaera sphaerica KAUFMAN). pellets fecales. placas de equinodermos y bioclastos variados. La matriz es una micrita bioturbada y parcialmente silicificada a cuarzo microcristalino xenomorf o. La glauconita de estas muestras se presenta en peloides esféricos o lobulares de color verde. Su forma es similar a la de los foraminíferos y es frecuente el desarrollo de grietas radiales en la parte externa de los nódulos. Su composición mineralógica consta de glauconita y apatito y presentan una estructura interna de agregados desorientados. El color de los nódulos es más claro al aumentar la proporción de apatito. existiendo nódulos incoloros compuestos íntegramente por fosfato de Ca. Existen algunos granos de feldespatos y de óxidos de Fe.

Composición química de la glauconita La cantidad de K en la posición de intercapa es siempre superior a O. 719 a.f.u .• por lo

que las glauconitas estudiadas son ordenadas y presentan una proporción de capas glauconíticas

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superior al 95 %. El contenido en K es superior en las glauconilas del techo de la Fm Represa (0.802-0.868 a.f.u.) que en las glauconitas del muro de la Fm Zegrí (0.719-0.809 a.f.u.). La composición de la capa octaédrica se caracteriza por la alta proporción de Fe (0.9 -1.35 a.f.u.) y bajos contenidos en Al (<0.65) y Mg (<0.5). El intervalo composicional del Mg (entre 0.4 y 0.5 a.f.u.) es ligeramente superior a lo esperado para una glauconita ordenada (0.3 y 0.4 a.f.u. de Mg. Odom. 1984 ). Por otra parte. la proporción de Fe aumenta cuando disminuye la cantidad de Al. de modo que las glauconitas cretácicas son pobres en Al (0.208-0.303) y ricas en Fe ( 1.219-1.344) respecto a las glauconitas jurásicas donde el contenido en Al oscila entre 0.381 y 0.645 y el del Fe entre 0,912 y 1.255. Respecto a la sustitución tetraédrica de Si por Al los contenidos en AllV son inferiores a O.S a.f.u.

Discusión y conclusiones En las dos situaciones estratigráficas estudiadas. la baja tasa de acumulaciones detríticas

y la abundancia de bioclastos con estructura interna en cámaras favorecieron la sedimentación de materiales carbonatados granulares y porosos. El hecho de que la proporción de peloides de glauconita se relacione con la cantidad de bioclastos presentes en las rocas indica que estos constituyeron el soporte físico favorable para la creación de microambientes parcialmente aislados propicios para los procesos de glauconitización y fosf atización. El proceso de glauconiti1.t1ción

Las características texturales y químicas sugieren un modelo genético en dos etapas para los peloides glauconfticos estudiados. El reemplazamiento por glauconita y fosfato de Ca de los bioclastos de crinoides jurásicos indica un proceso inicial de disolución y recristalización que debió producir un precursor glauconftico arcilloso. El elevado contenido en K, siempre superior a 0,719 a.f.u., indica que, posteriormente, ocurrió un importante proceso de maduración por la apertura del microambiente a las influencias marinas que dió lugar a un aumento del contenido en K. La existencia de una abundante fase fosfatada revela una amplia extensión del efecto del agua del mar durante la etapa de maduración de los peloides (Stille y Clauer. 1994). Además, en las muestras jurásicas de la Fm Zegrí, la presencia de bioclastos de crinoides cuyo nucleo está compuesto por glauconita y presentan un revestimiento de fosfato de Ca revela que el proceso de fosfatización es posterior a la primera etapa de glauconitización. Efecto del grado de maduración

Aunque el grado de maduración de las glauconitas estudiadas en muy importante, hay que señalar que las glauconitas de las muestras jurásicas de la Fm Zegrí tienen valores (0, 719-0.809) ligeramente inferiores a los de las glauconitas cretácicas (0.802-0.868). Uniendo estos datos composicionales a los datos texturales, que indican una mayor extensión de la fosfatización en las muestras de la Fm Represa, puede concluirse que en las muestras de la Fm Zegrí debió ocurrir un evento que impidió la culminación del proceso de influencia de agua del mar. El hecho de que los bioclastos de crinoides se encuentren "sellados" por un cemento calcítico sugiere que su cristalización pudo suponer una notable perdida de porosidad en el sedimento y se detuviera la acción del agua del mar sobre el material glauconítico. Efecto de la diagénesis

En la columna estratigráfica. los sedimentos de la base de la Fm Zegri podrían haberse situado 500 m por debajo de las rocas con glauconita de la Fm Represa. De este modo, el mayor enterramiento de los materiales jurásicos pudo provocar la salida de parte del Fe de la glauconita y su precipitación como óxidos de Fe al difundirse fuera de los microambientes de formación de los filosilicatos. Esta hipótesis esta apoyada por la mayor proporción de impregnaciones de óxidos en estas muestras que en las muestras cretácicas.

Referencias Odom. l.E. (1984): in "Micas", S.W. Bailey, ed .• Reviews in Mineralogy. 13, 545-572. Stille. P. & Clauer. P. ( 1994): Contrib. Mineral. Petrol. 117. 253-262.

(Grupos 4065 y 4135 de la Junta de Andalucía y Proyectos PB93- l l 50-C0-02 y PB92-096 I)

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Boletln de la Sociedad Española de Mineralogía, 19-J (1996), pp 9-10

EL ORIGEN DE WS FLUIDOS Y 1A MINERALIZACIÓN EN EL SKARN FÉRRICO DE COLMENAR-SANTA BÁRBARA (ZONA DE OSSA MORENA)

S. CUERVO(l). F. TORNOS(l). B. SPIR0(2) y C. CASOUBT(3)

(1) ITGB. d Rfos Rosas. 23. 28003 Madrid (2) Nl!RC Isotope Gcoscicacc Laboralory. Keyworth. Rdao UDido (3) Opto. PetrologfL Fac. Geología. Universidad Complutense de Madrid. 28040 Madrid

En la Zona de Ossa Morena hay abundantes skarns férricos desarrollados sobre mármoles cámbricos en contacto con tonalitas a granodioritas variscas (ITGE, 1994). En sus cercanfas hay concentraciones volcanosedimentarias de magnetita asociadas al vulcanismo cámbrico. Con el fin de establecer las relaciones entre ambos estilos de mineralii.ación se ha realii.ado un estudio de isótopos estables en la Mina Colmenar-Santa Bárbara (Jerez de los Caballeros, Badajoz). Este estudio es complementario de otro sobre la geoquímica del Sm/Nd y Rb/Sr (Galindo et al., 1995). La mineralización de Colmenar es una concentración estratoide de magnetita y silicatos cálcicos que reemplaza a un delgado nivel del mármoles de 3-40 m (CA1) y rocas encajantes cerca del plutón de Brovales. Es probable que esta zona corresponda a una banda de deformación. Lejos de las intrusiones hay concentraciones estratiformes de magnetita en las rocas carbonatadas y volcanosedimentarias cámbricas, as( como en chimeneas volcánicas (Vázquez y Fernández Pompa, 1976; Dupont, 1979; Coullaut et al., 1980; Casquet y Tornos, 1991). Este nivel CA1 se encuentra unos 30-100 m por debajo de las calizas masivas del Cámbrico Inferior (CA2) que sólo desarrollan un skarn en el inmediato contacto con el plutón de Brovales (masa Santa Bárbara). La paragénesis en todos los skarns es muy monótona. La magnetita está intercrecida con ferroactinolita, pirita, calcopirita y otras fases accesorias, tales como epidota y minerales de tierras raras. En los skarns sobre rocas detríticas e ígneas abunda también la plagioclasa. Localmente hay un pequeño skarn temprano de granate ( = Ad50-Gr50) y/o salita. En relación con un evento tardío hay una asociación de calcita rosa, cuarzo y sulfuros.

La composición isotópica de las calizas es muy variable y no indica ninguna tendencia general. Sólo en las zonas más cercanas a los skarns hay un aligeramiento isotópico del oxigeno desde valores ya claramente modificados por eventos postsedimentarios (de 17. 9 a 14.6%o [SMOW] en CA, y de 18.9 a 14.9%o en CA2) y que se interpreta como debido a la infiltración de fluidos externos y calientes. La similitud entre los valores en Colmenar y Santa Bárbara sugiere que el fluido que formó ambos skarns era el mismo. Sin embargo, la relación fluido/roca no parece haber sido los suficientemente elevada como para modificar la composición isotópica del carbono, que parece ser tamponada por las calizas encajantes (6'3Croe• -0.7 a -0.4%o en las más alteradas y entre -3.4 y 1 %o en las menos). La composición del c5180 en los granates (entre 7.2 y 8.0%o) indica que hay una circulación temprana de aguas enriquecidas en 180 WªO = 10-11 3o ). La composición del ~1'0 en los anfíboles varía entre 7.5 y 9. l 3o. La '51110f1Wdo• estimada entre 8.2 y l0.63o para un rango de temperatura de entre 350 y 450ºC, es consistente con los valores anteriores. La composición de la calcita tardía es distinta a la de los mármoles, con valores notablemente más bajos en c513C (-12 a -8 3o) pero con una c5180 parecida a la del mármoles isotópicamente más ligeros (10-12 %o). Para una temperatura de precipitación de unos 300-350ºC, la ~180tllzido calculada es de 5 a 7%o y la c513Cnuido de -9.4 a -7. l %o. La composición del cuarzo contemporáneo ( 11.6-11. 7 %o) indica valores de '518Qf1Wdo similares (5-6 %o). Los valores de 634S en pirita, entre 15 y 19%o (CDT), son muy altos para suponer un origen puramente

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magmitico ( = -3 a 2 3o) y bajos para derivar de la reducción abiogénica sin fraccionamiento de sulfato marino cámbrico (26.4 a 34.4%«>). Si se excluyen los cambios en f02-pH como causa de esta variabilidad, es lógico asumir que estos valores son debidos a la reducción biogénica de sulfato marino y. por lo tanto, producto del lavado hidrotermal de sulfuros de las rocas volcanosedimentarias cercanas. Un único valor de o"S de pirita de la mina Bilbaína -mineralización volcanosedimentaria en el Cámbrico- es algo más ligero (11 3o) pero consistente con esta hipótesis.

La geología y geoquf mica isotópica indican que ambos skarns son cogenéticos y probablemente relacionados con la propia intrusión ígnea. Los isótopos estables indican la existencia de dos eventos hidrotermales. Durante el primero, que es el dominante, circulan fluidos enriquecidos en 180 (0180, 8-113o). Es el responsable de la formación del skarn granatftico y de 'ª mineralización de magnetita con ferroactinolita. La presencia de un importante endoskarn así como el limitado rango de la 0110 parecen indicar que estos fluidos están equilibrados a altas temperaturas con la rocas ígneas. Sin embargo, la ENd de las magnetitas del exoskarn es muy similar a la de las mineralizaciones volcanosedimentarias sugiriendo que hay una removilización de las magnetitas estratiformes sin que haya un reequilibrio con las rocas ígneas (Galindo et al., 1995). Únicamente en las magnetitas del endoskarn hay una tendencia del EN~ hacia los valores típicos de las rocas ígneas. Los datos de la o34S en la pirita apoyan un lavado de las rocas encajantes como la fuente más probable del azufre. En estas condiciones parece dificil asumir que los fluidos hidrotermales hayan lavado hierro, otros metales y azufre de la serie volcanosedimentaria sin que haya intercambio isotópico de oxígeno. Esto parece sugerir que o bien que la composición isotópica del oxígeno está tamponada por la de la serie volcanosedimentaria o bien la removilización ha sido muy local. Esto implica que durante la formación del skarn sólo ha habido una recristalización de la magnetita y los sulfuros contenidos en la serie. En estas condiciones, la removilización local de una protoconcentración no tiene porqué modificar ni la composición del fluido percolante ni la firma geoquímica original de la protomineralización previa. El segundo evento es mucho menos importante y está caracterizado por la circulación de fluidos isotópicamente más ligeros {0180, 5-63o). La relación con fracturas extensionales frágiles y el carácter acuoso y poco salino de estos fluidos sugiere que son de origen superficial modificado. El carbono aquí parece derivado de la destrucción de la materia orgánica de los sedimentos.

Agradecimientos: Este trabajo ha sido realizado en el marco del proyecto de la CICYT AMB92-918-C02-02 y de la Acción Integrada Hispano-Británica HB94-306/B. Agradecemos a C.Galindo y F.Darbyshire su colaboración en el estudio de estas mineralizaciones.

Referencias Casquet,C., Tornos,F. (1991). En Skarns, their petrology and metallogeny. Augusthitis,A.

ed., Atenas, SSS-591 Coullaut,J.L., Babiano,F., Fernández Carrasco,J. (1980). Jornadas Minero-Metalúrgicas

Huelva, 97-108. Dupont,R. (1979). Tesis Doctoral, lnst.Nat. Polytechnique Lorraine Galindo,C., Casquet,C., Darbyshire,D.P.F .. Tornos,F., Cuervo,S. (1995). En Mineral

Deposit: From their origin to their environmental impacts. Pasava.J., Kribek, B. y Zak., K. (eds.), Balkema, 41-43

ITGE (1994). Mapa Metalogenético de España escala J 1200.000 núm.67-68. ITGE, 190 pp. Vázquez,F., Fernández Pompa,F. (1976). Memorias IGME, 89, 130 pp.

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Boletín de la Sociedad Española de Arrneralogia, 19-1 (1996), pp 11-12

LA EVOLUCIÓN ISOTÓPICA DE WS FLUIDOS UGADOS A LOS SISTEMAS filDROTERMALES TARDI Y POSTV ARISCOS DEL SISTEMA CENTRAL

ESPAÑOL

F. lORNOS(l), A. DELGAD0(2), C. CASQUET(3), C. GALIND0(3) y E. REYES(2)

(1) rroe. d Rlos Rosas. 23. 28003 Madrid ('2) Estacido P.xpcrimeotal del Zafctin (CSIC). d Prof. Albarcda. 1. 18008 (3) Dpto. Petrologfa. Fac. ~logfa. Universidad Canpluleosc de Madrid. 28040 Madrid

Las rocas hidrotermales del Sistema Central Español se asocian a pequeños cuerpos de leucogranitos o a fracturas regionales de edad tardi y postvarisca. Se forman en relación con una actividad hidrotermal pulsátil durante eventos tectónicos bien definidos entre los 300 Ma y la actualidad (~utura y Tornos, 1985; Caballero et al., 1992; Galindo et al., 1994; González Casado et al., 1996). Se puede dividir en dos grandes eventos independientes. Las rocas hidrotermales de la Etapa 1 están cerca de plutones confinados y someros de leucogranitos. Son greisenes y filones de cuarzo con wolframita y/o casiterita (302±6 a 291 ±7 Ma) ligados a fluidos acuosos con C02-CH4-NaCl (Vindel et al., 1995), aunque hay evidencias de la circulación previa de fluidos acuosos hipersalinos (Quflez, 1994). Quiz.ás sincrónicos son los skarns con Sn-W-(Zn) formados en relación con fluidos acuosos poco salinos (0-8% NaCI eq.). Las temperaturas de formación son elevadas (400-625ºC) y la presión moderada (P1= 1-1.5 kb, hasta 2.5 kb). En las cercanías de los granitos la li1801hddo es pesada y constante (4.7-7.33o en las venas de cuarzo; 6.7-8.93o en los skarns) mientras que es mucho más ligera en los skarns distales (0.2-3.23o). La 60 es muy variable (-33%o en las venas de cuarzo; -50 a -403o en los skarns proximales y -65 3o en los distales). Estos valores son distintos a los de los granitoides con composiciones estimadas de 0180 entre 8.2 y 13.63o y oD entre -78 y -703o, pero en parte similares a los que están en equilibrio con las rocas metamórficas (0180 = S .4-12.4 3o; oD: -48 a -32 3o; Recio et al., 1992). Esto, unido a la composición de los fluidos y los datos preliminares de isótopos radiogénicos sugiere un origen metamórfico. Sólo en los skarns más distales parece haber una elevada proporción de fluidos probablemente meteóricos.

El segundo gran evento hidrotermal está 1 igado a la extensión alpina, con desarrollo de circuitos hidrotermales a favor de estructuras regionales. Hay, al menos, tres pulsos, El primero (Etapa 11) da lugar a las episienitas ( =274±6 Ma; González Casado et al., 1996). Su composición isotópica ha sido estudiada por Caballero (1993), que sugiere que los fluidos asociados eran una mezcla de magmáticos y meteóricos. De esta edad también son la etapa tardía del skarn cálcico de El Caloco (259±7 Ma) y un greisen clorftico sobre filones de Sn­W (272± 12 Ma). Las temperaturas de formación son entre casi 600ºC de las episienitas y unos 300ºC en los filones. La presión de fluidos fue inferior a la del evento anterior (Ph =LV a 1.4 kb), dándose frecuentes casos de ebullición. Los fluidos son acuosos y poco salinos (0-6%), aunque localmente pueden llegar a tener salinidades de hasta el 18% peso NaCI eq .• aparentemente por efecto de la ebullición (Tornos et al., 1993). El tercer evento hidrotermal tiene lugar entre 165±5 y 145± 18 Ma. Aprovecha muchas de las estructuras previas. principalmente grandes estructuras de dirección ONO-ESE. En las zonas más profundas la alteración consiste en la retrogradación de los skarns de alta temperatura o la sericitización y cloritización de los granitoides. La temperatura y química de los fluidos es muy similar a la de los anteriores. En la zona superficial de estos sistemas dominan los filones con fluorita, barita y/o Zn-Pb-Ag (145± 18 Ma; Galindo et al., 1994). Estas mineralizaciones se interpretan como producto de la mezcla entre fluidos profundos y poco salinos. similares a los dominantes en las Etapas 11 y fil, y otros superficiales, mucho más

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salinos (Tornos et al., 1991). La o1800uido de todos estos sistemas es significativamente más ligera que en la Etapa l. Varía entre -4.9 y 4.33o. Sólo en los skarns férricos hay una evolución de 0.1 a 2.3%o en Jos estadios más tempranos a 5.93o en los tardíos por efecto de la reacción fluido-roca. Los valores de oD en las inclusiones fluidas de los filones son de entre -57 y -26%o. Hay que destacar que no hay diferencias isotópicas entre los filones situados al Este (Hiendelaencina) y Oeste (Colmenar de Arroyo) del Sistema Central Español, sugiriendo que todos ellos tienen un origen similar. Finalmente, el último evento hidrotermaJ significativo (Etapa IV) se situa hacia los 104 ±4 Ma y es responsable de la formación de filones estériles de cuan.o y la silicificación de calizas. La 618Qfluido es muy ligera (-9.2 a -8.33o) y similar a la de las aguas actuales. Todos estos datos indican que cada pulso hidrotermal, fluidos con una composición muy similar desciendieron en el basamento, se calentaron y reaccionaron con las rocas ígneas profundas, lavando los metales y azufre y enriqueciendose en 180. Durante estos procesos de interacción fluido-roca la oD no sufre cambios y, por fo tanto, es un trazador del origen último de estos fluidos, que es muy probablemente meteórico. Hay que destacar que, exceptuando dos valores extremos, los valores de 60 (-57 a -40 3o) son muy similares a los obtenidos por Kelly y Rye (1979) en los estadios tardíos de Panasqueira.

La composición isotópica del azufre en todos los sulfuros es monótona, con valores de o34SOuido de entre -3.6 y 0.33o y consistente con un origen derivado del lavado de rocas ígneas. Sin embargo, las baritas presentes en los filones superficiales tienen valores más elevados y variables, entre 6.2 y 26.13o (Lillo et al., 1992; Concha et al., 1992; Galindo et al., 1994). En los filones más occidentales sólo hay valores de 634Sbam. derivados del sulfato acuoso superficial, que no llega a equilibrarse química ni isotópicamente con el azufre profundo. En la zona de Hiendelaencina la composición isotópica de la barita indica que parte del sulfato es producto de la oxidación del azufre profundo.

Agradecimientos: Este trabajo ha sido realizado en el marco del proyecto de la CICYT PB88-124. Agradecemos a J.M. González Casado y J.M.Caballero su ayuda en la interpretación de la evolución hidrotermal de la Sierra del Guadarrama y a B.Spiro la realización de algunos análisis de isótopos.

Referencias Caballero, J.M. (1993). Tesis Doctoral, Universidad Complutense Madrid, 313 pp. Caballero, J.M., Casquet, C., Galindo, C., González Casado, J.M., Snelling, N., Tornos.

F. (1992). Geogaceta, 11: 18-21 Concha,A.,Oyarzun,R.,Lunar,R.,Sierra,J.,Doblas,M.,Lillo,J.(1992).Min.Dep.,27-2:83-89 Galindo,C., Tornos, F.,Darbyshire,F., Casquet,C. (1994). Chemical. Geol., 112: 351-364 González Casado, J.M., Caballero, J.M., Casquet, C., Galindo, C., Tornos, F. (1996).

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Met, 101: b24-b31 Locutura, J., Tornos, F. (1985). Rev. R. Soc. Acad. Fis. Exac. Naturales, 79: 589-615 Quílez, E. (1994). Tesis Doctoral, Universidad Complutense Madrid, 277 pp. Recio, C., Fallick,A.E., Ugidos,J.M. (1992). Trans.R.S.Edinbourgh: Earth Sci., 83: 247-257 Tornos, F. (1990). Tesis Doctoral, Universidad Complutense de Madrid. 377 pp. Tornos, F., Casquet, C., Caballero, J.M. (1993). Rev. Soc. Geol. España, 6(1-2): 67-84 Tornos, F., Casquet, C., Locutora, J., Collado, R. (1991). Mineral. Magazine, 55: 225-234 Videl, E., Lopez, J.A .• Boiron, M.C., Cathelineau, M., Prieto, A.C. (1995). Eur. Jour.

Mineral, 7: 675-688

12

Boletín tk la Sociedad Española tk Mineralogía, 19-1 (1996), pp 11-14

ALBITITAS METASOMÁTICAS Y VENAS DE CUARZO EN LOS LEUCOGRANITOS DE BURGUILLOS DEL CERRO (BADAJOZ, ESPAÑA):

MODELO DE EVOLUCIÓN mDROTERMAL BASADO EN EL ESTUDIO DE INCLUSIONES FLUIDAS

N. BACHILLER(l-2), E. QUÍLEl.(2), C. CASQUET(l) y C. GALINDO(l)

(l)Dpto. de Pctrología y Gcoqu1mica. Faatltad de Geología. U.C.M. 28040 Madrid (2)Dpto. Quúnica lnorgwca y Materiales. Centro de CC. &pcrimcatalcs y T~icas. Universidad San Pablo-CEU. 28668 Boadilla del Monte, Madrid

En la zona interna del Complejo Plutónico de Burguillos del Cerro (Zona de Ossa-Morena) se localiza un enjambre de diques y pequenos cuerpos de morfologfa irregular constituidos por leucogranitos, en su mayor parte peralumfnicos. Estos presentan dos tipos de alteraciones hidrotermales superpuestas: unas zonas de morfologfa i"1>recisa constituidas por albita y cuarzo y filoncillos de cuarzo con indicios de Au. Para precisar la posible vinculación genética entre ambas manifestaciones hidrotermales se ha realizado un estudio de inclusiones fluidas en los cuarzos de las albititas y en los filoncillos de cuarzo.

Se han reconocido los siguientes tipos de inclusiones fluidas:

TIPO 1: Inclusiones fluidas pertenecientes al sistema H20-NaCl-KCl-Mg2Cl-Ca2CI. En ellas pueden diferenciarse tres subtipos: Subtipo 1. 1: Inclusiones hipersalinas (28-68% peso eq. NaCI) con uno o dos minerales hijos (halita y silvina) y a veces un tercer sólido. Las fases solidas han sido identificadas mediante SEM+EDS (Centro de Microscopia electrónica de la UCM) y corresponde a cloruros de sodio, potasio, hierro y calcio. estas inclusiones se encuentran tanto en los cuarzos de las albititas como en las venas de cuarzo con carader primario. Las presiones y temperaturas mfnimas de atrapamiento van desde 100 a 400 bares y 140º a 41 OºC en las venas de cuarzo y entre 50 a 1000 bares y 280º a 560ºC en el cuarzo de las albititas. Subtipo 1.2: Inclusiones bifásicas a temperatura ambiente de salinidad media (7-22% peso eq. NaCI). Sólo se han encontrado en las venillas de cuarzo con caracter secundario. Las presiones y temperaturas mfnimas de atrapamiento se sitúan alrededor de los 100 bares y entre 100º y 380ºC. Subtipo 1.3: Inclusiones acuosas de baja salinidad (3-9% peso eq. NaCI). Se localizan unicamente en las venillas de cuarzo con caracter secundario. Las presiones y temperaturas mfnimas de atrapamiento van desde 50 a 100 bares y entre 100º y 400ºC. TIPO 2: Inclusiones acuoso-carb6nicas pertenecientes al sistema H20-NaCl-C02-CH4-

(H2S-N2). Son muy escasas y aparecen en las venillas de cuarzo con caracter primario. Se distinguen dos subtipos: Subtipo 2.1: Inclusiones monofásicas con C02 lfquido a temperatura ambiente. Subtipo 2.2: Inclusiones trifásicas con C02 liq- C02 g y una solución acuosa de baja salinidad con temperaturas de homogenización comprendidas entre 400º-SOOºC.

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Modelo de evolución de los fluidos

Los distintos tipos de inclusiones fluidas siguen pautas convergentes de enfriamiento y descenso de la salinidad, lo que sugiere una mezcla recurrente con un fluido meteórico frlo de baja salinidad. El proceso se inicia con los fluidos de subtipo 1.1 en las albititas. Durante su evolución este fluido sufre un descenso continuado de la terll>eratura y de la salinidad que van aco111>aftados de un descenso de la densidad de la solución. Este fluido hipersalino de origen magmático es el responsable del metasomatismo sódico que afecta a los leucogranitos y da lugar a la formación de las albititas.

La fonnación de las venas de cuarzo se inicia a tef1l>eraturas inferiores a las de formación de las albititas, lo que indica un enfriamiento regional y en ella intervienen también fluidos de subtipo 1.1 aunque de salinidad algo más baja y que al igual que las albititas muestra un enfriamiento y dilución progresivas. La semejanza de los fluidos de subtipo 1.1 en las venas de cuarzo con el subtipo 1.1 de la albititas apuntan hacia una comunidad genética y continuidad en el tiempo entre ambos tipos de alteración. Los fluidos de subtipo 1.2 y 1.3 sólo encontrados en venas de cuarzo reflejan la circulación de fluidos de temperaturas y salinidades progresivamente menores que evolucionan, al igual que los anteriores, hacia temperaturas más bajas y salinidades en descenso (caso de los fluidos de subtipo 1.2) o bien casi constantes (subtipo 1.3).

Los datos P-T-X sugieren un modelo de evolución hidrotermal consistente en la mezcla de aguas salinas calientes con un fluido meteórico frlo y de baja salinidad en episodios discretos sucesivos y en un contexto de temperatura regional en descenso. Las aguas calientes, inicialmente magmáticas, y generadoras de las albititas, irlan haciéndose progresivamente más frias y meteóricas a medida que las tenl>eraturas regionales descendlan y se producla el colapso del sistema hidrotermal magmático con recarga progresiva lateral de aguas meteóricas, contexto en el que tendria lugar la formación de las venas de cuarzo. Por lo que respecta a la presión de los fluidos, esta debió de ser al principio próxima a la litostática ( 400 bares equivalentes a 1.5 Km de profundidad), evolucionando en cada ciclo de fracturación e invasión de fluidos hacia valores más próximos a condiciones hidrostáticas (50-100 bares en la etapa 1.3).

Las venas de cuarzo dentro de los leucogranitos de Burguillos del Cerro presentan bastantes puntos de semejanza con las de otras regiones del NW del basamento herclnico peninsular. Destacamos el carácter peraluminico de los granitoides huesped, la presencia de fluidos carbónicos (muy reducidos en nuestro caso), una dilución progresiva de la salinidad de los fluidos acompanada por la invasión de aguas meteóricas y la existencia de anomalfas de Au (también presentes en Burguillos del Cerro), ligadas, probablemente a las etapas más tardias y oxidantes de la alteración (Boiron et al. 1996).

Blbllografia

Boiron, M.C; C8thelineau, M: Banks, DA: Yardley, B.W.D.;Noronha, F. and Miller, M.F. (1996). Geochim. Cosmochim. Acta 60-1, p 43-57.

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Boletln de la Socio/ad Española de Mineralogía, 19-1(1996),pp15-16

LAS CLORITAS DE LOS CUERPOS PEGMATtriCOS DEL PLUTÓN DE LA CABRERA (SISTEMA CENTRAL ESPAÑOL)

R.P. LOZANO(l), M. RODAS(2), J.F. BARRENECHEA(2) y C. GALINOO(l)

(l)Dpeo. de Petrologfa y Geoqufmica. Facultad de Geologia (U.C.M.). 28040 Madrid (2)Dpto. de Cristalografla y MinenlogfL Fac. de Geo)ogfa (U.c.M.). 28040 M~d

Introducción Dentro del ámbito granítico, la aparición de clorita en el interior de cuerpos pegmatíticos,

constituye un caso particular. Este caso resulta especialmente interesante si estas pegmatitas han sufrido procesos hidrotermales posteriores a los propiamente magmáticos, ya que estos procesos pueden estar directamente relacionados con la formación de dicha clorita.

El presente trabajo se centra en las cloritas que se encuentran en el interior de las pegmatitas del plutón de La Cabrera, en las inmediaciones de la localidad de Lozoyuela.

El mencionado plutón constituye la intrusión granítica tardihercinica más oriental del Sistema Central Español (Vialette et al., 1981 ). Está fonnado por granitos biotiticos de grano grueso y leucogranitos muy diferenciados de grano fino (Bellido, 1979). Resultados

Con el fin de conseguir una buena caracterización y clasificación de los diversos tipos cloriticos, se han realizado estudios de difracción de rayos X (D.R.X.) y se han analizado las muestras utilizando microsonda electrónica (EPMA) y microscopia electrónica de barrido (SEM). También se han detcnninado los distintos hábitos cristalinos mediante estudios petrográficos (microscopio de luz polarizada y microscopio electrónico de barrido). Así. a partir de estos estudios podemos establecer la siguiente clasificación: 1.- CLORJT AS FERROSO-MAGNESICAS

Constituyen un ténnino intermedio entre clinocloro y chamosita (Wiewióra y Wciss, 1990). Utilizando la morfología y distribución de los cristales dentro del cuerpo pegmatitico, se han diferenciado dos subtipos de clorita ferroso-magnésica:

a) Clorita ferroso-magnésica tabular, localizada en las panes más alejadas del núcleo pegmatítico. Confonna grandes cristales tabulares, con inclusiones de titanita alunúnica de tipo grothi~ además de apatitos, circones, epidotas, etc.

b) Clorita ferroso-magnésica vennicular, localizada en las zonas de núcleo de las pegmatitas, formando conjuntos en "acordeón" compuestos de pequeñas láminas hexagonales. Se presenta como inclusión dentro de cristales de prelmita (sólo en aquellos cristales que no reemplazan a feldespatOS) y en los bordes de los cristales de clinozoisita.

La transición entre estos dos subtipos (tabular y vennicular) se hace evidente con la observación de tipologías intermedias. 2.-CLORJTAS MAGNESICAS

Esta clorita presenta un tamaño de grano muy fino (de 2 a 20 µm), adoptando texturas fibrosoradiadas. Se diferencian dos subtipos (Tabla 1 ):

a) Clorita magnésica rica en Al, constituyendo términos intermedios entre donbassita y sudoita (Wiewióra y Weiss, 1990). Esta clorita habituabnente engloba cristales de pirita.

b) Clorita magnésica pobre en Al, que puede ser clasificada, según la clasificación de Wiewióra y Weiss ( 1990), como un término cercano a sudoita s.s. Se encuentra asociada a calcita. Discusión y conclusiones

A panir de los resultados obtenidos se podrían establecer dos procesos generadores de clorita diferentes. Por una pane, la clorita ferroso-magnésica se formaría debido a la alteración de la biotita presente, produciéndose corrientemente procesos de pseudomorfosis en el caso de los subtipos tabulares (Bellido et al., 1983). La presencia de minerales tales como circón y apatito confinnan este origen a partir de biotita. Además, la presencia de titanita parece indicar que la biotita precursora era extremadamente rica en Ti. En el caso del subtipo vermicular, su origen se encuentra ligado directamente a la clorita tabular.

15

Cloritas ferroso- Cloritas masmésicas maenésicas 1 2 3 4

Shv 2.79 2.S9 3.38 3.SS Al IV 1.21 1.41 0.62 0.45 Posic. T. 4.00 4.00 4.00 4.00 Al VI 1.33 1.13 2.29 1.40 Fe:i• 2.41 0.00 0.30 0.41 Mn o.os 0.00 0.00 0.00 Mi 2.14 1.94 2.43 3.66 Ca 0.00 0.00 0.09 0.02 Na 0.02 0.00 0.07 0.06 K 0.00 0.00 O.OS 0.01 Posic. O. 5.95 6.14 S.23 S.56 o 10.00 10.00 10.00 10.00 OH 8.00 8.00 8.00 8.00

Tabla 1: Fónnulas de cloritas calculadas para 10 átomos de oxigeno y 8 grupos (OH). Todo el hierro expresado como Fe2+ . 1: Clorita ferroso-magnésica (microsonda). 2: Clorita ferroso-magnésica (SEM). 3 y 4: Clorita magnésica (microsonda).

Asi, se produce una sutil zonación respecto a estos dos subtipos de modo que la clorita vermicular es cada vez más abundante hacia el núcleo pegmatítico, mientras que el subtipo tabular es más abundante hacia el granito encajante.

El proceso de alteración que genera estas cloritas ferroso-magnésicas está en estrecha conexión con otros procesos de alteración como la epidotización y prehnitización (García Guinea et al., 1982). La clorita \ICnnicular se fonna durante las últimas etapas de los procesos de epidotización y con anterioridad a la formación de prehnita. Esta cronología relativa se pone de manifiesto por la presencia de clorita incluida en las zonas más externas de los cristales de clinozoisita. Por otra parte las vermiculas sólo se sitúan en aquellos cristales de prehnita que rellenan cavidades y no en aquéllos que reemplu.an a feldespatos potásicos. Si las vemúculas fueran posteriores o contemporáneas a la prehnita, todos los cristales de prehnita deberían contener venniculas. Así, primero se generaría clinozoisita a partir de la alteración de biotitas y posterionnente se formaría la clorita vermicular en equilibrio con esta clinozoisita.

En el caso de las cloritas magnésicas, su origen no está tan claro pues tanto sus relaciones texturales como sus asociaciones con minerales tardíos como calcita y pirita (Gonz.ález del Tánago et al., 1986), indican un carácter muy posterior, respecto a los restantes tipos cloriticos. La derivación dirma de estas cloritas a partir de las biotitas pegmatiticas es poco probable.

Referencias Bellido, F. (1979). Tesis Doctoral. U.C.M. Bellido, F.; Brandle, J.L.; García Cacho, L.; Martinez Ripoll, M. (1983). Bol. Geol. Min. XCIV-VI. p. 530-531. García Guinea, J; Bellido, F.; Ga~ E. (1982). Bol. Soc. Esp. Min. 5. p. 29-41. Gonzálezdel Tánago, J.; Bellido, F.; García Cacho, L. (1986). Bol. Geol. Min. XCVll-1. p.

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Boletúa de la Sociedad Española de Kuaaalogla, 19-1 (1996), PP 17-18

GRANATES UVAROVÍTICOS EN CROMI1TfAS PODIFORMES DEL YACIMIENTO MERCEDITA (CUBA)

J. PROENZA(J-2), J.C. MELGAREJO (2)

(l)Dpto. Gcologfa. lmtituto Superior Minero Metalúrgico de Moa. Las C.olondas sin. 83320 Moa. Holguúi, Cuba (2)Dpt. de Cristal'lografia, Mincralogja i Dipbsits Mincrals. Fac:uJatat de Geologia, Univc.rsidad de Barcelona. Martf i Fnnq"8 sin. 080'28 Barcelona

Introducción

En el presel)te estudio se realiza la caracterización de la composición mineralógica y

las variaciones composicionales a nivel intracristalino de granates uvarovíticos presentes en

el yacimiento de cromo Mercedita.

El yacimiento Mercedita es un depósito de cromititas podifonnes relacionado génetica

y espacialmente con el complejo ofiolítico Moa·Baracoa (noreste de Cuba Oriental).

Este complejo se caracteriza por un gran desarrollo de los niveles ultramáficos y

máficos. En el se han reportado alrededor de 100 manifestaciones y yacimientos de cromititas

podifonnes, siendo el más importante el yacimiento Mercedita.

Morfología de la mineralización

Los lentes de cromititas son conados por diversas generaciones de diaclasas. Una

primera generación corresponde a vetas con uvarovita, que se disponen perpendicularmente

o paralelamente al eje del lente. Estas vetas, de hasta 5 mm de espesor, han sido en pane

removilizadas por fenómenos deformativos tardíos, y están confinadas exclusivamente al

incerior de los cuerpos minerales o de la camisa de dunita. Los bordes de las vetas son netos.

La secuencia comienza con la cristalización de granate uvarovítico en cristales

idiomórficos. que presenta desarrollo zonal, implantados sobre la pared de la diaclasa. Sigue

calcita en asociación a clinocloro, éste en agregados radiales. Estos minerales reemplazan al

granate a panir de los bordes de grano o de los planos de zonación. Una segunda generación

de clinocloro cromífero aparece reemplazando a la calcita siguiendo las superficies de

exfoliación.

Hay una segunda generación de vetillas que cona con ángulos fuenes a la anterior. El

clinocloro es el mineral dominante en las mismas, con cantidades menores de rutilo

sagenírico. El rutilo aparece desestabilizado a cristales idiomórficos de titanita zonada, y sobre

ésta aparecen escasos cristales de una segunda generación de uvarovita.

17

Quimismo de los granates

La composición de los granates abarca un amplio intervalo (uv17-uv63) de la

serie uvarovita-grosularia. con escasa proporción de componente andradita. Este tipo de

zonación es el más común en los granates crómicos (Jan et al .• 1984). Los contenidos de

V 20 3, MnO, MgO y K20 son muy bajos. El balance de carga sugiere que casi todo el hierro

se encuentra como hierro trivalente.

La zonación es de úpo oscilante, con bandeado alternante, y se refleja esencialmemc

en la relación AVCr o sea en los componentes uvarovita-grosularia. El Ti, de acuerdo con el

balance de cargas, ocupa posición octaédrica y actúa con valencia 3.

Discusión de los resultados y conclusiones

Las diaclasas con granate están confinadas al interior de los cuerpos crorníticos. Por

tanto, pueden interpretarse como la respuesta a la deformación de un cuerpo rígido (las

cromiútas) envuelto por rocas más plásticas Oas serpentinitas). Así pues. su formación es

tardía en relación al proceso de serpentinización.

Las vetas de uvarovita se han formado por la desestabilización de cromita debido a

la circulación de soluciones hidrotermales ricas en Ca. La fuente de los elementos necesarios

para formar la uvarovita merece discusión. Al y Cr pueden. liberarse durante el

reemplazamiento de cremita por ferricromita. pero el Ca precisa una fuente externa. El

mecanismo del metasomaúsmo cálcico en rocas ultramáficas serpentinizadas, uno de cuyos

efectos es la formación de roclingitas (Minwede y Schandl, 1992), se relaciona genética y

temporalmente con los procesos de serpentinización o se vincula a la entrada de soluciones

hidrotennales ricas en Ca, producto de lixiviación de gabros. En la mina Mercedita y, por

extensión, en los cuerpos eremíticos de la zona de Moa-Baracoa, las mineralizaciones de

uvarovita se forman en cuerpos situados en proximidad a los complejos de gabros. lo que en

primera instancia sugiere el segundo mecanismo.

Bibliografía

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South Carolina, USA. Eur. J. Mineral. 4, 7-16.

18

Boletln de la Sociedad Española de Ar111aalogia, 19-1 (1996), pp 19-20

DESCRIPCIÓN DE LA MACIA DE LA FRONDELITA-ROCKBRIDGEÍTA ASOCIADA A LAS PEGMA1Tf AS DEL MACIZO DE L'ARIZE, PIRINEOS

(ARIEGE)

F. FONTAN (1), E. RODA(2) y A. PESQUERA(2)

(1)1..abc:nloirc de Min&alogie, (U.R.A. 067). Univ. Paul Sabatier, 39 Alltes Julcs Gucsde, 31000 Toulouse, Francia (2)Dpto. de Mincnlogía y Petrología. Universidad del País Vasco /EHU, Apdo.644, 48080 Bilbao

El estudio de pegmatitas de "berilo-columbita" del Macizo de L' Arize (Ariegc), ha permitido la

identificación de un fosfato de la serie frondelita-rockbridgcita asociada a berilo, crisobcrilo,

columbi~ molibdeni~ trifili~ ferrisicklerita, heterosita y vivianita (Fontan, 1978). La frondelita­

rockbridgeita se encuentra generalmente entre láminas de moscovita, confiriéndolas tonos verdosos

y, a veces, en fonna de costras con apatito, lipscombita y vivianita.

El análisis por DRX da un espccuo idéntico al de la frondelita de Sapucaia (J. C. P. D. S. 8-83),

y por sus características ópticas, Np=l.742 y Ng=l.767, con un pleocroísmo intenso: Np=amarillo­

marrón palido y Ng=verde muy oscuro, puede decirse que se trata de un término intermedio situado

más cerca de la frondelita.

Entre láminas de moscovita se ha podido observar al microscopio un intcrcrccimiento cruciforme

que, aunque en un principio fue atribuido a fenómenos epitácticos, un estudio posterior ha

demostrado que se trata de una macla. En este crabajo se establecen por primera vez las características

de este maclado en base a consideraciones geométticas. Según Frondel (1949) y Lindsberg (1949). tanto la frondelita Mn2+ fe3+ 4 (P04)J (OH)5, como

la rockbridgeita Fe2+ Fe3+ 4 (P04h (0H)5, son onorrómbicos con unos parámetros de celda muy

similares: a= 13,89; b = 17.01; e= 5.21Á y a= 13,76; b = 16,94, e= 5,19Á, respectivamente.

Según la ley de Friedel (1911), las macias pseudomeroédricas vienen definidas por el plano de

macla. oblicuidad e índice.

1) Determinación del plano de macla

De acuerdo con la orientación de los índices en los individuos cristalinos del intercrecimiento

(Fig. l), la elongación es negativa con np /le disponiéndose perpendicularmente ng y nm, uno de

ellos contenido en el plano tabular de los cristales. El plano de macla es, a su vez. perpendicular a dicho plano, bien por el eje a (Oqr) o por el eje b (p()r). Los ángulos 'I' y 'Y' entre los ejes e de los

dos individuos, medidos al microscopio, presentan unos valores de 79° y 101°, respectivamente.

Como el plano de macla bisecta estos ángulos, la nonnal forma con los ejes e: 90°-79ºn. = 50° 30' y

90°-101ºn.=39° 30' rcspcctivamente (Fig. 1).

Los ángulos entre las normales de los diversos planos Oqr, pOr y el eje e pueden ser calculadas.

Entre los distintos planos considerados, aquellos que responden mejor a los valores medidos son el

(031) y el (041):

a) Plano (031): tg p - OCJGO; OC= 5,21Á; GO = 17,031Á/3; p = 42° 58', la diferencia con el

ángulo medido (39º 301 supera los errores de medida. además de que la línea de unión entre los dos

individuos es bastante sinuosa (Fig. 1 ), lo que indica que no se trata de un plano de macla pues

19

np

ng

F"ig.1: Macla de la rrondelita-rockbridgeita

según la regla de Friedel ( 1911 ), en las macias pseudomeroédricas la superficie de unión es también

el plano de macla. b) Plano (041): tgp"- OCU"O; OC= 5,21Á; G"O = 17,0IÁ/4; p "= 51° 18". El valor obtenido se

diferencia muy poco del valor estimado 50° 30" de acuerdo con la Fig. l. estando dentro de los

límites de enor de las medidas, y la línea de unión es cuasi rectilínea. El plano (041) puede ser

considerado como plano de macla y plano de unión de lo dos individuos de macla.

2) Construcción y cálculo

Se trata de verificar que existe una red simple o múltiple del mineral extendiéndose al conjunto de

la estructura maclada siguiendo la ley de Fricdel (1911). Con este objeto construimos las redes

aistalinas de los dos individuos maclados teniendo el plano común (041 ). De este modo aparece una

malla pseudo-ortomSmbica múltiple (ABDE) de la malla de la frondelita, y para precisar este maclado por pseudomcroedría reticular hay que calcular su oblicuidad (0) e índice (n) (Fricdel, 1911 ):

a) Oblicuidad de la macla (0): Es el ángulo formado por la fila R de la red pseudo normal al plano

de macla (041) con la nonnal verdadera al plano ce. El ángulo obtenido = 3° está de acuerdo con la

ley de Friedel (1911), ya que una oblicuidad entre 3° y 4° es frecuente en este tipo de macla.

b) Indice de macla (n): Se obtiene por la relación de las superficies de la malla múltiple (S) sobre

la malla (s) más pequeña; n = Sis = 7 ,003. Este índice de macla debe corresponder al número de

nudos de la red contenidos en la malla múltiple simple, esto es: (6 + (4. 1/4)] = 7. Los índices de macla superiores a 5 son excepcionales (Fricdcl, 1911).

Como conclusión, podemos decir que la macla de la frondelita presenta las características de una

macla por pseudomcroedría reticular, teniendo como plano de macla (041), una oblicuidad de= 3° y

un índice superior de ... 7, hechos que pueden explicar la rareza de esta macla.

Fontan, F. (1978): Thése de Doctoral d"Etat, Univ. Pául Sabatier, Toulousc.

Friedel, G. (1911): Le,ons de cristallographie. H. Hermano et fils, F.d, Paris.

20

Boletin de la Sociedml Española de Minaalogl.a, 19-1 (1996), pp 21-22

ORIGEN DE ESCAPOLITAS ASOCIADAS A DOLERITAS TRIÁSICAS DEL NORTE DE LA PROVINCIA DE CÁDIZ

D. MORATA(l), S. OOMÍNGUEZ-BELLA(l), S. MORALES(2)

{l)Dpto. Qis1aJografia y MiDc:nlogía. P.stratignffa. Oeodinúoica y Pecrologfa y Geoqufmica. Universidad de Odiz. 11510 Puerco Real. Odiz (2)1.A.C. T. y Opto. Mineralogía y Pctrologfa. Fac. de Ocncias. CSIC-Univcrsidad de Granada. Fucalcnucva 'S/a. 18002 Graaada

Introducción, contexto geológico y características petrológicas de las doleritas

En los sedimentos arcilloso-yesíferos del Trias Sudibérico de las Zonas Externas de las Cordilleras Béticas (ZECB). es frecuente la presencia de bloques tectónicos de pequeñas dimensiones de basaltos y doleritas (localmente conocidos como "ofltas'1. cuyas caracteristicas geoquímicas, relaciones de campo y edades KI Ar apuntan a una génesis durante el Triásico-Jurásico en un ambiente de intraplaca continental (Morata. 1993; Portugal-Ferreira el al., 1995). El objetivo de este trabajo es el estudio de uno de estos bloques de doleritas en los que la presencia de escapolitas en fisuras se interpreta en ténninos de interacción entre el magma y los sedimentos evaporiticos en los que éste se emplazó. Las características químicas de estas escapolitas, así como el análisis de las inclusiones fluidas que contienen, permitirán precisar las condiciones en las que esta interacción magma-evaporitas tuvo lugar.

El área estudiada se encuentra ubicada en las estribaciones occidentales de las ZECB, entre las provincias de Cádiz y Sevilla. Está constituida por un conjunto de bloques tectónicos de doleritas de dimensiones hectométricas, inmersos entre los sedimentos arcillosos-evaporiticos del Trias Sudibérico. Las características petrográficas de las doleritas permiten enmarcarlas dentro del magmatismo toleitico definido en las ZECB por Morata y Puga (1993). Morata (1993) y Portugal el

al. (1995). Superpuestas a las paragénesis ígneas se observan transformaciones metamórficas de muy bajo grado en facies prehnita-actinolita. En todos los casos, las escapolitas aparecen rellenando venas y fisuras de orden milimétrico a centimétrico, sin ninguna orientación espacial determinada. También aparecen escapolitas pseudomorfizando parcialmente a las plagioclasas de las doleritas en las proximidades de las fisuras.

Características petrográficas y químicas de las escapolitas

En las fisuras de mayor tamaño se llegan a desarrollar cristales de escapolita individuales idiomórficos, transparentes. de hasta 3 cm. En ocasiones estos cristal .. s prc:sentan un color blanco mate, debido a la pseudomoñosis (total o parcial) por prehnita. Las observaciones realiz.adas mediante el M.E.B. ponen de manifiesto el carácter idiomórfico de estos cristales, así como la presencia de caras cristalinas corroídas. Mediante microscopia óptica. se observa una distribución en parches de prehnita, dentro de los cristales de escapolita~ algunos de ellos, con crecimientos orientados y otros desarrollándose radialmente. En la mayoría de los casos, este proceso se interrumpe en los límites fisicos del cristal de escapolita, produciendo en consecuencia una pseudomoñosis de escapolita por prehnita + cuarzo. En otros casos la prehnita transgrede estos límites y se desarrolla como rosetas irregulares sobre los cristales de escapolita así como desde el interior de estos. La génesis de este fenómeno responde a un proceso de disolución-precipitación de estas fases. Ocasionalmente aparece albita en algunas de las fisuras de la roca, con cristales idiomórficos de hasta 1 cm.

Los análisis de las escapolitas han sido realizados mediante microsonda electrónica. El cálculo de la fónnula estructural se ha realizado siguiendo el modelo estequiométrico propuesto por Shaw (1960) W,Z,;¡()1,•R. donde W contiene Ca, Na y K; Z : AJ y Si, y R : CI. C03 y SO,. Los contenidos en K de estas escapolitas son muy bajos (K/(Ca+Na+K) - 0.01). Se han asumido los

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contenidos en COJ y SO, como (1-CI). No se observan variaciones en eJ componente meionita (Me) de centro a borde, y los contenidos en Al y CI son ligeramente superiores al limite estequiométrico establecido para la solución sólida mariaJita-meionita. con valores de Me dentro del rango de Me = 26.29, lo que permite clasificarlas como dipiro, según la nomenclatura propuesta por Shaw ( 1960). Igualmente, las mayores concentraciones en CI respecto a las escapolitas de Pirineos se traducen en menores contenidos en C03 y SO,. Se observa una correlación negativa entre los contenidos en Cl y el equivalente en anonita (Eq. An.) en las escapolitas analizadas.

Caracterizaci6n de las indusiones fluidas

En las escapolitas estudiadas se han encontrado algunas inclusiones fluidas a las cuales se les puede atribuir un carácter primario a panir de algunos criterios empíricos. Las inclusiones son mayoritariamente trifasicas (vapor+líquido+halita), aunque en ocasiones aparecen también otros sólidos (silvina?, óxidos de Fe?, ... ). Los primeros resultados obtenidos apuntan hacia un sistema acuoso multicatiónico, mayoritariamente compuesto por Na-Ca- (K?). Durante el ciclo de enfriamiento no se ha detectado ningún cambio en la fase gaseosa. de lo que se deduce que las cantidad de volátiles del fluido están por debajo del límite de detección de la platina. Es de resaltar los altos contenidos en Ca de estas inclusiones, que en ocasiones bajan las temperaturas eutécticas del sistema hasta -65/-700C. Las salinidades son muy variables y están siempre dentro del intervalo 40-SS % eq. en peso. En cuanto a la temperatura de homogeneización. ésta viene definida en unas ocasiones por la fusión de la balita y en otros casos por la desaparición de la fase vapor. Los datos obtenidos varían entre 380 y 540ºC, haciendo la salvedad de que en la mayoría de los casos las inclusiones decrepitan antes de la homogeneización.

Condusiones

Para la formación de escapolitas se precisan fluidos enriquecidos en Na y Cl (además de S y C02, no analizados en este trabajo). Este Na y CI podrían ser de origen magmático o, por el contrario, derivar de las evaporitas presentes en los sedimentos del Trias Sudibérico en los que se emplazan las doleritas y basaltos triásicos. Puesto que los contenidos en CI de líquidos básicos toleíticos es insuficiente para justificar la formación de escapolitas en fisuras, seria necesario invocar un apone de estos elementos a panir de los sedimentos evaporíticos. La intrusión de estos magmas básicos en estos sedimentos evaporiticos permitiría la interacción magma-evaporitas, con circulación de fluidos enriquecidos en OH. Cl, S, Na y Ca, necesarios para la formación de las escapolitas. Los estudios de inclusiones fluidas presentes en las escapolitas muestran que los fluidos generadores de éstas eran altamente salinos (40-55% eq. en peso), compuestos fundamentalmente por Na-Ca-(K)? y carentes de volátiles. Los valores máximos obtenidos para las temperaturas de homogenei7.ación son del orden de 5400C. Estos valores son coherentes con los establecidos por Vanko y Bishop (1982) y Oliver et al. (1994) para la génesis de escapolitas en gabros y doleritas, como consecuencia de la interacción entre magmas y evaporitas.

Agraúcimimtos Este trabajo se ha realizado en el marco del Proyeclo de lnvesllgación de la CICIT PB92-09S2 y Gn1pos de

/nwstigaci6n de la Junio de Andal11cla 4028, 4072 y 6005. Nuutro agradeci111ien10 a D. Emilio Sastre Domlngua y Dila. M9 JUtis Alonso Rom6n, por facilitamos la locallzacl6n de los ajloramienlos.

Rdercadas Moraia. D. (1993). Tuis Doctoral Univ. Granada, 342 pp. Moraia. D. y Puga, E. (1993). Bol. Soc. Esp. Miner., IS, 175-187. Olivcr. N.H.S.; Rawling. T.J.; Canwright.1. &: Pearson. P.J. (1994). J. Pelrol., J5. 1455-1491. Ponugal-Feneira. M.; Mora&a. D.; Puga. E.; Dcmant, A. y Aguirrc, L. (1995). Estmltos geol .• 51, 109-118 Shaw, D.M. (1960).J. Pelrol .• l, 218-260 Vanko, D.A. y Bishop. F.C. (1982). Contrib. Mineral. Pelrol .• 81. 277-289.

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Boletús de la Sodo:la4 Espaftola de ldinera/.ogla. 19-1 (1996}. pp 23-24

ASPECTOS QUÍMICOS DE LA MAGNETITA Y CLORITA DE 1.AS "IRONSTONES" ORDOvfCICAS DE ZAMORA (ESPAÑA)

A. FBRNÁNDEZ FBRNÁNDEZ y M.C. MORO BENITO

Opto. de Geologfa. Facultad de Cieacias, Universidad de Salamanca. 37008 Salamanca

Las "ironstones" ordovícicas de la provincia de Zamora están situadas geográficamente en la

región centro-occidental de dicha provincia y geológicamente. en el sector N de la zona Centro­

Ibérica. en la megaestructura herdnica denominada Sinf onnc de Alcaftices. Se presentan en niveles

de potencia centimétrica a méuica interestratificadas en el miembro superior de la Fm. Cuarciw del

Pielgo (Arenig). tienen una estructura esquistosa y bandeada definida por la alternancia de lechos

ferríferos (magnetita y hematites). cuarcílicos. cloriticos y/o cloriticos-biotíticos y fosfáticos

(apatito) y mineralógicamente están constituidas por magnetita. hematites. clorita. biotita. cuano.

apatito y. ocasionalmente. antofilita como minerales esenciales y por ilmenita. rutilo. moscovita.

grafito. pirita. circón. turmalina y plagioclasas como accesorios y óxi-hidróxidos de Fe como

secundarios.

La maenetjta se presenta en cristales idiomorf os y subidiomordos. en agregados cristalinos. con

fonna masiva y reemplazando a mallas de algas (Girvanel/a). Nonnalmente se encuentra parcial o

totalmente hematitizada según los planos de exfoliación ( 111) y los bordes de los cristales. Para su

caracterización química se han analizado los elementos traza más significativos. las T. R. y los

contenidos isotópicos de la 518() en 4. 7 y 9 muestras respectivamente. La magnetita presenta altos

contenidos en Cr. V. Ba y TiC>i lo que sugiere la presencia de rocas ígneas básicas en las áreas

continentales emergidas que aportaron el Fe a la cuenca de sedimentación ordovícica. y una

relación Co/Ni inferior a la unidad que. según Frietsch ( 1970). indica que se trata de una magnetita

de origen sedimentario. Respecto a las T. R .• la representación gráfica de los contenidos obtenidos

normalizados con respecto a la condrila de Evensen et al. (1978) muestra un claro

empobrecimiento en Eu que es propio de los sedimentos ricos en Fe del Fanerozoico y un ligero

enriquecimiento en Ce lo que podría apoyar el origen diagenético o metamórfico propuesto por

Femández (1994) para la magnetita. Por último. los valores de la s•sosMOW de las magnetitas

estudiadas varían de 3.6%o a 8.6L. Esta variación puede deberse a diferencias de profundidad en

la cuenca de sedimentación y también a diferencias en las condiciones de metamorfismo. Así. en el

sector más O del área estudiada los valores de la S18Q son más bajos debido. probablemente. a

una T del metamorfismo más elevada como lo indican también la presencia de un nivel de antofilita

y de cristales idiomorf os de magnetita de mayor tamaño. La T de fonnación de la clorita obtenida a

partir de su composición química también es más alta.

Las cloritas fueron caractcrii.adas químicamente a partir de un total de 15 análisis químicos

puntuales realizados por microsonda electrónica en 8 muestras penenecientes a los diferentes

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indicios mincrali7.ados. Con el contenido dl! los elementos mayores se determinó su fórmula

estructural en ha.c;e a 14 oxígenos: (Si2.1 Al1.3> Oao (Al1.4 Fe2•:t6 Mgo.9 Mno.02 ºo.06) (OH)s

deduciéndose que las cloritas anali1.adas. según la clasificación recomendada por el Comité

Internacional de Nomenclatura (Bailey .• 1980). corresponden a chamositas. con una composición

próxima a la ripidolita (Wiewióra y Wci~. 1990). También. se ha calculado la f02. la fS2. así

como su T de formación en ba~ a los gcotermómetros de Cathelincau y Nieva (1985). Walshe y

Salomon (1981). Walshe (1986) y Cathelineau (1988). Los resultados obtenidos en base a la

fórmula estructural de Walshc (1986) son los siguienLeS: T media de equilibrio= 265°C. log fOi= -33.9 y log fS2, = -10.9 en el caso de la existencia de equilibrio entre la magnetita y el cuarzo. La

T media obtenida según el geotennómetro Al (IV)- T de Cathelineau y Nieva ( 1985). con las

correciones introducidas recientemente para el Al (IV) por Zang y Fyfe ( 1995). es de 246°C. Las T

calculadas mediante los dos geotennómetros son muy similares y equiparables a las del

metamorfismo que afectó a la zona durante la Orogenia Hercínica. Estos resultados obtenidos se han-proyectado en los diagramas: LogfQi-Log fSi. en el que están representados los campos de

estabilidad de los diferentes minerales de Fe a diferentes T (Gole. 1980. Helgeson et al.. 1969) y

en el de Log fOi-T de Frost (1991). observándose que los puntos representativos de las muestras

estudiadas se encuentran en el campo de estabilidad de la magnetita.

En síntesis, teniendo en cuenta todas las características y consideraciones anteriormente

expuestas. se puede concluir que tanto la magnetita como la clorita de las "ironstones" de Zamora.

de origen mayoritariamente mewnórfico. se han formado bajo las siguientes condiciones: T (265

ó 246°C), Log füi (-33.9) y Log fS2 (-10.9).

Agradecimientos. Este trabajo se ha realizado en el marco del Proyecto de Investigación N° PB91-0563 subvencionado por la D.G.l.C.Y.T. (M.E.C.).

Referencias bibliográficas

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1212. Femández. A. (1994). Tesis Doctoral Univ. Salamanca. 340 p. Frietsch, R. (1970). Sveriges Geol. Unders. Arsbok. 64: 1-136. Frost. B. R. (1991). In: Oxide minerals. Reviews in Mineralogy. 25: 1-9. Gole. M. J. (1980). Amer. Miner .• 65: 8-25. Helgeson, H. C .• Brown, T. H. y Leeper. R. H. (1969). Handbook o/ Theoretical Acrivity

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Walshe, J. L .• Solomon. M. (1981). Econ. Geol .• 76: 246-284. Walshe, J.L. (1986). Econ. Geol .• 81: 681-703. Wiewióra. A. y Weiss. Z. (1990). Clay Minerals. 25: 83-92. l.ang, W .• Fyfe, W. S. (1995). Mineral. Deposita. 30-1 : 30-38.

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Boletúa de la Sociedad Española de Mineralogía, 19-1 (1996), pp 25-26

634S DE WS SULFUROS SILÚRICOS 11PO "SEDEX" DE 1.ATEDO-SF.JAS DE ALISTE (ZAMORA, ESPAÑA)

S.M. TIMÓN SÁNCHEZ, M.C. MORO BENITO y , A. FERNÁNDFZ FERNÁNDEZ

Opto. de Gcologf&. Faaaltad de Ciencias. Universidad de Salamanca. 37008 Salamanca

En este trabajo se describen las características isotópicas de los sulfuros tipo "sedex" de Latedo-Sejas de Aliste. las diferencias existentes entre los valores de la 834S de ellos y su

evolución dentro de la secuencia sedimentaria lo cual pennite discutir. junto con otros

parámetros mineralógicos y químicos. la naturaleza de los fluidos mineralizadores e

interpretarlos· desde un punto de vista genético. Timón ( 1995) estudió estas

mineralizaciones silúricas en 5 sondeos realizados de 1982 a 1985 dentro del Proyecto de

Investigación "Samir de los Caños" (ITGE. PRN y BESA). Estas se encuentran

interestratificadas en los materiales silúricos de la región centro-occidental de la provincia

de Zamora. geologicamente denominada "Sinforme de Alcañices" (Martínez García.

1973). Estos materiales. de naturaleza volcanosedimentaria. están constituidos por una

alternancia de pizarras negras. pizarras grises. pizarras areno-limosas. calizas.

epiclastitas. tobas. filitas. argilitas y meta-andesitas afectada por dos fases de

defonnación hercínicas: la FI que es subparalela a la So y genera una esquistosidad de

flujo y la F3 que produce esquistosidad de crenulación.

La mineralización está constituida esencialmente por pirita y pirrotina y. de forma

accesoria por calcopirita. esfalerita y arsenopirita. Estos sulfuros se presentan en lechos

de potencia milimétrica a centimétrica y en ellos se han diferenciado. teniendo en cuenta

sus características texto-estructurales. dos fases mineralógicas: una sindiagenética y/o

metamórfica (pre o sin Fl) en la cual los niveles son paralelos a la So y están orientados y

crenulados por la F3 y otra posterior. sin F3 que probablemente corresponde a una

removilización de la anterior. La pirita se presenta con formas framboidales aisladas o

constituyendo agregados. también son muy frecuentes las texturas en atolón y los

cristales idiomotfos o subidiomorf os generados como consecuencia de la recristalización

de la pirita framboidal durante la diagénesis. La pirrotina se presenta en agregados

masivos determinando lechos paralelos a la So y el resto de los sulfuros se encuentran

diseminados en dichos lechos.

Los análisis isotópicos en las piritas y pirrotinas sindiagenéticas y/o metamórficas

indican. en primer lugar. una gran dispersión de su 8345 (+18.2 a -15.3 %0) y una

tendencia generalizada hacia el empobrecimiento en el isótopo pesado que permite atribuir

al S un origen biogénico (Ohmoto. 1972; Nielsen. 1979; Ohmoto y Rye. 1979).

2S

Por olra parte. los valores medios de la 0345 de los sulfuros de 5cjas (- 13.3 %o) y

LaLedo (-4.l %0) son distintos. En este sentido. Ohmoto (1986) puso de manifiesto que

en las 0345 de los depósitos sedex está presente por un lado. el 5 de los sulfuros

biogénicos y por otro. el 5 de los sulfuros hidrotermales. Además. mientras el 5

biogénico se fija en la pirita. el S hidrotermal lo hace en la esfalerita. la galena y también

en la pirita. En las mineralizaciones estudiadas debido al tamaño microscópico de la

esf alerita y la calcopirita y a lo accesorio de las mismas no fue posible separarlas y como

consecuencia no se ha podido probar este hecho. Por consiguiente si es así. en la zona de

Latedo. como los valores están más enriquecidos en el isótopo pesado. existió

probablemente una mayor contaminación hidrotennal. No obstante, es bien conocido que

el pH de un fluido mineraliz:ado y la proporción de las especies oxidadas y reducidas son

muy importantes a la hora de interpretar los datos de la o34S en los sulfuros (Ohmoto,

1972). Así. a un pH=5, el S disuelto es H2S no disociado. mientras que a un pH=9, el S

disuelto es H2S completamente disociado. Como el primer caso concentra al 325 en

relación al segundo, un incremento en el pH conlleva un incremento en la o34S de los

sulfuros precipitados.

Por último. en los sondeos de Sejas y mayoritariamente en los de Latedo se observa, de

muro a techo. cierta tendencia al enriquecimiento en el isótopo pesado lo cual podría ser

debido a la existencia de un sistema cerrado con respecto al sulfato ya que en estos la

reducción del sulfato es más rápida que su aporte, situación que corresponde a cuencas

poco profundas en las que el aligeramiento de la o34S es menor que en un sistema

abieno. Por tanto, los cambios observados hacia valores más positivos en la 0345

podrían deberse al tránsito en la cuenca de sedimentación de un medio profundo anóxico

a .otro más somero y costero (Ohmoto y Rye. 1979).

Agradecimientos. Este trabajo ha sido financiado con el Proyecto de lnvesúgación de la

DGICYT nº PB 91-0563. •

Referencias

Martínez García. E. ( 1973). Stud Geol. Salmont. U ni v. Salamanca. 5. 7 -106. Nielsen. H. (1979). In: Lectures in isotope geology. E. Jager, y J.C. Hunziker (eds.)

Springer-Verlag, Berlin, 283-31 O. Ohmoto. H. ( 1972). Econ. Geol., 61, SS 1-578. Ohmoto, H. y Rye, R.O. ( 1979). In: Geochemistry o/ hydrotermal ore deposits. H.L.

Barnes (ed.). John Wiley and Sons, New York. 509-561. Ohmoto, H. (1986). Amer. Mineral., ·16. 491-559. Timón. S.M. (1995). Tesis de licenciatura. Univ. Salamanca. 96 pp.

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Bolettn de la Sod~ Españolti de Mmualogia. 19-1 (1996), pp 27-28

LOS DEPÓSITOS DE Mn IA MARGARITA Y LOS CHIVOS, CUBA ORIENTAL

X. CAZA.ÑAS DÍAZ.(1) y J.C. MELGAREJO i DRAPER (2)

(1) lmtituto de Geologf& y P&leoalOlogb.. Vfa Bbnca y Une& del Fcnoc:.uril, San Miguel del PadrdD. La Habana. Cuba (2) Dpt. de <nstal'lografia_ Mincralogi& i Dipbsits Mmerals. Univ. Barcelona. Martf i FraDqub sin. 080'28Barcdona

Resumen: Las mineralizaciones de Mn de Los Chivos y La Margarita son estratiformes, y presentan niveles con menas ricas (masivas, esencialmente constituidas por todorokita botrioidal), y menas pobres (todorokita diseminada como cemento de vulcanoclásticos), asociados a niveles de jaspes y de celadonita. En la base del depósito se reconoce alteración hidrotermal, evidenciando carácter proximal en relación a centros exhalativos. Evidencias texturales indican una ciena removilización de la misma por corrientes de fondo, así como removilizaciones diagenéticas.

Palabras clave: estratiforme, todoroquita, hollandita. rancieita, celadonita, Cuba.

La Margarita and Los Chivos manganese deposits, eastem Cuba

Abstract: Los Chivos and La Margarita manganese ore deposits are stratiform, and consist of ore-rich beds (massive, mainly constituted by botrioidal todorokite), and ore-poor beds (todorokite cementing volcanoclastics). They are associated to jasper and celadonite beds. Hydrothermal alteration occurs at the basis of the deposits. and this indicates the proximity of exhalative centers. According to textural evidences. synsedimentary and diagenetic ore removilization is also present.

Key words: stratiform, todorokite. hollandite, rancieite. celadonite, Cuba.

El extremo oriental de Cuba contiene más de 300 depósitos de Mn. La mayoría de éstos se localizan en el arco Paleógeno. Este arco se compone de hasta 6 km de potencia de un complejo vulcanosedimentario.

En este trabajo se ha llevado a cabo un estudio mineralógico de los depósitos de Mn La Margarita y Los Chivos.

Ambos depósitos se encuentran en el episodio mineralizado superior, situado en los últimos 200 m del cone del arco, en el contacto del cone carbonatado superior o dentro de los primeros 20 m del mismo.

Los cuerpos mineralizados son lenticulares, están constituidos por menas ricas y menas pobres. Las menas ricas se componen de cuerpos botrioidales de todoroquita (Frondel et aL, 1960, Sokolova et al., 1976} frecuentemente fragmentada y asociada a otros fragmentos de rocas piroclásticas, lo que se interpreta como una resedimentación de la minerali7.ación.

Vetas tardías de pirolusita, manganita y una fase rica en Sr (Cazañas et aL, 1994} cortan a las fases anteriores. Este episodio fisural se caracteriza por minerales ricos en Mn ~, en contraste con las fases anteriores. ricas en Mn •2

• La fase rica en Sr es análoga a la hollandita. con fórmula estructural:

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Adicionalmente, existen vetas tardías de una fase de composición análoga a Ja de la rancieita cuya fórmula estructurdl puede representarse por:

Las menas pobres están constituidas por rocas piroclásticas con sopone de grano, cementadas por todoroquita botroidal. Existe asimismo cemento tardío de heulandita y cemento esparítico de calcita.

Los estudios realizados nos permiten establecer las siguientes condiciones de fonnación de los depósitos:

- El carácter estratiforme, el contexto geológico, los contactos concordantes entre los cuerpos de manganeso y las rocas encajantes piroclásticas, así como la asociación a cuerpos de jaspes, son los típicos de los depósitos exhalativos.

- Los cuerpos estratiformes de celadonita, nontronita y jaspes pueden interpretarse como sedimentos de origen exhalativo. No obstante, los filosilicatos que se encuentran en la base del depósito pueden en pane estar asociados a zonas de alteración ligadas a los canales de emisión de los fluidos.

En base al estudio textural de las menas, puede concluirse que la fase principal de la mineralización es singenética con los sedimentos encajantes, habiendo sufrido en algunos casos fenómenos de removilización por corrientes de fondo. No obstante, la textura actual de la mena refleja en detalle un origen polifásico, con recristalizaciones causadas por fenómenos diagenéticos. En estadios diagenéticos tempranos las fases primarias de manganeso (probablemente cuerpos coloidales poco cristalinos) dieron origen a texturas botrioidales de todoroquita. La fragmentación de estos botrioides pudo realizarse en relación a episodios explosivos o por acción de corrientes de fondo. Es de destacar la progresiva oxidación de las menas de Mn desde la todoroquita hasta la pirolusita y la hollandita, lo que aboga por un aumento de la fugacidad de oxigeno en los estadios diagenéticos tardíos. Las zeolitas y la calcita corresponden a estadios diagenéticos más avanzados y, en el caso de la calcita, probablemente ligados a circulación de fluidos de la cuenca que removilizarian Ca de los carbonatos suprayacentes o de los piroclastos.

REFERENCIAS

Cazañas, X., Melgarejo, J.C., Femández, A., Chávez, S., Guerra, M., Borrero, A. & Torres, M.(1994): Características geológicas del depósito La Margarita y su modelaje. Memoria 11 Congr. lnst. Geología y Paleontología: l-15.

Frondel, C.L., Marvin, U.B., Ita, J. (1960): New occurrences of todorokite. Amer. Mineral. 45, 11/12: 1167-1174.

Sokolova, E.A., Brito, A. & Coutin, O.P. (1976). La fonnación manganesifera El Cobre (provicia de Oriente, Cuba). Geología de los minerales útiles de Cuba, F.cl. Ciencias, Moscú: 226-260.

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Boletln tk la Sociedad üpaito/a de Minoalogia, 19-1 (1996), pp 29-30

PIROFANITA Y BRAUNITA TITÁNICA EN 1.AS ROCAS CON Mn DEL SECTOR CENTRAL DE OSSA-MORENA

1. HMámz MILLÁN(l) y N. VBLIU.A(2)

(l)Deputamcnto de Geología. Uaivesidad de Iata (2)Dpto. Mineralogía y Petrologfa. lJDiv. de Granada

La pirofanita (MnTi03) es el óxido romboédrico rico en Mn del grupo de la ilmenita. Ha sido descrita raramente como componente minoritario en depósitos de Mn. rocas ígneas. y en rocas metamórficas de grado alto. La braunita es el mineral con Mn3+ que más frecuentemente aparece en las litologías manganesíferas de diferentes ambientes geológicos. En este trabajo se realiza la primera descripción de braunitas ricas en Ti y el primer estudio de pirof anita en España. analizando la influencia que ejercen la composición del protolito y la evolución de las condiciones de f o 2 sobre su fonnación y composición. Las rocas estudiadas aparecen en el área de Oliva de la Frontera (SO de Badajoz). dentro de la Unidad de Cumbres­Hinojales del Sector Central de la Zona de Ossa-Morena. Estas rocas pertenecen a un complejo vulcano-sedimentario de edad Cámbrico superior-Ordovícico inferior y muestran metamorfismo hercínico en facies de esquistos verdes (Jiménez Millán et al.. 1994 ).

Petrografía y características composicionales Se han distinguido tres tipos de asociaciones con braunita titánica±pirof anita:

1.- Braunita+hematites+espesartina+piemontita+moscovita+cuarzo±albita U.- Braunita+hematites+espesartina+piemontita+cuarzo+albita lll.- Braunita+pirofanita+hematites+piroxmangita+cuarzo+albita+egirina+riebeckita Mg

+flogopita La braunita titánica aparece en pizarras (asociación 1) y en tobas silíceas

manganesíferas (asociaciones lI y lll). mientras que la aparición de pirofanita está restringida a tobas con piroxmangita (asociación 111). La braunita se encuentra dispersa en una matriz de moscovita o de cuarzo+albita como cristales xenomorfos redondeados que forman coronas de reacción sobre cuarzo. La pirofanita fonna cristales individuales hipidiomorfos o pequeños cristales que constituyen agregados En ambos casos están recrecidos e intercrecidos por braunita. pseudorutilo mangánico y hematites. La espesartina se presenta en las asociaciones 1 y 11 como cristales idiomorfos que fosilizan la foliación definida por los filosilicatos y hematites o con numerosas inclusiones de cuarzo y hematites. La piemontita sólo aparece en la asociación 11 siempre como cristales idiomorfos. La piroxmangita se encuentra sólo en la asociación 111 como cristales poiquiloblásticos subidiomorf os.

El aspecto composicional más significativo de la pirofanita es la elevada proporción del componente MnTi03 (entre 97 y 99 %) que. aunque similar al de pirofanitas de otras rocas ricas en Mn. es uno de los más altos que se han descrito en pirofanitas naturales. La característica composicional más notable de las braunitas estudiadas es su elevada proporción de Ti (0.02-0.51 a.f.u.). la más alta descrita hasta la actualidad. Asimismo, hay que destacar que la variación en el contenido en Mn2+ muestra una tendencia paralela a la del Ti, alcanzando hasta 1.37 a.f.u .. El contenido er:i Al es bajo en las braunitas de las tobas con piroxmangita (0.007-0.075 a.f.u.) y moderadamente alto en las braunitas de las restantes asociaciones. alcanzando hasta 0.15 a.f.u. en algunas pizarras. Por contra, en las braunitas de las pizarras la incorporación de fe3+ (entre 0.2 y 0.9) es inferior a la de las braunitas de las tobas con piemontita (en tomo a 1) y tobas con piroxmangita (hasta 1.18 a.f.u.). Cabe señalar la baja proporción del componente nelterita en las braunitas de todas las asociaciones ya que el contenido en Ca nunca alcanza 0.25 a.f.u ..

Evolución metamórfica de las condiciones de/o2 La existencia.de niveles monominerálicos o de nódulos de braunita sin Ti intercalados

entre pizarras y tobas en los que no cri.stalizan silicatos con Mn marcan diferencias en las

29

condiciones de f 02 respecto a las rocas que los contienen ya que mantienen el elevado potencial de O del depósito original de Mn. Por otra parte. las características petrográficas de las rocas estudiadas revelan que en algunos niveles los aportes manganesíferos fueron mezclados con rocas volcánicas (tobas cristalinas) y aportes vulcanosedimentarios (pizarras). Durante el metamoñismo hercínico el Mn4+ primario fue reducido a Mn3+ y Mn2+. En los niveles muy ricos en óxidos. el alto nivel inicial de /o2 limitó las reacciones de reducción a la fonnación de braunita sin Ti. La frecuente disposición de la braunita titánica fonnando coronas sobre el cuarzo sugiere una cristalización producto de la reducción de un óxido tetravalente previo (ej. pirolusita) en presencia de cuarzo. La elevada proporción Mn3+:Mn2+ (6: l) de la braunita indica elevadas condiciones de fugacidad de oxígeno. que se sitúan ligeramente por debajo de las marcadas por el buffer CuO/Cu20. En las tobas y pizarras el proceso de reducción avanzó hasta la fonnación de espesartina+piemontita en las asociaciones 1 y 11. y de piroxmangita+pirofanita en la asociación 111. donde la composición global y potencial de O del protolito pennitió la cristalización de óxidos sin Mn3+ y silicatos de elevada razón Mn/Si.

Influencia de la composición global y la/ o2 sobre la composición de la braunita Respecto al factor que detennina la incorporación del Ti a la braunita titánica hay que

señalar que el contenido en Ti de las rocas estudiadas es siempre superior al 1 %, claramente más alto que el de otras rocas que contienen braunita pobre en Ti por lo que la disponibilidad de Ti en el protolito parece estar relacionada con el contenido en Ti de la braunita. Se puede observar la existencia de un desajuste composicional respecto a la fonnula ideal de la braunita. ya que sistemáticamente 2.Me2+ es superior al contenido en Si. Este exceso de metales divalentes. calculado como [(Ca+Mg+Mn2+)-Si]. tiene una excelente correlación con el elevado contenido en Ti que caracteriza a estas braunitas. Ello sugiere que la incorporación de Ti se realizó mediante una sustitución acoplada. no descrita hasta ahora en braunitas naturales. del siguiente tipo: Ti+(Ca+Mn2+)(:)2(Mn3+, fe3+, Al), que relacionaría la composición de la braunita con la de los óxidos de tipo pirofanita. La homogeneidad de las imágenes de electrones retrodispersados descartan la existencia de inclusiones de pirofanita a la escala de observación del microscopio electrónico de barrido. Por otra parte. el bajo coeficiente de correlación de Si con 2.Me2+ y 2.Me3+ ( < 0.17) parece descartar una sustitución acoplada en la que se encuentre implicado el Si. La cantidad de Al en las braunitas depende del contenido en Al de la roca, ya que los valores más elevados se encuentran en las braunitas de las pizarras (generalmente >0,12 a.f.u.) cuyo contenido en Al203 (>20 %) es el doble que el de las tobas donde las braunitas pueden presentar hasta O.O 1 a.f.u. de Al.

El contenido en Fe3+ de las braunitas estudiadas varia de fonna inversa a la proporción de Fe de las rocas que las contienen. Así. las rocas de razón Mn/Fe más alta (tobas con piroxmangita, Mn!Fe=2. 7) presentan las braunitas más ricas en Fe ( 1,08-1.18 a.f.u.). mientras que las pizarras con piemontita (Mn/Fe=0,4) presentan las braunitas más pobres en Fe (0,290-0,933 a.f.u.). Bühn et al. ( 1995) pusieron de manifiesto que las diferencias composicionales de las braunitas en diferentes tipos de rocas dependen de la paragénesis. la cual está fuertemente controlada por las diferencias iniciales de fugacidad de oxígeno entre los protolitos. En las rocas del área de Oliva de la Frontera. las braunitas ricas en Fe3+ se encuentran en las tobas en que más progresó el proceso de reducción de los óxidos de Mn originales. llegando a formar óxidos y silicatos sin Mn3+ (pirof anita y piroxmangita). Esto indica que en estas rocas existió una razón Mn3+JMn2+ más baja que en las tobas y pizarras en que se formaron silicatos con Mn3+ (piemontita), lo que facilitó la sustitución de Mnl+ por Fe3+ en la braunita

Referencias Bühn, B.; Okrusch, M; Woermann, E; Lehnert, K.; Hoemes, S. (1995): J. Petrol. 36.463-496 Jiménez Millán, J; Jiménez Espinosa, R.; Velilla. N; Chica Olmo .M. ( 1994): Terra Nova.

6, 267-273 (Grupo de Investigación nº 4065 de la Junta de Andalucía y Proyecto PB92-096 l )

30

Boletín de la Sociedad Espaiiola de Mineralogla, 19-1 (1996), pp JJ-32

Cc11• EN CALCITA:CRISTAUZACIÓNDE LA SOLUCIÓN SÓLIDA (Cd,Ca) CO,

A. FERNÁNDEZ GONZÁLEZ(l ), M. PRIETO{l ), S. LÓPEZ AND~2) y A.PUTNIS(3)

(l)Dpto. de Geología. Universidad de Oviedo. 33005-0viedo (l)Dpto. de Cristalograffa y Mineralogfa. Univ. Complutense (3)Imaitut filr Mineralogie. Universitll Müaster. D-48149 Münstcr

El estudio de la "sorción" de Cd sobre la superficie de minerales carbonáticos ha cobrado un enorme interés en el campo de la geoquimica experimental (Zachara et al., 1991). La "sorción" en contacto con materiales calcáreos representa un mecanismo importante de removilización de cadmio y otros metales altamente contaminantes de las aguas superficiales y subterráneas. Los procesos de ad- y ab- "sorción" de metales divalentes en la superficie de la calcita están íntimamente relacionados con la cristalización de las correspondientes soluciones sólidas, por lo que la caracterización de los-sistemas solución sólida - solución acuosa (SS-AS) deberla constituir la base previa de cualquier estudio de sorción. En el presente trabajo se ha investigado la conducta de cristalización en el sistema (Cd, Ca)C03-H20. atendiéndose de modo especial a la influencia de la sobresaturación en la partición de cadmio entre la fases sólida y fluida.

Las experiencias de cristalización se han realizado mediante contra-difusión de CdCl2 + CaCl2 y Na2C03 a través de una columna de gel de sílice. La conducta de nucleación se estudió atendiendo a la posición del primer precipitado y al momento de su aparición. La composición de los individuos cristalinos se caracterizó mediante imágenes de retrodispersión de electrones y microsonda electrónica. La composición de la solución acuosa en el momento de la nucleación se estimó siguiendo el protocolo descrito en trabajos previos (Prieto et al., 1993).

·I 1.0

.9 01

e ·10 ~ 0.6 w ID ;.: .s ·11 G.4

·12 0.2

-1~ O.O 1) O.O 0.2 o . .a 06 0.1 1.0 b) 00 0.2 0.4 0.6 0.1 1.0

Xc.2. ó x ... Xc,1· Fig. l

La Figura 1 a representa el diagrama de Lippmann del sistema. El diagrama de Roozeboom correspondiente se ha representado en la Figura lb. En sistemas en los que los extremos puros tienen productos de solubilidad que difieren en varios órdenes de magnitud, las curvas "solidus" y "solutus" están muy separadas, y el diagrama de Roozeboom muestra una curvatura muy pronunciada. Ambos diagramas indican una fuerte panición preferencial del cadmio en la fase sólida. Los sólidos tienden a ser ricos calcio <Xorv< 0.1) o ricos en cadmio CXorv > 0.9) para una variación muy pequeña de la composición del fluido (0.000027 < Xcd2+ < 0.002154). lo que implica una fuene tendencia a la cristalización bimodal.

Los medios porosos son inhibidores muy efectivos de la nucleación, de manera que la precipitación siempre se produce cuando se ha alcanzado una elevada sobresaturación. Las Figuras 2a y 2b muestran los "productos totales de actividad" y los pares efectivos XctJ2+·Xaiv correspondientes al momento de nucleación. Los datos sobrepasan los valores de equilibrio en tres órdenes de magnitud. La función de ajuste de la Figura 2b muestra una curvatura pronunciada (C = S.68), si bien la composición del sólido es menos sensible a cambios en la composición del fluido que la curva de equilibrio (C ::: 45.64). La nucleación tiene lugar a elevadas sobresaturaciones, lo

31

que amortigua en parte el comportamiento bimodal. Los núcleos tienden a ser ricos en calcio (X0 tv< 0.1) o ricos en cadmio (Xº"'> 0.9) para una variación muy pequeña de la composición del fluido (0.0015 < Xci!• < 0.12), pero este rango es mucho mas amplio que el calculado para una situación de equilibrio. -s ...----------.

• -6 • • -7

-1 1.0

-9 0.1

e -10 0.6 w J .!' ·11 º·' ·12 0.2

.13 o.o 1) o.o 0.2 0.4 0.6 0.1 1.0 b) o.o 0.2 0.4 0.6 0.1 1.0

Xc•:• óXClt'I Xcc1l• Fig. 2

La composición del cristal y del fluido varian a lo largo del proceso de crecimiento. dando lugar a un zonado composicional concéntrico. En este sistema. para ciertos rangos de composición, pequeñas variaciones en la composición del fluido implican cambios drásticos en la composición del sólido, con lo que se originan gradientes acusados de composición. La Figura 3 muestra un esquema de la imagen de retrodispersión de electrones de un cristal de (Cd. Ca)C03. Las transiciones entre regiones ricas en Ca y ricas en Cd ocurren en distancias muy pequeñas, como puede observarse en el perfil composicional de Cd. Los cristales de (Cd. Ca)C03 muestran zonación oscilatoria para un amplio rango de condiciones experimentales (Fig. 4). El comportamiento oscilatorio se desarrolla autónomamente. como consecuencia de un proceso de autoorganización inherente al crecimiento cristalino (Ortoleva et al., 1987).

ª·º~ o.a ¡ 0,6

X::! - ............ -· O 10 20 JO 40 SO 60 70 10

Fig. 3 Fig. 4 Referencias Ortoleva, P.; Merino, E.; Moore. C. y Chadam, J. (1987). Am. J. Sci., 287, 979-1007. Prieto, M; Putnis, A. y Fernández-Díaz, L. (1993). Geo/. Mag .• 130. 289-299. Zachara, J.M.; Cowan. C.E. y Resch, C.T. (1991). Geochim. Cosmochim. Acta, SS, 1549-1562

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Boletúa de la Sociedad Española de Aruaaalogia, 19-1 (1996), pp J3

LOS DEPÓSITOS MINERALES DE PIROFILITA DE VILLA UNIÓN (RIOJA, ARGENTINA) Y SUS POSIBLES APLICACIONES EN CERÁMICA Y VIDRIO

J. FISCINA(l), M.T. MAI.ACHEVSKY(l), M. JORDAN(2), T. SAN FELIÚ(2), J.Ma. RINCÓ N(3) y M. ROMER0(3)

(1) Centro Atómico de 8ariloche, Río Negro. Argentina (2)Dpto. Mineralogía y Cristalografia. Univ. Jaumc l. Castellóo (3)Laboratori de Viuocerúnioos. Inst. E Tonoja de CC. de la Construcióo CSlC. d Serrano Galvacbc sin. Madrid

1Dnducdó11..

Se sabe desde hace tiempo que hay imponantes manifestaciones de pirofili1a y sericita en el Distrito Minero de Villa Unión, en la :r.ona SE de la provincia de La Rioj~ República Argentina En realidad se trata de un gran arca con reservas de sericita, que resultan ser de pirofilita en m minas denominadas: Viccbi y Daniel. Su situación geográfica es a tmos 3 7 km de Villa Unión y a una altitud media de 2000 m. La distancia de estos yacimientos a carreteras nacionales que comunican con Buenos Aires es de lS-20 km.

La base geológica del área en que se sitüan estos yacimientos está constituida por rocas metamórficas del Precámbrico o del Paleozoico, con rocas graniticas más jóvenes distribuidas muy ampliamente. La pirofilita y sericita son el producto de sustitución hidrotermal de pizaras, filitas y roeas verdes de esquistos cloriticos y de clorita-moscovita.

Mariales y Métodos.

Estos yacimientos de piroftlita tienen una extensión de 100-300 m de longitud por unos 1-15 m de ancho con cientos de toneladas de reservas. Actualmente se explotan dos menas, una de pirofílita+caolín+cuarm (blanca y masiva. sin brillo) y otra de scricita (esquistosa con brillo sedoso). En general, se ha demostrado (Veno y Mastandre~ 1989) que el principal componente de toda esta zona es sericítico, como se pone claramente de manifiesto en la mina San Lorenzo que contiene además cloritas que dan un color verdoso al mineral.

La composición más imponante en contenido de pirofilita es la mina Vicchi, que se viene explotando desde 1956. Este depósito tiene una potencia de 3 a 5 m y con wi espesor de 8 m. El c;uerpo mineralizado principal alcanza 13-IS m de espesor incluyendo las partes silícicas y sericí1icas circundantes. La pirofilita es de buena calidad en cuanto a textur~ blancura y brillo. Las Jcscrvas de esta mina se estiman en unu 800_000 ton. métricas.

Resaltados.

Los difractogramas de DR.X de la pirofilita de la mina Vfocbi muestran siempre las difracciones de 9~0; 4.59 y 3,06 A, pasándose de mezclas de caolinita+cuarz.o+pirofilita a pirofilita:+sericita+caolin.. de manera que se pueden establecer tres clases:

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Boletín de la Societla.d Española de Minaalogía, 19-1 (1996), pp J4

APLICACIONES EN 1.A PRODUCCIÓN DE MATERIALES VITROCERÁMICOS DE RESIDUOS MINERALES DE CANTERAS Y

SERRERIAS DE GRANITO

J.Ma., RINCON y M. ROMERO

Laboratorio de Vitroccrimicos. Jast. E Torroja de CC. de la C.OOstruclón CSIC. d Serrano GaJvache s/o. Madrid

Introducción.

Los constituyentes principales de las rocas graníticas: cuarzo, feldespato y micas h_an vemdo usándose por sep~do desde hace años Qmo componentes de pastas cerámicas. Así. en las porcelanas triaxiales formuladas en el sistema: Cuarzo-Feldespato-Caolín, se pueden utilizar mezclas naturales de rocas graníticas en las que previamente se han separado los componentes micáceos con objeto de adicionar caolín posteriormente y llegar a productos con buenas propiedades fisicas y tecnológicas (García Verduch y Requena 1995). Hace ya unos años que se investigó incluso la posibilidad del uso de mezclas anteriores (cuarzofeldespáticas) en la formulación de vidrios para botellería y artículos cosméticos (Requena, 1975).

Recientemente, debido a la gran prcsi6n que se ejerce sobre el medio ambiente p'-u pane del sector minero. generando además, una elevada cantidad de estériles se esta potencJando la investigación de estos residuos para diversas aplica.:iones y en especial por su composición en el campo de los materiales vitrocerámicos (Rincón y Romero, 1993). (proyecto Brite/Euram ).

Materiales y Métodos.

En la primera etapa de este trabajo de investigación se han seleccionado tres tipos de residuos de granito considerando no sólo su abundancia, sino las comunicaciones respecto a C'entros de producción de otros residuos industriales: a) Granito de "La Cabrera" en la Sierra del mismo nombre a 60 Km al N. de Madrid b) Granito de ''Quintana" de Quintana de La Serena, Extremadura. del que se haz1 us.ado un granito molido y otro granito en polvo de serrería suministrado por la empresa " Piedras Ornamentales Extremeñas". e) Granito de "Porriño" en Pontevedra.

Resultados y Discusión.

Las Tablas l y Il muestran la composición química de estos residuos de granito obtenida por análisis químico convencional y por SEMIEDX. Se puede ver que estos r-:~iduos como ~%'a de esperar contienen Na20. K10. CaO. MgO, Fe20;;. Al20, y SiO~, todos ellos componentes de materiales vitrocerátnicos. Considerando el contenido en álcalis. el granito de Porriño es más rico d~bido a su mayor contenido en K!O, mientras que el residuo d! Quintana es más rico en CaO y MgO. Por DR..X y SEM/EDX de las distintas fa.ses minerales pr~sentes en eStos residuos no sólo se han identificado los feldespatos sódicos y potásico, así como los minerales micáceos (biotita). sino que también se han encontrado zircón y algo de augita.

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Boleún de la Sociedad EspaAola de MiMralogfa, 19-1 (/996), pp JJ.J6

ESTUDIO DE INCLUSIONES FLUIDAS EN GRANITOS MICROFISURADOS: MINERALIZACIONES DE W-Sn DEL SISTEMA CENTRAL ESPAÑOL

E. VINDEL(l). J.A. LÓPEZ-GARCfA(l), E. GARCfA(l). M.C. BOIRON(2) y M. CATHELINEAU(2)

(l)Dpto. Cristalografia y Mineralogía. Univ. Complutense. 28040 Madrid (l)CREOU. BP.23. Vandocuvrc-Lca Nancy, Ccdcx Francia

En el Sector Central del Sistema Central, Sierra de Guadarrama, se reconocen

numerosas mineralizaciones filonianas de W (Sn) con sulfuros, acompaftadas de greisen

y alteraciones hidrotennales de diferente naturaleza. La mineralización esta compuesta

por cuarzo como mineral principal, acompañado de wolframita, scheelita, casiterita y/o

molibdenita, así como una etapa de sulfuros de más baja temperatura (pirita, calcopirita,

esfalerita, estannita, pirrotina, bismutina, sulfosales de Pb-Bi-Ag y galena). Es frecuente

obseivar una alteración de tipo greisen asociada a la etapa de W-Sn, así como fengitas y

cloritas asociadas a la fase de sulfuros.

Caracterización de los O u idos: A partir de los estudios de microtermometria de y

microsonda Raman, se han caracterizado diferentes tipos de fluidos resultado del

proceso hidrotennal:

1) Fluidos acuosos hipersalinos: Están representados por: (i) inclusiones hipersalinas de

origen magmático trifasicas, vapor, agua y minerales hijos (balita y/o silvina). Se ha

calculado una salinidad entre 30 y 500/o peso eq.NaCI y una Th entre 200 y 400° C.

2) Fluidos acuoso-carbónicos: Se pueden reconocer dos tipos de fluidos acuoso-

carbónicos: (ii) Fluidos H20-NaCl-C02-(C"4), representados por inclusiones tri o

bifásicas de baja densidad y Th entre 290 y 41 OºC. (iii) Fluidos H20-NaCl-C"4-(C02)

densidad 0.7/0.8 y Th entre 270 y 370ºC.

35

3) Fluidos acuosos: (iv) Inclusiones acuosas, con salinidades entre 3.9 y 8.9 % peso eq.

NaCI y Th. entre 240 y 360ºC. (v) Inclusiones Lw2, acuosas de baja salinidad (2.6 a 5.3

% peso eq. NaCI) y Th entre 165 y 260ºC.

Análisis de la orientación de los fluidos: Con el fin de estudiar la geometría de la

migración de fluidos a través de los granitos y su relación con los diferentes tipos de

fluidos se ha realizado un análisis de las orientaciones de planos de inclusiones fluidas

(FIP). Las inclusiones tipo (i) muestran orientaciones preferentes N30-50ºE La

presencia de este tipo de inclusiones se restringe al greisen e inmediato contacto con los

filones. Las inclusiones (ii) se orientan según N50-70º E y N20-40º E. Las inclusiones

acuosas (iv) se orientan en planos N20-30º E, N40-SO°E y Nl40°-NISO°E.

subverticales. Los planos con inclusiones (v) cortan a todos los anteriores, con

direcciones NIOOº-l IOºE, N-S y E-W, subverticales.

Interpretación: El análisis de orientaciones de planos de inclusiones fluidas indican un

cambio en la composición del fluido a lo largo de las diferentes microfracturas. como

consecuencia de una compleja sucesión de aperturas y reaperturas. La fracturación NE­

SO que contiene a los cuarzos con wolframita está en relación con planos de inclusiones

trifasicas acuoso-carbónicas. A lo largo de los planos N20-30º E. NS0-60°E y Nl40º­

N 1 SO°E se observa una disminución del C02, aumento de CfL y H20. La deposición de

sulfuros y el reemplazanüento de wolframita por scheelita puede estar en relación con

esta etapa. Los fluidos acuosos tardíos se disponen a lo largo de planos N-S y E-0.

Agradecimientos: Este estudio ha sido financiado con los fondos del proyecto: JOU­

CT93- 0318 (CEE-DG XII-G) de la Unión Europea : "Fluid behaviour in the upper

crystalline crust: a multidisciplinary approach".

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Boletin de la Sociedatl Española tk Mineralogía, 19-1 (1996), pp J7-J8

FLUIDOS ASOCIADOS A FILONES DE CUARZO EN LA SIERRA DE GUADARRAMA (SISTEMA CENTRAL ESPAÑOL)

T. MARTÍN-CRESPO, J.A. LÓPEZ-GARCÍA y E. VINDEL

Dpto. de Cristalograffa y Mincnlogfa. Univ. Oxnplutcnse. 28040 Macbid

Introducción: En la Sierra de Guadarrama se reconocen numerosos diques y filones de

cuarzo estéril intragraníticos y/o intrametamórficos. Estos filones, conservan un

excelente registro de los fluidos más tardíos del hidrotennalismo de la Sierra de

Guadarrama.

Filones de cuarzo: Se han seleccionado dos filones de cuarzo estéril, intragraníticos de

dirección N-20º-E, situados al sur de Colmenarejo (Madrid). Están constituidos casi

exclusivamente por cuarzo y algunos carbonatos accesorios, con desarrollo de

alteraciones hidrotennales tipo sericitización y cloritización restringida al inmediato

contacto con los filones.

Tipos de inclusiones fluidas: A partir de los estudios microtennométricos se han

identificado tres tipos de inclusiones fluidas: 1) L w l: Se trata de inclusiones acuosas

HiO-CaCh, bifasicas, que se disponen como primarias en el centro de los cristales.

Presentan salinidades entre O y O. 7 % peso eq. NaCI y Th. entre 170º y 295ºC. 2) Lw2:

Se trata de inclusiones acuosas del sistema H20-NaCl-CaCh bifásicas, que se disponen

como primarias en el borde del cristal y como secundarias en el centro. En este caso se

alinean en planos de inclusiones fluidas, que cortan al tipo Lwl. Están caracterizadas por

Tª eutéctico entre -65° y -60ºC; T8 fusión de hielo entre -24.2° y -25.7°C, y Th entre

90º -160º C. 3) Lw-s: Representan a un fluido hipersalino, son trifasicas constituidas por

vapor, agua y minerales hijos. Se ha calculado una salinidad entre 29 y 35 % peso eq.

NaCI y una Th total entre 60º y 160ºC.

37

Evolución hidrotermal:

Con los datos obtenidos en el estudio de inclusiones fluidas ha sido posible definir

una evolución hidrotennal que comenzaría con un fluido de baja salinidad y densidad, de

composición acuoso-cálcica (Lwl). Posteriormente este fluido se enriquece en calcio y

sodio y queda registrado en las inclusiones tipo Lw2. La cristalización de calcita provoca

un aumento relativo de otros cationes como Na, y la circulación de un fluido muy salino

tipo Lw-s. Estos fluidos ricos en calcio pueden ser correlacionados con los reconocidos

en los trabajos realizados en los cuarzos mineralizados con W-Sn y sulfuros (Quilez,

1994; Vindel et al., 1995). La circulación de estos fluidos por litologías silicatadas

provocaría la incorporación de sílice a los mismos, que precipitarla en forma de cuarzo al

disminuir la presión y la temperatura, como consecuencia de la apertura de las fracturas.

Referencias

Quílez, E. (1994): Mineralizaciones de W-Sn de la Sierra del Guadarrama: Modelo y

caracterización del proceso hidrotennal Tesis Doctoral. Univ.Complutense de Madrid.

277p

Vindel,E; López-García J.A.; Boiron.M.C.; Cathelineau,M . y Prieto,C (1995):

A P-V-T-X-f02 evolution from wolframite to sulphide depositional stage in intragranitic

W-veins. Un example from the Spanish Central System. Eur.Jour.Min.7, 655-673.

Agradecimientos:

Este estudio ha sido financiado con los fondos del proyecto º JOU-CT93-03 l 8

(CEE-DG XII-G) de la Unión Europea: "Fluid behaviour in the upper crystalline crust:

a multidisciplinary approach".

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Boletln de la Socialad Española de Mineralogí.a, 19-1 (1996}. pp 39-40

GEOQUÍMICA DE LOS FWIDOS ASOCIADOS A ESTRUCTIJRAS FILONIANAS MESOZOICAS DEL ANTICUNAL DE TALA VUELAS

(CORDILLERA mÉRICA, CUENCA)

J. TRITLLA(l), E. CARDELU\CH(2) y J. HUERTA(3)

(l)Dpt. Qistal.lognfia Mhlenlogja i Dipbsils MiDerals. lhúY. de Ban:elona. MuU i Franq=s s/o. 08028 Ban::elona (2)Dpt. de Gcologi&. Faaahad de Cieacias. Uaivc:nidad Autdnoma de Barcelona. 08193 Bdlatern. (3) CGS-OGDBN. Conz6a de Mufa IS. 28002 Madrid

Abstract

In lhc Talayuelas anticline (Cuenca provincc. lbcrian Ran~) many quanz·sidcrite and barite ± quanz veins associatcd to Mesozoic f aulting are f ound. They rcflcct an antcnSC hydrothcrmal activity dominatcd by upwclling hot Ouids of ultimare surficial origin (150 to 160ºC and up to 2SCJJ NaCI eq. salinily) that mixed with colder. less saline. desccnding solutions. Barite sulfate is relatcd to thc lcaching of evaporites of Triassic to Jurassic age. The fluid circulation was probably enhanccd by thc high gcothcrmal gradient rclatcd to the graben stagc during the dcvelopment of the lbcrian rifL

Situación geológica y mineralogía.

El anticlinal de Talayuelas es una cs1ruc1ura de dirección E· W con inmersión axial hacia el ESE que se localiza en el extremo surorien1al del an1iclinorio de la Serranía de Cuenca {Viallald. 1971). El Paleozoico aparece en su núcleo y está cubicno por un tegumento formado por sedimentos pcrmotriásicos en facies Buntsandstein y Muschelkalk. Ambos, el zócalo y tegumento. tienen un componamiento rígido durante el plegamiento alpino. Las estructuras alpinas más importantes son grandes fallas de dirección WNW ·ESE y E-0 que hunden el flanco septentrional del anticlinal. Los filones de baritina y cuarzo estudiados son subparalelos a las fallas de dirección WNW-ESE. La mineralogía de los filones es sencilla y consiste en rellenos de cuarzo y carbonatos (siderita y dolomita). o de baritina acompañada por óxidos de hierro y ocasionalmente por cuarzo. Estos filones presentan potencias variables. desde centi~aicas a dcciméaicas.

Resultados analíticos

Se han distinguido dos tipos de inclusiones fluidas primarias en cristales de cuarzo: ( l) bifásicas, constituidas por una solución salina y una burbuja de vapor no condensable; y (2) ttifásicas. constituidas por una solución salina, un cubo de halita y una burbuja de vapor no condensable. En las inclusiones bifásicas, la hidrohalita funde a temperaturas comprendidas entre ·27 y ·2SSC mientras que el hielo funde entre ·23 y .21 ·c. calculandose unas salinidades comprendidas entre el 21 y 25% en peso (NaO+Ca02). con cantidades de cloruro cálcico comprendidas entre 2.3 y 9.8 CIJ en peso. Las temperaturas de homogeneización varían entre 130 y 16S·c. Las inclusiones rriíásicas, que solo aparecen en el indicio de baritina.cuarzo de Salaobrcja (SA). presentan relaciones líquido+halira/vapor variables y una gran dispersión tanto de las temperaturas de disolución de la balita (Ts) como de las temperaturas de desaparición de la burbuja de vapor (Tb). En todos los casos la Tb es inferior a la Ts. hecho que podría indicar, en ausencia de estrangulamiento, bien el atrapamienro inhomogenco de estas inclusiones a panir de una solución sobrcsaturada en cloruro sódico. bien la rccristalización del cuarzo con la consiguiente pérdida de fluido por parte de las inclusiones. sin conservarse las relaciones volumétricas iniciales. Los daros obtenidos para las inclusiones bifásicas en un diagrama lñ/Salinidad sugiere la existencia de una mezcla enttc una solución caliente y salina y una más fria y de menor salinidad. Asimismo. se observa una correlación positiva entre la temperatura de homogeneización y la cantidad de CaCl2. Las relaciones Br/CI halladas en las inclusiones fluidas (0.011, 0.005. 0.0027, 0.0011) son muy similares a las salmueras asociadas a algunos depósitos tipo MVT, reponados por Kesler et al. (1995). Nuestros datos muestran una fucne conclación positiva que sugiere la mezcla de una solución empobrecida en Br. probablemente en relación con la disolución de evaporitas, con otra muy enriquecida en Brquc representaría un agua de origen marino fuenemente evaporada.

La composición isotópica del oxígeno (S110) de los cuarzos filonianos se situa entre 15.5 y 18.8%o Tomando la media de las temperaturas de homogcnización de las inclusiones OuCdas en estos filones (entre 150 y 160.C). se ha calculado la S 110 del fluido a partir de la ecuación de Oayton et al. ( 1972) obteniéndose unos valores entre -0.5 y +3.7%o. Estos valores son claramente indicativos de un origen superficial de las soluciones hidrotennalcs (aguas me1eóricas y/o marinas). La composición isotópica del azufre de la baritina de los filones de Salaobreja (SA) varia enrre 15.2 y 17.lL (8 análisis; tabla 1). Estos valores así como el estrecho rango de los mismos, rcílejan una fuente de azufre homogénea e isotópicamente pesada. de probable

39

origen marino y compatibles con los reponados por Claypool et al. ( 1980) para evaporitas de edad Triásica y Jurásica. Dado que los materiales Triásicos de esta zona presentan una cicna abundancia de evaporitas. esta podría ser la fuente más razonable para explicar el origen del sulfato. Valores similares han sido descritos en baritinas filonianas de la Sierra de E.~padán (Tritlla. 1994).

Conclusiones

En la zona del anticlinal de Talayuclas se emplazan un conjunto de filones. con direcciones dominantes N 11 O a N l 20E. asociados a fracturas que afectan tanto al zócalo Paleozoico como a la cobcnera Pcnnotriásica. Están rellenos por cuarzo (± siderita) y/o baritina. Las temperaturas de formación y las salinidades de Jos fluídos asociados a los filiones de cuarzo(±sidcrita) son similares en todas las zonas estudiadas (entre 150 y 160ºC y entre 21 y 2S'li en peso equivalente de NaCJ+CaCJJ con una cantidad de CaCJ2 de hasta un 8% en peso. En la única localidad donde cuarzo y baritina coexisten. las inclusiones fluidas son hipersalinas. con presencia de halita. En un diagrama Th/salinidad los datos obtenidos delincan una mezcla entre un fluido de temperatura elevada y aha salinidad con otro de menor temperatura y menor salinidad. La composición en halógenos de estas soluciones sugiere un origen superficial de las mismas, corroboran la existencia de dicha mezcla y que la misma se realizó entre una solución empobrecida en Br, produc10 del lavado de evaporilas. y otra muy enriquecida en Br, probablemente relacionada con agua marina fucncmcntc evaporada. La composición isotópica del oxígeno de los fluidos (6110 entre -0.5 y +3.5%o) apoya la hipóicsis sobre el origen superficial, me16rico y/o marino. de dichas soluciones.

La composición isotópica del azufre de la barilina es compatible con un orígcn a panir del lavado de evaporitas de edad triásica-jurásica. La baritina se pudo formar por mezcla entre las soluciones calientes de orígcn profundo, ricas en Ba. y aguas ricas en sulfato, superficiales. Su presencia, resuingida a Jos filones que conan los uamos superiores de la facies Bunlsandslein. parece indicar que las aguas sulfaladas saturarían pref erentcmcnie las panes superiores de los sis lemas de fracluras en zonas cercanas a la fuente del sulfato.

Los indicios filonianos del área ponen de manifiesio una imponanlc actividad hidrolcnnal que se puede asociar a las etapas disiensivas de fonnación del .. rifl" ibérico y el adclgazamien10 conical acompañante, descri10 por Salas y Casas (1993) para la Cordillera Ibérica. Dicho adelgazamiento habría originado una imponantc anomalía gcoténnica, con volcanismo basáltico asociado, que actuaria como "motor ténnico" para la movilización de dichas soluciones. En base a los criterios de campo (dirección de las fracturas), geoquímicos (S34S de las bariiinas) y a la similitud con el origen y composición de las soluciones en otros depósi1os de caracterísiicas parecidas 1an10 en la Cordillera Ibérica como en los Ca1alánides (Cardellach el al .• 1990), la celad de estos filones podría estar comprendida entre la eiapa de "riff' (Pérmico tardio-Hcaangiense) y la de "pos1rift'' de edad Jurásico basal-medio (Sincmuriensc-Oxfordiensc) descrita por Salas y Casas (1993).

Agradecimientos

Queremos agradecer al Dr. D. Banks del Dept of Earth Scicnces de la Univcrsiiy of Lccds la ayuda prestada en el análisis e in1erpretación de los daros de "crush-leach", y al Dr. Antonio Tcixell por la revisión cri1ica del manuscrilO. Es1e trabajo ha sido financiado a través del Proyccio PB92-0597 de la DGICYT.

Rererencias

Cardellach, E.; Canals. A. y Tritlla. J. ( 1990): Acta Geol. Hisp.; 1-2: 75-81. Claypool, G.E.; Holscr, W.T.; Kaplan, l.R.; Sakai, H. y z.ak, l. (1980): Chcm. Geol.; 28: 199-260. Clayton. R.N.; O'Ncil, J.R. y Mayeda, T.K. (1972): Jour. Geophys. Research; 77(17): 3057-3067. Kcslcr, S.E.; Appold. M.S.; Marlini, A.M.; Waher. L.M.; Husion. TJ. y Kyle. J.R .• (1995). Geo/ogy. 23 (7). 641-644. Lópcz, J.; Arche. A. y Doubinger, J. (1986): Rev. Esp. Mircopal.; 17:93-112. Oakes Ch. S.; Bodnar, R.J. and Simonson. J.M. (1990): Geochim. et Cosmochim. Ac1a. 54: 603-610 Salas. R. y Casas. A. (1993): Tectonophysicr, 228:33-55. Tridla. J. (1994): Tesis Doctoral. UAB. Publicacions de la Universitat Auzonoma de Barcelona. 235 p. Tridla, J. y Cardcllach. E. (1993): Cttrrent Research in Geology Appyed to Ore Deposits. Hach-Alí, Torres­Ruiz & Gervilla (cds): 265-268. Viallard. P. (1973): Tesis Docioral. Universidad de Touluose. 445 p.

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Boletln de ID Sociedad Espaiioill de M111eralogia, 19-1 (1996), pp 41-42

COEXISI'ENCIA DE FLUIDOS "INCOMPATIBLES" EN CAVIDADES PRIMARIAS DE 1.A ESFALERITA CON BRIAR1TfA DEL CERRO DEL TORO

(ALPUJÁRIDES, SE ESPAÑA)

S. MORALES RUANO(l), J.C. TOURA Y(2), L. BARBANSON(2) y P. FENOLL HACH­

ALÍ(l)

(1)1.A.C. T. y Opto. Mineralogía y Pctrologfa. Fac. de Cieoclas. CSIC-Uoivcrsidad de Granada. Fucotcoucva sin.

18002 Oranada (2)URA 0•1366 du CNRS, ESEM. Uoiv. d'OrJtans. 45072 Orltaus Ccdcx 2 Francia

El objetivo de esta comunicación es dar una explicación a la coexistencia, en diferentes inclusiones fluidas (IF) primarias de un mismo cristal (o grupo de cristales), de fluidos "incompatJoles" parcialmente miscibles, es decir fluidos cuyas densidades y/o composiciones no son compatJl>les con un atrapamiento simultáneo. El estudio se ha realizado sobre IF contenidas en cristales de esfalerita del Cerro del Toro, que es uno de los numerosos depósitos sedimentarios de F-Pb-Zn-Ba que encajan en las dolomias de la Formación Carbonatada Alpujánide de las Cordilleras Béticas ( enoll, 1987). La paragénesis mineral del yacimiento es bastante simple y está constituida por Fesfalerita y galena como fases mayoritarias, y pirita, calcopirita, cobres grises, briartita [Cu2(Fe,Zn)GeS4], renierita [(Cu,Fe,Ge,Zn)S], dolomita, fluorita y clorita como accesorios. Es de destacar que en este afloramiento es el primera vez que se cita la presencia de minerales con germanio dentro de las Cordilleras Béticas.

En la esfalerita se han encontrado diferentes tipos de inclusiones sólidas. Las mas habituales están constituidas por pirita, calcopirita, cobres grises y briartita, siendo las de fluorita minoritarias. Las inclusiones sólidas aparecen individualmente, con la excepción de algunos cristales de briartita y cobres grises coalescentes. La clorita aparece recreciendo los cristales de esfalerita, no habiéndose encontrado nunca en la esfalerita como inclusiones atrapadas.

Las IF encontradas en la esfalerita rellenan cavidades primarias y se han caracterizado mediante el estudio microtennométrico y microsonda Raman sobre las fases gaseosas. Estas IF son siempre bifasicas a temperatura ambiente y presentan dos tipos de soluciones de composiciones contrastadas, ambas siempre atrapadas en las cavidades primarias. Estos tipos tienen las siguientes caracteristicas {Roedder, 1984):

Tipo 1.- H20-NaQ-Ca02: (1) no se detecta la presencia de fases volátiles

significativas; (2) temperatura eutéctica entre -SS y -49ºC; (3) temperatura de fusión de hidrohalita entre -40y -2SºC; (4) fusión del último cristal de hielo entre -28.1 y -6. 7ºC (salinidad entre 10.1 y 28.0 wt % NaCI); (5) temperatura de homogeneización comprendida entre 129 y 18SºC, y (6) la decrepitación no es muy usual.

Tipo 2.- H20-COz-Nz-NaQ: (1) la fase gaseosa está constituida a temperatura

ambiente por una mezcla de C02 y N1 (C02=78.3 a 82.3 mol%; N2=21.7 a 17.7 mol%),

siendo negligil>le el contenido en Cf4; (2) durante el ciclo de enfiiamiento, se observan cuatro

transformaciones: (a) condensación de C02 en presencia de C02 gas y una solución acuosa en

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tomo a +lOºC; (b) fonnaci6n de clatratos entre -30 y-40°C; (e) fonnación de lüelo entre -SO y -6SºC; (d) solidificación del C02 entre-100 y-1 ISºC; (3) durante el ciclo de calentamiento. se observa: (a) la fusión del C02 entre -60.7 y -S7.7°C; (b) temperatura eutéctica de la porción acuosa en tomo a -22:J:lºC; (e) temperatura de final de fusión del hielo entre -12.9 y -S.OOC; (d) fusión del último cristal de clatratos entre +S.I y +9.9°C; (e) algunas décimas de grado después. las inclusiones aparecen trifisicas; (f) homogenei7.ación de C02 entre +9.6 y

+13.2ºC (salinidad entre O.S y 8.7 wt. % NaCI); (g) temperaturas de homogenmaci6n entre 1 IS y 263ºC; ( 4) la mayoría de las inclusiones decrepitan antes de que desaparezca la fase gaseosa.

El primer tipo (HzO-NaO-Ca02). con mas bajas temperaturas de homogeneiz.ación. mas altas salinidades y desprovistas de COi y Ni. es comparable con un fluido rico en CaCl2 (y/o MgCll) de salmueras tipo Mississippi Ya/ley, mientras que el segundo tipo (HJD-COz­

Nz-NaO), con mas altas temperaturas de homogeneü:ación. mas bajas salinidades, pobre en Ca y rico en COi y N2, es comparable con un fluido de origen metamórfico.

Para explicar la coexistencia de inclusiones Ouidas en cavidades primarias con composiciones "incompatibles" Clcisten varias hipótesis. La que nosotros proponemos consiste en una reaistalización (total o parcial) de la esfilerita, ya que Qlando las inclusiones fluidas de ambos tipos están presentes en el mismo cristal de esfalerita, las IF del tipo H20-C02-N2-NaCI están normalmente situadas en posiciones más externas que las IF del tipo H20-NaCl­CaCl2. sugiriendo un proceso de disolución-recristaliación. Esta interpretación está basada en la comparación de la composición de ambos tipos de Ouidos "primarios., e implica una parcial recristalización metamórfica cuyo poSlole marcador son las inclusiones sólidas de briartita, que es una fase sulfurada ponadora de germanio. Esta hipótesis es compattole con la idea de un primer depósito de tipo Mississippi Yal/ey, sujeto posterionnente a condiciones de epimetamorfismo y parcialmente transformado durante el mismo. Un argumento adicional a nuestra hipótesis es la sincristalización ocasional de esfalerita y clorita.

En lo que se refiere a las inclusiones de fases ponadoras de Ge en la .esfalerita pueden resultar o de exsolución o del atrapamiento de sólidos crecidos independientemente en soluciones hidrotennales. En el Cerro del Toro. la presencia de briartita y tetrahedrita coalescentes en la esfilerita apoya la segunda de las dos hipótesis. De acuerdo con esto, la briartita puede considerarse como característica de la etapa epimetam6rfica.

Fcnoll, P. (1987): Los yacimientos de F-Pb-Zn-Ba del sector central de las Cordilleras Béticas. Univ. Granada, 127 pp.

Roedder, E. (1984): Fluid inclusions, Rcviews in Mineralogy, Min. Soc. Amer., 12, 646 pp.

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Bokdn tü la Sockdall &paño/a tü Minmdoila, 19-1 (1996), pp 43-44

GEOQUÍMICA Y ORIGEN DE WS FLUIDOS ASOCIADOS A WS YACIMIENTOS DE FLUORITA DE BERBES-1.A CABAÑA Y lA COLl.ADA

(AS11JRIAS)

R. GONZÁLEZ I.AGUNA(l), D. BANKS(2), JA. LÓPEZ GARCÍA(l) y E. VINDEL(l}

{l)Opco. de Cristalognffa y Mineralogía. Uaiv. Complutcme. 28040 Madrid (2)Departcmeat o! Earth Scienc:es. Universi1y of Leeds. Leeds 1S29JT. UK.

Introducción: El objetivo de este trabajo ha sido determinar la composición y origen y

relación molar CVBr y Na/Br de los fluidos asociados a la fluorita de los yacimientos

asturianos de Berbes-La Cabaña y La Collada mediante la técnica "crush- leach"

descrita por Banks et al. ( 199 1 ) .

Microtermometría de inclusiones fluidas: Se ha realizado un estudio

microtermométrico de inclusiones fluidas , puesto a que a pesar de existir trabajos

previos sobre fluidos en estas fluoritas (García Iglesias & Loredo, 1994), ha sido

necesario establecer con exactitud las características de los fluidos atrapados en las

muestras sobre las que se han analizado los iones.

Berbes-La Cabaña: En las fluoritas de la mineralización de La Cabaña se han

encontrado inclusiones de dos tipos, Lwl y Lw2. Las inclusiones Lwl son acuosas

H20-NaCl-(CaCh), birasicas, primarias, las r eutécticas de fusión del hielo varían entre

-48.8º y - 48.SºC, (moda: -48.S); salinidades intermedias T.f. hielo: -8.8 º a -6.6º C

(moda: -7.1) y T.h. entre 140° y lSOºC (moda: 141..5). Las inclusiones Lw2 son acuosas

HiO-NaCl-(CaCh). bifásicas, Te: -46.8º a -45.4ºC, moda: -45. 7, la salinidad es

sensiblemente inferior (Tf: -2.9º a -2.7ºC, moda: -2.9) y T.h. entre 130º y 136º C

(moda: 135.5 ).

La Collada: En la mineralización de La Collada se han reconocido dos tipos de

inclusiones, Lw-s y Lw 1. Las inclusiones tipo Lw-s representan a un fluido hipersalino,

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son inclusiones primarias, trifásicas constituidas por vapor ( 5-10% ), liquido y minerales

hijos NaCI y KCI y/o atrapados (esfalerita, filosilicatos y calcita). La Th del gas se

produce entre 128 º y 149º C y la Th del sólido es siempre superior a los 250º C. Las

inclusiones decrepitan antes de la homogeneización total. La alta salinidad de este fluido

se puede explicar por procesos de reequilibración de inclusiones subsaturadas. Por lo que

se refiere a inclusiones tipo Lw l.. son inclusiones biíasicas, acuosas del sistema H20-

NaCl-CaCh, l'e. entre -77.0° y - 71.9ºC, (moda: - 72.5)~ T8f hielo: entre -12.4.9º y -

7.2ºC (moda: -10.9) y T8 h. entre 125° y 141ºC (moda: 135.5).

Origen de los fluidos: Los análisis de CI, Br y Na realizados en las fluoritas y cuarzo de

Berbes- La Cabaña y La Collada sugieren condiciones de fonnación diferentes para los

fluidos atrapados. Las relaciones Cl/Br-Na/Br se caracterizan en Berbes por una

desviación de la relación 111 lo que indicaría una fuerte interacción roca-fluido, y un

intercambio de Na con otros cationes. Estos fluidos estarían en relación con la disolución

de evaporítas. Sin embargo la relación Cl/Br-Na/Br en La Callada está próxima a la del

agua del mar, lo que sugiere un origen marino para el soluto de estos fluidos.

Referencias

Banks, D.A., Davies, B., Yardley, B., McCaig, A. y Grant, T. (1991). Geochim.

Cosmochim. Acta, 55, 1021-1030.

Garcia Iglesias, J. y Loredo, J. {1994): Expiar. Mining Geol., 3-1, 31-37.

Agradecimientos: Este estudio ha sido financiado con los fondos del proyecto: JOU­

CT93-0318 (CEE-DG XII-G) de la Unión Europea : "Fluid behaviour in the upper

crystalline crust: a multidisciplinary approach".

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Boletín de la Societlad Espailo/a de Kinera/ogfa, 19-1 (1996). pp 45-46

FORMACIÓN DE GRAFITO A PARTIR DE FLUIDOS: LA MINERALIZACIÓN DE HUELMA (JAÉN)

M. RODAS, J.F. BARRENECHEA y FJ. WQUE

Opto. de Cristalograffa y MiDenJog{a. Fac. de CC. Geol6gicas. Univ. Complutense. 28040 Madrid

Introducción La mineralización de Huelma (Jaén) es un ejemplo de depósito de grafito a panir de fluidos,

con la singularidad de ser el único indicio conocido a nivel mundial junto con el de Borrowdale (Inglaterra; Strens, 1965) de mineralización ligada a rocas volcánicas.

El objetivo de este trabajo es establecer la relación entre las características mineralógicas del grafito y su(s) mecanismo(s) de precipitación.

La minera)izacjdn de HueJma La mineralización estudiada se encuentra asociada a un nivel de rocas volcánicas de edad

jurásica (155-166±4 M.a.; Portugal et al., 1995), intercaladas en una secuencia de carbonatos pelágicos, en la zona externa de las Cordilleras Béticas. Estas rocas volcánicas son principalmente piJlow-lavas, en las que se han reconocido xenolitos y xenocristales cuya composición evidencia la asimilación de un basamento metamórfico no aflorante (Puga y Portugal, 1989).

El grafito aparece en un nivel de basaltos alcalinos (olivino+augita+plagioclasa ±rutilo) fuertemente alterados (transformación de olivino y piroxenos a esmectitas y clorita) y con evidencias de contaminación crustal (presencia de espinela y corindón). Los cuerpos mineralizados corresponden a venas, pequeños nódulos y concentraciones irregulares. Aunque existen venas milimétricas de calcita dentro de la mineralización, no se ha encontrado grafito en las rocas carbonatadas circundantes.

Los resultados del estudio estructural (difracción de rayos X -DRX- y microsonda Raman) y la posición del efecto exotérmico debido a la combustión del carbono, observada en las curvas de análisis térmico diferencial, indican que el grafito presenta un elevado grado de cristalinidad. Asimismo, la DRX revela la presencia de hasta un 253 del polimorfo romboédrico del grafito. Los datos obtenidos a partir parámetro c0 del grafito, de acuerdo a la calibración geotermométrica de Shengelia et al. (1979), proporcionan una temperatura de formación comprendida entre 660°C y 700°C.

El grafito es químicamente bastante puro, con un contenido en C, estimado a panir de las curvas termogravimétricas, superior al 90% y muestra una composición isotópica muy homogénea (61>C=-23.0 a -20.7 ).

Discusión: modelo genético La discusión de la formación del grafito a partir de fluidos debe abordar cuatro aspectos

fundamentales: 1) el sistema C·O-H, 2) la fuente del carbono, 3) los mecanismos de movilización, y 4) los mecanismos de precipitación.

1. El sistema C-0-H. La mayoría de los fluidos ígneos y metamórficos son fundamentalmente acuosos y sus

composiciones pueden representarse en el sistema C-0-H. La precipitación de grafito a panir de un fluido conlleva un proceso de nucleación y crecimiento cristalino, por lo que se debe considerar en qué forma afecta la cinética las condiciones de precipitación y las propiedades físicas de tales grafitos. El campo de estabilidad del grafito poco ordenado es más pequeño que el correspondiente al grafito totalmente ordenado. Esto sugiere que sería más fácil que a panir de un fluido se produjera la precipitación de grafito bien ordenado. Sin embargo, Ziegenbein y Johannes (1980) han demostrado que el equilibrio grafito-fluido es muy lento por debajo de unos 700ºC. De esta forma, es posible que el grafito desordenado sea más fácil de nuclear a bajas temperaturas, pero que por encima de un determinado umbral de temperatura el mayor tamaño del campo de estabilidad para el grafito ordenado sea el factor que controle su formación. En este sentido, la fase romboédrica del grafito que aparece en diversas mineralizaciones (en las que las evidencias geológicas y mineralógicas indican una elevada

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temperatura de formación; p. ej .• Huelma o Borrowdale). podría interpretarse como una fase intermedia en la transición de grafito desordenado a grafito hexagonal peñectamente ordenado.

2. LA fuente del carbono. La relación de isótopos estables .,C/12C en el grafito es la información más importante para

establecer el origen del carbono. La interpretación de los valores isotópicos del grafito es generalmente compleja. debido al repano del C entre fases distintas (tanto sólidas como gaseosas). En la mineralización de Huelma. los valores isotópicos indican una procedencia orgánica para el C que dio lugar a la formación del grafito. Es decir, el fluido que originó la mineralización derivó sus especies carbónicas a panir de la maduración de materia orgánica. La fuente de esta materia orgánica habda que buscarla en el basamento metamórfico no aflorante que fue parcialmente asimilado por las rocas volcánicas en las que encaja la mineralización. La presencia de C en estas rocas metamórficas asimiladas se refleja en la aparición de cristales xenolCticos de quiastolita (Puga y Portugal, 1989).

J. Mecanismos de movillzad6n. El carbono se transporta como especies móviles (mayoritariamente CH, y COJ en fluidos

acuosos, como han Cfemostrado experimentalmente Ziegenbein y Johannes (1980). En la mineralización de Huelma las evidencias mineralógicas indican que la precipitación del grafito tuvo lugar en una dnica etapa. como se deduce de la homogeneidad de los valores isotópicos. Asimismo, no se han observado variaciones isotópicas en la proximidad de las venas de calcita que atraviesan los cuerpos mineralizados, lo que sugiere que no se produjeron intercambios isotópicos posteriores y que los fluidos (o las condiciones del medio) que originaron estas venas con carbonatos no eran susceptibles de precipitar grafito.

Por otra pane, la moñologfa de la mineralización (fundamentalmente en venas) podrfa estar causada por la migración de los fluidos a través de zonas debilitadas tectdnicamente, en las que además la propia presión de los fluidos pudo favorecer la formación de fracturas hidráulicas.

4. Mecanismos de precipitad6n Los mecanismos geológicos más comunes para provocar la precipitación de grafito a panir

de un fluido son: a) enfriamiento del fluido a presión constante o aumento isotérmico de la presión, b) reacciones de hidratación, c) cambios en la f02, d) mezcla de diferentes fluidos carbónicos, y e) reacciones catalizadas por agentes reductores (principalmente sulfuros de Fe y óxidos).

El descenso de temperatura es sin duda el mecanismo más importante para inducir la precipitación de grafito a panir de fluidos en cualquier ambiente geológico. Asimismo. las reacciones de hidratación observadas en las rocas volcánicas encajantes, puestas de manifiesto por la transformación de minerales ferromagnesianos originales (olivino y piroxeno) a esmectita y clorita, provocarfan un empobrecimiento en agua del fluido con el consiguiente enriquecimiento relativo en e, lo que favorecerla la formación del grafito.

Amdecimientos Los autores agradecen a la Dra. Jill D. Pasteris su colaboración en la obtención e

interpretación de los espectros Raman. Este trabajo ha sido financiado por el Proyecto de Investigación PB93-0064 de la DGICYT.

Referencias

PORTUGAL, M., MORATA. D .• PUGA, E .• DEMANT, A. y AGUIRRE, L. 1995. Estudios geol6gicos, 51, 109-118.

PUGA. E. y PORTUGAL. M. 1989. En: Magma-crust lnteraaions and Evolurion. 115-159 pp. Teophrastus Publications, S.A., Atenas.

SHENGELIA, D.M., AKHVLEDIANI, R.A. y K.ETSKHOVELI, D.N. 1979. Doklady Academll Naulc SSSR. 235, 132-134.

STRENS, R.G.J. 1965. Geologlcal Magat.lne. 102: 393-406 ZIEGENBEIN, D. y JOHANNES, W. 1980. Neues Jahrbuch Mineralogie Monatshefie, 1.

289-305.

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Boletin de la SocietÜMJ E.rpañola de Minaa/ogí.a, 19-J (1996), pp 47-48

RELACIÓN ENTRE METAMORFISMO Y MINERALIZACIÓN EN LAS ROCAS BÁSICAS Y ULTRABÁSICAS DE MINA SAIAMANCA Y LOS GATEADOS

(PROVINCIA DE MENDOZA, ARGENTINA)

A. SANCHEZ-ANGUITA(l), J.F. MOLINA(2), F. GERVILIA(2), P. FENOLL HACH­ALÍ(2) y R.D. ACEVE00(3)

(l)APUTBG, S.L Col. San Sebastiú. 6. fl'A. 18007 Granada (2)Dpto. de MmcnJogf& y Petrologfa e Instituto Andaluz de Ciencias de 1& Ticaa (Universidad de Granada -CSiq. Avda. Fuenteauev& rla.18002 Granada (3}Celltm Austral de IDvestigacioaes Cieatfficu. CONICBT. MaJvius Argentinas, 9410 Usbuaia. Tierra del Fuego. Argentina

El di~to minero Salamanca y el área de Los Gateados forman parte de la Cordillera Frontal (Provincia de Mendaz.a, Argentina). En estas áreas afloran cuerpos hectométricos de rocas básicas-ultrabásicas metamorfizadas (serpentinitas, gabros parcialmente transformados a anfibolitas y anfibolitas). La fabrica de las rocas se encuentra frecuentemente cortada por venas de cuarzo (:l:carbonatos).

Las gabros anfibolitizados y anfibolitas presentan una asociación principal en facies de anfibolitas con epidota: anfibol cálcico ( magnesio-homblenda mayoritaria y escasa homblenda edenitica, hastingsitica y pargasítica), epidota rica en pistacita., albita peciloblástica incluyendo granos redondeados de epidota., cuarzo y titanita. Estos minerales definen la foliación principal. Esta asociación puede presentar dominios relictos constituidos por clinopiroxeno tipo salita, plagioclasa con contenidos moderados en anortita., anfibol cálcico mayoritario homblenda actinolítica y raramente actinolita y magnesio-homblenda., ilmenita y calcita. Las anfibolitas con albita-epidota aparecen localmente reemplaz.adas por una asociación en facies de esquistos verdes, constituida por clorita., anfibol cálcico, epidota., albita, calcita y magnetita. Esta asociación retrógrada aparece siempre relacionada con las venas de carbonato que cortan la foliación. Las serpentinitas están compuestas por olivino+lizardita+magnetita y/o lizardita+magnetita., con pequeñas cantidades de crisotilo, antigorita y brucita. Sin embargo, estas asociaciones minerales en las serpentinitas se hallan parcial o totalmente reemplazadas por talco y magnesita., y, en menor medida, por tremolita y/o clorita.

Existen dos tipos de mineralizaciones. El primero se presenta en forma masiva y se asocia a la zona de falla donde se sitúa Mina Salamanca~ contiene pirrotina, pentlandita., calcopirita y esfalerita, con cantidades menores de cubanita., pirita, violarita, mackinawita., bornita., calcosina, altaita., vallerita., Au nativo y magnetita. El segundo se presenta de forma diseminada en las serpentinitas, y en menor medida en los gabros, en Mina Salamanca y Los Gateados; está compuesto esencialmente por pirrotina y pentlandita., con menores cantidades de calcopirita, pirita, magnetita y marcasita.

La evolución petrológica experimentada por los gabros y anfibolitas de Mina Salamanca y Los Gateados registra una primera etapa con una paragénesis ígnea, metamorfizada posterionnente en facies de anfibolitas con epidota. La ausencia de granate señala que las condiciones de presión durante el metamorfismo fueron inferiores a 8-1 O kbar (Poli, 1993 ), para las temperaturas de equilibrio obtenidas utilizando las recientes calibraciones del geotermómetro anfibol-plagioclasa de HÓlland y Blundy (1994). La temperatura media, para las distintas presiones consideradas, es de S93ºC. Tales condiciones son compatibles con la estabilidad de la epidota y la ausencia de clorita (Apted y Liou. 1983). Respecto a la presió~ el campo- de estabilidad de esta asociación queda restringido por las curvas de desaparición de la epidota y la de aparición de la distena (en las metapelitas encajantes sólo aparece sillimanita). La formación de venas de carbonatos±cuarzo lleva emparejado el desarrollo de asociaciones

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minerales caracteristicas de las facies de esquistos verdes, en las que la blastesis de clorita define temperaturas inferiores a 5500C (Apted y Liou, 1983) (fig. 1). Se puede establecer que el proceso de silicificación±carbonatación asociado a la mineraliz.ación sulfurada en la zona de falla de Mina Salamanca tuvo lugar con posterioridad al metamorfismo en facies de anfibolitas con epido~ en unas condiciones de moderada fugacidad de oxigeno (logf02 entre -36 y -34 ), alta fugacidad de azufre (logl:S~-1 y temperaturas en tomo a 400-500°C, de acuerdo con las relaciones de fase de los sulfuros de Fe-Ni en serpentinitas (Frost, 1985). Las temperaturas estimadas son coherentes, además, con las condiciones de estabilidad de la cobalto-pentlandita existente en la mineraliz.ación (Sánchez-Anguita et al., 1995).

El modelo genético para las mineraliz.aciones masivas implica un depósito, en la zona de falla, de soluciones mineraliz.antes procedentes del lixiviado de una mineraliz.ación previa diseminada. Las condiciones establecidas para los procesos de serpentiniz.ación (±silicificación ±carbonatación) favorecen la solubilidad de los sulfuros mediante soluciones en las que el S se halla como S02, asumiendo importantes gradientes de f02 en los cuerpos metamorfizados (Frost, 1985). Esto permitió su movilización, y su depósito en zonas más reductoras. No obstante, el origen último de las soluciones mineralizantes debió relacionarse con la intrusión de los cuerpos granodioriticos existentes en la zona, y de los filones de cuarzo hidrotennal asociados, explicando así los altos contenidos en Cu (8,72-9,02%) y Zn (0,63-4,290/o) de la mineraliz.ación, en contraposición a los bajos en Ni (<0,2%) (Gon7.ález Stegeman, 1949).

10

12

'C' .. .a ~ e e :2 • l ---.Nea .. ,_.._

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GJ llOO 000 700

Temperatura (OC) Fig. l. Diagrama P-T mostrando las condiciones de formación de las asociaciones máficas. restringidas por las

curvas de estabilidad de los principales miDC13lcs en asociaciones máficas a baja presión. y el gcotenn6metro anfibol-plagioclasa de Holland y Blundy ( 1994 ).

REFERENCIAS Apted. J. y Liou. J.G. (1983). Am. J. Sci. 283, 328-354. Frost. R. (1985). J. Petral .• 26. l, 31~3. González Stcgemann. E.M. (1949). Dirección General de Fabricaciones Militares. lnfonnc. 9Spp. Holland. T. y Blundy, J. (1994). Conlrlb. Miner. Pelrol. 116, 433-447. Poli. S. (1993). Am. J. Sci. 293, 1061-1107. Sánchez-Anguita, A.: Gervilla. F.; Fcnoll Hach-Ali, P. y Acevedo. RO. (1994). Boletln de la Sociedad

Española de Mineralogía, 18-2, 29-30. Contribución al Proyecto nº 336 "lntraplate magmalism and metallogeny" del Programa Internacional de Conclación Geológica (UNESCO).

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Boletfn de ÚI Sociedad Españoút de Mineralogi.a, 19-1 (1996), pp 49-50

LAS MINERALIZACIONES DE WOLFRAMIO ASOCIADAS A LA GRANODIORITA DE SANTA COWMA (ANDORRA)

M.R. ESPÍNOl.A, A. SOLER y D. ARCOS

DpL Cristal.Jografia Mincralogia i Dipl>sits Mincrals. Univ. de Barcelona. CI Martf i Fnoq~ sin. 08028 Barcelona

Introducción El Hercínico que aflora en los Pirineos presenta cuatro tipologías diferentes de

mineralizaciones en wolframio: 1) preconcentraciones en los materiales Cambro-Ordovícicos, que son removilizadas posteriormente en rods de cuarzo (Ayora et al, 1993); 2) filones secantes a la foliación dominante Hercínica (Vall de Ribes), localmente encajados en granitos (presente trabajo); 3) mineralizaciones tipo skam (Guy, 1979) y 4) mineralizaciones de scheelita asociadas a diaclasas intragraníticas. (Soler, 1990).

Geología Las mineralizaciones estudiadas están asociadas a la granodiorita de Santa Coloma,

la cual está situada en la zona axial del Pirineo Central, entre las localidades de Aos de Civis en LLeida y Andorra la Vella en Andorra.

La zona está constituida por metasedimentos paleozoicos, con edades comprendidas entre el pre-Caradociense y el Devónico, afectados por la orogenia Hercínica, la cual desarrolla una tectónica polifásica con la formación de diferentes generaciones de pliegues y cabalgamientos (Poblet, 1991 ). Las estructuras Hercínicas son cortadas por la inllllsión de la granodiorita de Santa Coloma, cuyas condiciones de intrusión han sido evaluadas en tomo a los 5502C y 2,5 ± 0,3 kbar, a panir del geotennómetro granate-biotita y del gcobarómetro granate-plagioclasa.

Mineralizaciones Se han encontrado tres tipos diferentes de mineralizaciones asociadas al granito de

Santa Coloma: a) filones: encajados tanto en la granodiorita como en la roca regional, con una mineralogía formada por cuarzo, calcita, albita, clorita, zoisita, tremolita, scheelita, pirita (py), pirrotina (po), arsenopirita (apy), galena, esfalerita, loginllita (lo), calcopirita, sulfosales y bismuto nativo. Cuando los filones encajan en el granito, éste muestra alteración sericítica de las plagioclasas, así como la cloritización de las biotitas; b) diaclasas mineralizadas: presentan una apcnura inferior a 1 milímetro y están parcialmente rellenadas por feldespato potásico (onosa) y mineralizadas en scheelita y c) skams: situados en el contacto granodiorita­carbonatos devónicos. En ellos se aprecia el típico estadio progradante, caracterizado por la formación de calcosilicatos, y posteriormente reemplazado por la asociación retrógrada calcita­epidota-tremolita a la cual va asociada la mineralización en scheelita.

Condiciones de Formación Inclusiones fluidas: Se han estudiado las inclusiones fluidas atrapadas en cristales de

cuarzo de los filones, obteniéndose unas temperaturas de atrape, una vez efectuada la corrección de presión, de 360 ± 309C, para un fluido de salinidad aproximada de un 22 % en peso equivalente de NaCl.

Geotennometría de la arsenopirita: La arsenopirita presenta un contenido en Fe dentro de los límites habituales de este mineral (33.3 ± 1 % at) y una composición en As de 35,5 % a 33 % at. Este contenido en As indica una temperatura de 410 ± 1109C (Kretschmar y

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Scott, 1976) y la asociación mineralógica evidencia una evolución de las condiciones de mineralización a tempera1urcls decrecientes y aumento de la fugacidad de azufre desde el equilibrio 16 + po + apy hasta el po + py. donde el sistema es tamponado por esta reacción.

Isótooos estables: Datos preliminares sobre la composición isotópica del azufre de las pinotinas de los skams y filones, muestran valores cercanos al S ± 1 %a • Cuando la pirrotina es estable, el pH del fluido es inferior a 6 y la temperatura inferior a S009C, en estas condiciones el H¡S es la especie de azufre dominante en el fluido (Ohmoto, 1986). Por tanto. podemos aproximar que &'S,m::s B"SfWIOO= S ± 1 L. siendo este valor compatible con un origen magmático del azufre, aunque no puede descartarse una posible conttibución externa en este elemento, tal y como ocurre en los skams asociados a la granodiorita de Andorra (Soler, 1990).

Condusiones Se han enconttado tres tipos de mineralizaciones en wolframio asociadas a la

granodiorita de Santa Coloma: filones, diaclasas mineralizadas y skams. Los filones se formaron a partir de una solución salina (22 % en peso equivalente de NaQ), a temperaturas cercanas a 360 ± 109C, si bien, la temperatura pudo llegar a los 500oC en los estadios primarios de la mineralización. El fluido mineralizante evolucionó a temperaturas decrecientes y fugacidad de azufre creciente desde el equilibrio ll> + po + apy hasta el py + po donde fue tamponado por esta reacción. La composición isotópica de azufre de la pirrotina sugiere un posible origen magmático para este elemento, si bien no se descarta una posible contribución externa.

Bibliografía - Ayora, C.; Liesa, M. y Delgado, J. (1993): Low thcrmal gradicnt Hercynian metamorphism in thc eastcm Pyrenees. J. Met. Geol., 11, 49-58 • Guy, B. (1979): Petrologie et geochimie isotopique (S. C, 0) des skams a sheelite de Costabonne (pyrénées orientales, France). These lng. Doct. Ecole Nationale des Mines de Saint-Etienne, 238 - Kretschman, U. y Scon. S.D. Phase relations involving arsenopyrite in the system Fe-As-S and their application. Canadian Mineral. 70, 261-271 - Ohmoto, H. (1986): In: Valley J.W .• Taylor M.P. and O'Neil J.R .. (eds). Stable isotopes in high temperature processes. Rev. Mineral. 16., 491-559 • Poblet, J.(1991): Estructura Herciniana i Alpina del vcsant sud de la Zona Axial del Pirineu Centtal. Tesis Doctoral. Universitat de Barcelona. 603 - Soler, A.(1990): Geologia i metal.logenia de la terminació sud del granit d' Andona (Pirineu Centtal). Tesis doctoral . Universitat de Barcelona. 886

Agradecimientos Este ttabajo ha sido realizado gracias al proyecto AMB93-0326 de la CAICYT y a una

ayuda del "Institut d' Estudis Andorrans". Los autores agradecen la ayuda prestada por R. Vaquer en el procesado de los datos geotermométricos y geobarométricos.

so

Boletin de la Sodaltul Española de Mineralogía, 19-1 (1996), pp 51-52

EL CAMPO PEGMATÍTICO DE LALIN Y SUS MINERALIZACIONES DE Sn, Ta y Nb ASOCIADAS (PONTEVEDRA, GALICIA, ESPAÑA)

M. FUERTES-FUENTE y A. MARTÍN-IZARD

Opto. de Geologfa. Uaivcnidad de Oviedo. Arias Vcluco W. 3300S Oviedo

Introducción Los cuerpos pegmatíticos objeto de este estudio. se localizan al nordeste de la provincia

de Pontevedra, cerca de la localidad de Lalín. Geológicamente, las pegmatitas estudiadas encajan en la denominada Area Esquistosa de Galicia Central (AEGC), que pertenece a la Zona de Galicia Tras--Os-Montes. El campo pegmatítico constituye el conjunto de pegmatitas que encajan en el flanco occidental del Sinforme de Lalín, dentro de los grupos Paraño y Lalín­Forcarei, de ed~d Sihirico-Devónico. Apane de las estructuras de edad hercínica, existe una red de fallas y diaclasas que afectan a los pliegues de tercera fase y a los granitoides existentes, destacado el sistema de dirección N30-40E. Las pegmatitas que forman el campo de Lalín, están probablemente relacionadas con el Macizo granítico de Siador, perteneciente al grupo de granitoides sincinemáticos, afectado por la tercera fase de deformación y se clasifica como un granito peralumínico de dos micas de grano medio (Klein & Hilgen, 1982; Barrera et al, 1989).

El campo pegmatítico de Lalfn Las pegmatitas que forman este campo tienen dimensiones variables. de 150 a 300

metros de longitud y potencias entre 2 y 5 metros. Suelen presentar formas filonianas, excepto un reducido número de cuerpos de formas irregulares. Generalmente, son discordantes con la foliación principal de campo. A veces parecen intruir a favor de las fallas tardías que se originan al final de la tercera fase de deformación hercínica. En general, estas pegmatitas están poco defonnadas, lo que apoya que su emplazamiento tuvo lugar al final de la tercera fase hercínica. El contacto con el encajante es neto y está marcado por la aparición. de una estrecha franja de 5 a l O cm. de greissen con tunnalinización. Estas pegmatitas se han dividido en dos grupos: Lalín sin litio (LSL) y Lalín con litio (LCL). aflorando el primero más próximo al macizo de Siador.

Grupo pegmatítico Lalín sin litio (LSL) La característica más destacable de estas pegmatitas (LSL) es su estructura bandeada. Se

reconocen tres tipos de bandas: cuarzo-moscovíticas. albítico-graníticas, y albítico-aplíticas. Las bandas cuarzo-moscoyítjcas Siempre están presentes en los bordes del cuerpo. y se repiten en el interior de la pegmatita con potencias que van desde unos pocos milímetros a 5-1 O cm. Los dos minerales principales que forman estas bandas son cuarzo xenomoño y moscovita de tamaños centimétricos, y dispuesta perpendicular al contacto con el encajante. Las bandas albítico-iraníticas. Son las más potentes, y el espesor depende del tamaño del cuerpo pegmatítico puediendo variar desde centimetros hasta medio metro. La textura es granítica y su mineralogía está formada por albita, cuarzo. moscovita, microclina y, como accesorios, abundante berilo, granate y columbotantalita. La albita puede presentar parches de fosfatos de las series eosphorita-chilclrenita y ambligonita-montebrasita. Las Bandas a]bftico-aplítjcas Están formadas por pequeños cristales tabulares de albita de aspecto sacaroideo. Los principales accesorios son cristales dispersos de columbotantalita y circón. En la zona de tránsito entre la banda aplítica y albítico-granítica, o bien en esta última. hay montebrasita y eosphorita-childrenita, que se forman como alteración de plagioclasas. Otros. como flúorapatito y "posible xanthoxenita", rellenan oquedades con clorita. El grupo pegmatítico Latín con litio (LCL)

En función de las diferentes características de campo y mineralógicas, así como estructura interna. se han separado en dos subgrupos. LCLs.s. y LCLP.

Subgrupo LCLs.s. Se localizan en una banda de 3 Km de longitud y 1.5 Km de anchura. Presentan una dirección general de N-S y buzamientos de 70º hacia el este. Son coincidentes con las direcciones de los planos axiales de la (S3). Estos cuerpos pegmatíticos tienen zonas de cristalización primarias, unidades de reemplazamiento, y fracturas rellenas. Zonas de cristalización primarjas. Estas pegmatitas tienen una zona de borde con textura granítica. formada por cuarzo. albita y moscovita. Como accesorios hay espodumena.

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espesartita. microclina y columbo-tantalita. Las zonas centrales del cu~~po pegm_ar~rico presentan una alternancia de dos tipos de bandas. una~ de textura aphuca. constuu_1d_as principalmente por albita. cuarzo y moscovita con granate, circón. c~lum~-tantaJna. wodg1mta y casiterita. y otras pegmatíticas. formadas por cristales cenumét~1cos ~e espodu~ena idiomórfica en una matriz de albita. cuarzo y moscovita y como accesonos benlo. espesan1ta Y montebrasita. La espodumena puede estar seudomorfizada por cymatolila y !clllini~a. Zonas de reemplazamjento. Estan relacionadas con las zonas.donde hay. m1crochna r ~uarzo y distribuidas al azar dentro de las zonas centrales de la pegmatita. Son unidades const1tu1das por albita sacaroidea. que corroe y reemplaza al feldespato potásico, y cuarzo. Los principales accesorios son la columbo-tantalita y la wodginita. junto con circón. Asociados a estas zonas aparecen fosfatos como mangano-apatito, fenisiclerita y heterosita. Fracturas rellenas. Por último. en este grupo de pegmatitas, aparecen una serie de fracturas de tensión de poca importancia volumétrica. rellenas de cuarzo masivo con sulfuros, y dispuestas perpendicularmente al contacto de la pegmatita con el encajante (Martín-lzard et al., 1991 ).

Subgrupo LCLP Se localizan a unos cinco kilómetros al oeste de la localidad de Lalín. Tienen formas

filonianas, con potencias hasta de 1 m y son discordantes con la foliación principal en esta zona (S2). Presentan diferencias en su estructura interna y mineralogía con los cuerpos LCLs.s. La zona de borde es de textura granítica y está formada por albita, cuarzo, espodumena, feldespato potásico, parcialmente reemplazado y corroído por la albita. y montebrasita. Como accesorios hay abundante casiterita y columbotantalita. El núcleo está fonnado por cristales de espodumena columnar, que tiende a disponerse perpendicular al contacto con el encajante y que se acompaña de montebrasita y berilo. Como accesorios hay columbotantalita, casiterita y circón. Las caracteristicas más destacables de estas pegmatitas son, su mayor proporción de casiterita. columbotantalita y berilo, y la presencia de montebrasita.

La mineralización de Sn-Nb· Ta Estos elementos se presentan en forma de casiterita y diferentes miembros de la serie de

los columbotantalatos que aparecen tanto en las pegmatitas LSL como LCL. También hay, en una proporción muy baja. wodginita. La casiterita se presenta en las zonas de greissen de las pegmatitas que forman el grupo LSL y subgrupo LCLs.s. En el subgrupo LCLP es más abundante. y la mayor concentración aparece en la zona de borde y en las bandas de reemplazamiento aplíticas. Forma cristales zonados, con bandas alternantes. Las principales impurezas que presentan son de Ta, Nb .Fe y Ti. Suelen presentar inclusiones de columbotantalita. En el subgrupo LCLP son frecuentes los intercrecimientos con columbo­tantalita, y la casiterita tiene preferencia por incorporar a su composición Ta y Fe y no Nb y Mn.

Los columbotantaJatos tienen una composición similar para el grupo LSL y subgrupo LCLs.s .• pero claramente diferente de los columbotantalatos del subgrupo LCLP. En ambos casos, aparecen en las bandas más ricas en albita y en las unidades de reemplazanúento aplítico. En el grupo LSL y subgrupo LCLs.s. forman cristales idiomórficos. con un hábito prismático. En una pegmatita perteneciente· al subgrupo LCLs.s., presentan diminutas inclusiones de wodginita. Los cristales están zonados de forma oscilatoria, apareciendo bandas finísimas alternantes de ferrotantalita y columbotantalita, y bandas en las que el Sn va como impureza. La principal caracteristica de los Columbotantalatos del subgrupo LCLP es una mayor variación composicional. Su composición global es siempre rica en Nb, y por lo tanto son columbitas. En este caso, los cristales tienen zonado oscilatorio con bandas más ricas en Fe y otras más ricas en Mn incluso, en algunos casos, aparecen finas bandas de tantalita. En lo referente a las caracteristicas geoquímicas de la columbo-tantalita del campo de Lalín. se observa una cierta tendencia de fraccionamiento entre el grupo LSL y subgrupo LCLs.s., marcada por un ligero aumento del contenido en tántalo, y la tendencia del LCLP al enriquecimiento en Nb y Mn. Agradecimientos. Este trabajo ha sido financiado por el proyecto CICYT GE0/91/1077 y una beca de FPI a favor de D8 Mercedes Fuenes Fuente Referencias bibliográficas.

Barrera. J.L.: Farias. P.; Gonz4lez. F.; Marquínez. J.: Martín. L.M.: Manínez. J.R.: Olmo. A.: Pablo. J.G. (1989): Memoria Mapa Geológico 1:200.000 de Ourense-Verfn (ITOE).

Klein. E. & Hilgen. J.D. (1982): Cerdcdo (153). Mapa.Geológico de Espafta. E: l/S0.000. l.G.M.E. Martín-lzard. A.: Garcia Iglesias. J.; Loredo Perez, J. (1991): Source. Transpon and Deposition Mctals. &Is.:

Pagel & Leroy. Balkcma. Rortcrdam. p. 173-176

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Boletín de /a Sociedad Española de Mineralogía, 19-1 (1996), pp 53-54

EL CAMPO PEGMATITICO DE FORCAREI NORTE Y IAS MINERALIZACIONES DE FOSFATOS ASOCIADAS (GAUCIA, ESPAÑA)

M. FUERTES-FUENTE y A. MARTÍN-IZARD

Opto. de Geología. Universidad de Ovicdo. Arias Vclasco sin. 33005 Ovicdo

Introducción Los cuerpos pegmatíticos objeto de este estudio. se localizan al nordeste de la provincia

de Pontevedra. destacando como localidades más importantes Lalín y Forcarei. Geológicamente, las pegmatitas estudiadas encajan en la denominada Area Esquistosa de Galicia Central (AEGC), que pertenece. dentro del Macizo Hespérico. a la Zona de Galicia Tras-Os-Montes. La secuencia metasedimentaria del AEGC está limitada al Este y Oeste, entre otros, por dos grandes batolitos graníticos de tendencia alcalina, el complejo granítico occidental y el batolito oriental. Existen también otros macizos y stocks de menor importancia .

El campo pegmatítico de Forcarei Norte Jo constituye el conjunto de pegmatitas que intruyen en la mitad Norte del flanco occidental del Sinforme de Forcarei. Las pegmatitas estudiadas están, probablemente, en relación con el complejo granítico que aflora en el borde occidental del área. Está formado por rocas graníticas pertenecientes al grupo denominado granitoides sincinemáticos. Son cuerpos afectados por alguna de las fases de deformación hercínica y, desde un punto de vista mineralógico y geoquímico. se clasifican como granito peralumínico de dos micas inhomogéneo (Klein & Hilgen. 1982; Barrera et al., 1982). En líneas generales, el contacto de estos granitos con el encajante metamórfico es neto. Estos granitos originan una aureola metamórfica que puede alcanzar hasta 2 kilómetros.

EL CAMPO PEGMATÍTICO DE FORCAREI NORTE Este campo pegmatítico está formado por un conjunto de pegmatitas de dimensiones

variadas, que van desde 1 a 300 metros de longitud, potencias aparentes desde 30 cm a 1 O metros y formas filonianas o boudinadas. Los cuerpos se orientan con direcciones N 170- J SOE y buzamientos entorno a 800 hacia el oeste. El extremo septentrional del campo pegmatítico de Forcarei Norte lo forman un conjunto de cuerpos que se encajan, en su totalidad, dentro de los materiales del Grupo Lalín-Forcarei. Adoptan formas filonianas, con tamaños que van desde 2 a 5 metros de potencia, y longitudes medias entre 100 y 150 metros. En general, todos los cuerpos son discordantes con la foliación principal de campo (52 + 53). y tienen direcciones variables y buzamientos subverticales. El contacto entre los cuerpos pegmatíticos y el encajante es neto, y está marcado por la presencia de una banda de greissen. muy rico en cuano, de unos 1 O cm. de potencia. A esta banda pegmatítica, greissenizada, se superpone una turmalinización. Ambos procesos, greisenización y turmalinización, llegan a afectar al encajante. Todas las pegmatitas de este campo en función de la estructura interna. mineralogía y características de visu, se han clasificado en dos grupos a los que denominamos grupo l y grupo 2.

GRUPO l Se caracterizan por desarrollar estructura interna. Tienen una serie de zonas típicas. cuya

distribución, alrededor del núcleo puede ser simétrica o asimétrica, siendo esto último lo más frecuente. Las zonas que aparecen son:

- Zona de borde: Presenta un bandeado en el que alternan dos tipos de bandas. unas, más potentes, tienen textura granítica y están constituidas por albita. cuarzo, moscovita y algo de microclina. Los principales accesorios son granate y turmalina. Las otras bandas son más delgadas y están formadas por microclina pertítica en una matriz de cuarzo. El límite entre los dos tipos de bandas descritos suele estar marcado por moscovita. En el primer tipo de bandas hay frecuentes fosfatos tardíos, manganoapatito, eosphorita, montebrasita y posible xanthoxenita. Estos aparecen rellenando huecos, cementando cristales fracturados durante la deformación, o como producto de alteración de minerales primarios, generalmente de los feldespatos. En el tránsito de la zona de borde a la de pared hay granate y turmalina.

- Zona de pared: El comienzo de esta zona viene marcado por un aumento brusco en el tamaño de grano, de modo que todos los cristales superan el centímetro. Por otro lado. los

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minerales muestran un hábito esqueletal. con intercrecimientos gráficos entre ellos, y rodea~os . por una matriz de cuarzo. La mineralogía principal está formada por cuarzo. moscovita y albita. y como accesorios hay berilo, manganoapatito y granate que puede ser zonado o homogé~eo .

• Zona intermedia: Esta zona se caracteriza por estar formada por grandes cnstales de microclina pertítica con textura gráfica. En la zona intennedia próxima al núcleo de cuarzo. hay una desaparición progresiva de la textura gráfica.

• Núcleo: El núcleo de cuarzo no aparece bien definido en todos los cuerpos. Incluidos en estas masas de cuarzo aparecen dispersos. como minerales accesorios. cristales aislados de granate. albita. y moscovita en grandes placas tabulares.

- Unidades de reemplazamiento: Frecuentemente son bandas discontinuas. con potencias variables que no superan el metro. Se distribuyen al azar pero. en general. atraviesan el núcleo o lo bordean. En otros casos, llegan a cortar la zona intermedia. En general. el contacto de estas unidades con las zonas intennedia y núcleo. aunque es neto, tiene un trazado irregular y frecuentemente lobulado. Estas zonas de reemplazamiento tienen textura aplílica. Están constituidas mayoritariamente por albita y en menor proporción cuarzo. Los accesorios son moscovita y circón. Su origen es también primario (Cerny, 1994 ).

GRUPO 2 En la mayoría de estos cuerpos se pueden separar tres zonas caracterizadas por su

mineralogía. pero principalmente por su textura. y se han denominado zona de borde. zona de pared. intennedia y núcleo.

- Zona de borde: Al igual que ocurría en el Grupo l, está bandeada. dandose una altemacia de dos tipos de bandas. albíticas con textura granítica y albitización de la microclina y presencia de abundantes minnequitas en la albita. y feldespáticas con perlitas tipo "vein ".

- Zona de pared: El inicio de esta zona se señala por aumento del tamaño de grano. junto con la aparición de un hábito de tipo esqueletal en el crecimiento de los cristales. La mineralogía principal es albita, cuarzo. moscovita y/o biotita. El principal accesorio es el granate que. al igual que la albita. tiene un hábito esqueletal mostrando intercrecimientos con el cuarzo.

- Zona intermedia y núcleo: Esta parte del cuerpo está muy desarrollada y la forman microclina pertítico-gráfica y. como accesorios. tunnalina. granate y moscovita. Conclusiones Todas las pegmatitas de este campo en función, fundamentalmente de la estructura interna. mineralogía y características de visu, se han clasificado en dos grupos que se han denominado 1 y 2. Las pegmatitas del grupo 2 tienen claras diferencias con las del primer grupo descrito. En primer lugar, señalar la presencia de biotita. tanto en la zona de borde como en la intermedia. la cual suele estar moscovitizada. En las pegmatitas de la franja de metasedimentos del grupo Paraño, la relación biotita/moscovita aumenta a medida que los cuerpos están más próximos al complejo granítico del borde occidental del AEGC. En en las pegmatitas encajadas en el grupo Lalín-Forcarei, la relación aumenta cuanto más al Norte de este campo se sitúan los cuerpos. Por otro lado, la mayoría de los cuerpos del grupo 2 no tienen una estructura interna clara como el grupo l. no desarrollando una zona intennedia y núcleo de cuarzo. Otra diferencia destacable es la ausencia de unidades de reemplazamiento aplíticas. Finalmente, por lo que respecta a las mineralizaciones de fosfatos. estas solo se presentan en el grupo 1. y dentro de él. en la zona de borde donde se fonnan fosfatos tardíos rellenando huecos, cementando cristales fracturados durante la deformación. o bien, como producto de alteración de minerales primarios. generalmente de los feldespatos. Los fosfatos son manganoapatito. eosphorita. montebrasita y posible xanthoxenita. La eosphorita-childrenita y montebrasita aparecen en el núcleo de los cristales de albita. o como parches dentro de ellos. Agradecimientos. Este trabajo ha sido financiado por el proyecto CICYT GE0/91/1077 y una beca de FPI a favor de O- Mercedes Fuenes Fuente Referencias bibliográficas

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Boletln de 111 Sodalad Española de Kmeralagla. 19-1 (1996). pp jj-56

LAS MINERAUZACIONES DE U DE LA CARRETONA Y CASA DEL GALLO EN EL GRANITO DE ALBALÁ (CÁCERES)

R. REGUILON{l), A. ARRIBAS(2), A MARTÍN-IZARD(3) y J. MANGAS(4)

(l)Dpto. de Geologfa. Univcnidad de SaJamanca. 37008 Salamanca (2)B. T.s.LM. Univasidad Polit6c:aica de Madrid (3)Dpto. de Geologfa. Univasidad de Ovicdo (4)Faailtad de ce. del Mar. UDiv. de Las Palmu de Gma Canarias

RESUMEN.-Las mineralizaciones de U que se estudian en este trabajo, encajan en el granito de Albalá y son de tipo filoniano con direccióncs de aproximadamente N30E. La paragénsis mineral está constituida por pcchblenda. coffini&a y óxidos negros como minerales hipogénicos de uranio, acompañados de s= de Fe y algo de csf alerita en La Carrctona. y óxidos negros y pirita en Casa del Gallo. & ambos~ la ganga es silícea con algo de apatito. El uranio que originó estas mineralizaciones, procede de la removilización del mismo, presente en los granitos, en forma fundamentalmente de uraninita. debido a diversos procesos de alteración. l. INTRODUCCION Las mincralii.aciones intragranfticas de U españolas han sido de las primeras en ser estudiadas por la J.E.N. Por lo que respecta a las mincraJi7.acioncs de U en el granito de Albalá, los primeros trabajos se deben a HERNÁNDEZ PACHECO (1945). ARRIBAS(l961,1962) y RAMIREZ( 1966) quienes aportaron diversos datos sobre estas mineraJi1.aciones. Mas tarde NICOLLI ( 1966) hace un estudio geoqufmico de los granitos encajantcs, lo mismo que PENHA ( Jm). ARRIBAS ( 1975) publicó un trabajo de síntesis de los yacimientos de U y REGUILON (1988) en su tesis doctoral estudia las minerali1.acioncs de U y P de varios granitos extremeños, entre ello.e; el de Albalá 2. CARACTERISTICAS GEOLOGICAS Las mineralizaciones estudiadas, encajan en el granito de Albal~ situado al SE de Cácercs capital y cmpla7.ado entre las cuencas del Tajo y del Guadiana en en la 1.ona Centro-Ibérica de

JULIVERT y otros ( 1972) Tiene una edad de 313± 10 ma. PENHA Y ARRIBAS ( 1974). Desde un punto de vista petrológico, mineralógico.y gooquímico, el grdllito de Albalá ha sido estudiado por REGUILON (1988) y REGUILON Y ARRIBAS (1989) y presenta de forma resumida las siguientes características: Petrograjicamen1e. E.~ un granito de de color claro.tamaño de grano medio a grueso con facies aplíticas y ocasionalmente caracter poñiroide. Mineralogicamenle se clasifica como un granito rico en cuarzo, de dos micas, y feldespato alcalino, que tiene como minerales accesorios mas característicos, andaluci&a, apalito, circón, cordicrita. monacita. turmalina. y uraninita. Geoquínúcamente y respecto a los elementos mayores.es rico en Si02 y P20s. tiene caracter alcalino y pera.lumínico y. pobre en CaO. En cuanto a los elementos traza, es rico en Rb. Li y Sn y pobre en Zr, Ba.Sr y Th. Los elementos de las T.R. presentan en general contenidos medios bajos. Para la geoquimica y mineralogía del U es importante resaltar lo siguiente: B granito de Albalá posee un alto contenido medio en U, (7ppm) y se encuentra distribuido este elemento fundamentalmente en minerales como la uraninita caracterítico de este tipo de granitos, BARBIER y otros, (1967), BARBIER Y RANCHIN, (1969), RANCHIN, (1971), RENARD, (1974). BALL y BASHAM,(1979), BASAHAM y otros (1982 a y b) • PAGEL. (1981), REGUILON y ARRIBAS ( 1989), monacita. circón. o bién en fisuras y bordes de granos, 3. LAS MINERALIZACIONES DE URANIO 3.1 La Can-etona La mineralización en este indicio está formada por filoncillos de cuarw. con apatito y uranio. que presentan una dirección N32°E y son venicales o subverticales. La paragénesis mineral está constituida por pechblenda masiva. botroidal y esfcrulítica. coffinita fibroso-radiada.y oxidos negros como minera.les hipogenicos de uranio, acompañados de sulfuros de Fe y algo de esf alerita. hay tambien sulfuros de Cu.

SS

Los rninern.les supcrgénicos más importantes son autunita, y lo rbcmita que forman costn1s, limonita que impregna la roca tiñiéndola de rojo, y c:artxmalos de Cu que rodean a los sulfuros.Los minerales de la ganga son: cuarw. jaspe y algo de apatito. La sucesión mineralógica seria cuarzo, apati lo, cs_falcrita, s= de_ Fe, pcchblcnd~ )' coffini~. cua!7.o microcristalino con otra vez sulfuros y finalmente los minerales supcrgémcos de uranio. 3.2 Casa del Gallo Es un filón de cuarzo-apati to, brcchificado formado en tac; salbandas de un dique de gr.mito de grano fino. El filón lleva una dirccc:ión N29"E .La mincralii.ación está constituida por óxidos negros. pirita y melnicovita, como minera.les hipogénicos y fosfuralinita. autunit.a, uranolito y limonita, como minerales supcrgénicos. La ganga está constituida unicamcntc por cuan.o, jaspe y apalito.La sucesión mineralógica es cuar1.o. apatito, pirita, jaspe, óxidos negros, y los minerales secundarios de U. 4. CARACTERISTICAS METALOOENETICAS De lo expuesto hasta ahora se puede deducir que.I as mineralizaciones estudiadas encajan en granitos muy evolucionados, y se habrían originado según los procesos y etapas que se exponen a continuación: 1°- Los granitos peralumínicos encajantes de las mineralizaciones se han generado por la fusión parcial de metasscdimentos del C.E.G. o del Paleozoico inferior ricos en U. 2º-Durante la cristalización magmatica, el U se concentró primero, en los minerales refractarios del granito, para dcspues formar uraninita. 3º- Posteriormente en las zonas de cizalla tardimagmática. se emplazaron las faci es de grano fino, también peralumfnicas, y sobrcsaturadas en íluidos donde hay una nueva concentración de uraninita. 4°- Ya en estado subsólidllc;, procesos de alteración deutéricos produjeron una albitización y greisenización .. Posterionnente, tienen 1 ugar alteraciones hidrotennales precoces aprovechando las zonas tectonii.adas de los granitos. Estas al aumentar la porosidad, favorecen la circulación convectiva de íluidos hidrotennales que producen procesos de alteración como scricitación, eloritización, silicificación y arcillización. Además, provocan la pri mera lixi\'iación y posterior deposición del uranio, como pechblenda y coffini ta. por disolución de la uraninita . 5°- Mas tarde. en las mismas estructuras filoniana anteriores donde se ha formado cuarzo con apatito y los primeros s= se produce una removilización del U. que se correspondería con la segunda etapa de alteraciones hidrotermalcs. en lac; que se forma parapcchblenda y/o coffinita con la nueva generación de sulfuros. 7'- Desde finales del Terciario a la actualidad se desarrolla el último tipo de alteración producido por los procesos de metcori i.ación y que forma los minerales hexavalentes REFERENCIAS Arribas A. (1962) Est. Gcol. XVIII, PP I 17- 13 1 Arribas, A (1961).TC$iS Doc. Uní". de Madnd. Ball, T .K. y Basham. l.R. ( 1979). proc. Usshcr. Soc. (u.K.).pp437-448. BarbiCT, J. Carral, H.G. y Raochio, G. (1967). C. R. Acad. Aci . Paris. 264. pp2436-2439 Barbier. J. y Raochio. G . (1969) Rapport Cea R 3684. pp57- l 13. 13asharn. l.R. Vairinho.M. y 13owte$, J .E ( l982a) Proc. Tcch. Comm. !.A.E.A. Lisboa, pp279-297. 13asbamJ .R. BowlwaJ.F. Atking,d. y 13land, d . j . ( 1982b).l'roc. Tccb. Comm. LA.E.A. Lisboa pp229-296 Hcmández Pacbeco. E. ( 1945) Not. y Com del IGME. N° l 7. Hcmnano. A.G. ( 1974). Springcr-V erlag. 13erlfn. Juli \'ettJ"{. FoobotéJ.M. Ribciro. A. y Conde. L. ( 1972). lns t. Gcol. y Mine. España. Nicolli, H. (1966). TC$isdoc. Uofr. Salamanca 293 p. Pagel. M. (1981) th~sc l.N.P.L. Nancy. 566p. Pcnha. H.y Arribas. A. (1974). 1301. Gcol y l\·lio. España. T .85-3. pp27 l -273. Ranchin. G. ((1971). Man. Sci . de la Terre. Nº 19 .394p. Nancy. Reguilón. (1988). TC$iS doct. Univ. Salamanca. Reguilóo, R.M. y Arribas, A. (t 989). Stv. Geol. Salm. XXV I. pp l95-214. Reguilón.R, Arribas. A y Martfn-lz.ard. A. (1992) Bol. Soc. Esp. Mine. 15- t ppl66- 170. Rcnard. J.P.(1974). Mcm. Sci. de la Tcrrc. N"30, 2 16p. Nancy.

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Boletin de la Societlad Española de K111eralogia, 19-1 (1996), pp 57-58

GEOQUÍMICA DE ws ISÓTOPOS DE AZUFRE, CARBONO, oxfGENO y PWMO DE LAS MINERAUZACIONES DEL PALEOZOICO DEL MACIZO DE

LA DEMANDA (BURGOS-U\ RIOJA, ESPAÑA)

J.A. IBÁÑEZ, F. VELASCO y A. PESQUERA

Dpto. de MiDenlogfa y Petrologfa. Univ. del País Vasco. Apdo. 644. 48080 Bilbao

El macizo de la Demanda. situado entre Burgos y La Rioja, representa un aislado enclave Paleozoico del zócalo hercínico del None de la Península Ibérica en cuyo contexto aparecen diversas mineralizaciones de Pb-Zn-Cu. La serie paleozoica se caracteriza por una secuencia de materiales detrítico-carbonatados que abarcan: ( 1) pizarras filíticas precámbricas: (2) areniscas y pizarras del Cámbrico Inferior. limitado a techo por dolomías; (3) esquistos y areniscas del Cámbrico Medio­Superior y Ordovicico; y discordantes sobre estas fonnaciones ( 4) conglomerados, pizarras y areniscas del Carbonífero (Colchen, 1974). Estos materiales han sido afectados por una deformación polifásica y metamorfismo hercínico de grado muy bajo a bajo en la facies esquistos verdes y dentro de la zona de la clorita. Una posterior deformación tardihercínica da lugar a numerosas fallas que frecuentemente presentan diques de cuarzo u otras mineralizaciones. Durante la orogenia alpina los materiales precámbricos y paleozoicos se componaron como un zócalo rígido que se ha defonnado fundamentalmente por fracturación.

Dentro de este contexto geológico han sido estudiadas mineralizaciones tales como Mina Cannina, en la que la asociación mineralógica es relativamente sencilla (esfalerita. cuarzo, dolomita y galena) y con características indicativas de un emplazamiento tipo sed ex (lbáñez et al. 1994) durante la sedimentación del Cámbrico Superior, encontrándose obliterados sus caracteres primarios por la posterior defonnación y metamorfismo hercínicos.

También existen mineralizaciones de Pb-Cu con morfología filoniana que parecen haberse depositado mediante un mecanismo de relleno de fracturas abiertas o de brechas tectónicas ligadas a la orogenia hercínica, y que se encajan en areniscas más o menos silicificadas sin apenas deformación. Pueden agruparse fácilmente mediante sus asociadciones paragenéticas. De este modo, mineralizaciones como las de Najerina. Corrales y Riguelo tienen una paragénesis común compuesta por mena sulfuros de Fe-Cu-Pb ± Zn (py. cpy. gal, sf, tetr, (± gers, boum)) y ganga de cuarzo y carbonatos de hierro (lbáñez et al. 1995). Otros filones como los de San Cristóbal y Costa Lusera se corresponden con un tipo de mineralización compuesta mayoritariamente por barita y galena. Otra mineralización filoniana de Pb-Cu como Mina Pinarcito, que encaja en pizarras negras, la cual posee una paragénesis compuesta por cuarzo y calcita acompañados de sulfuros (galena, pirita, calcopirita y esfalerita) en los que al microscopio predomina la textura brechoide.

Los análisis de azufre. efectuados con muestras representativas de sulfuros y sulfatos (n=58) repartidos entre las distintas mineralizaciones descritas (Fig. 1 ), permiten apreciar tres rangos composicionales. Un primero para Mina Carmina con valores de ~345 oscilando entre 23 y 34 %". con una media en tomo a 30%0 que bajo una hipótesis sedex sugieren una fuente de azufre a partir de fluidos connatos contenidos en los sedimentos cámbricos, y que han pennitido estimar mediante el par esfalerita y galena una temperatura de equilibrio en tomo a los 200ºC (lbáñez et al., 1994). Un segundo rango para el conjunto de los filones Lusera, San Cristóbal, Najerilla. Corrales y Riguelo, que varía entre 14 y 21%", con la mediana en 2030. Estos valores. al igual que en el caso anterior. son relativamente pesados y podrían señalar un origen para el azufre ligado a los sedimentos cámbricos encajantes (lbáñez et al .• 1995). En la mineralización de Pinarcito los sulfuros muestran valores ligeros (d34S = -8.130) que, a pesar de las escasos datos disponibles. podrían sugerir una reducción de sulfatos a H2S por acción bacteriana. o bien, una reducción termoquímica a partir de la materia orgánica contenida en las pizarras negras encajantes.

Respecto a los contenidos de C-0 en las muestras de carbonatos analizadas (n=33) los contenidos isotópicos de at3Cpdb (Fig. 2) oscilan entre -15 y -8%", indicando la incorporación a los fluidos de carbono ligero, derivado de la oxidación de la materia orgánica contenida en los sedimentos dwante el metamorfismo o por el paso de los fluidos hidrotermales. Tanto las dolomitas como los carbonatos ricos en hierro muestran un empobrecimiento en 1 so ( S l 8Qpdb desde -19 hasta -4,6%0); estas diferencias en el fraccionamiento del oxígeno probablemente se encuentren relacionadas con variaciones en las temperaturas de depósito.

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Los contenidos isotópicos en 208/204Pb, 207/204pb y 206/204pb para las galenas analizadas (n=l3). permiten distinguir tres poblaciones diferentes (Figs 3a. 3b), situadas aproximadamente sobre la curva correspondiente al modelo de Cumming y Richards ( 1975). Esto indica probablemente que el plomo procede de un mismo reservorio. compuesto por !l'ateriales de la corteza su~rior somelidos a múltiples reciclados: los datos describen una trayectona subparalela a la correspondiente de la Corteza Superior, en el modelo Plumbotectónico de Zanman y Doc ( 1981 ). La población menos radiogénica. formada por los datos de Mina Carmina, se localiza en el centro del campo correspondiente a la "huella cámbrica" (Velasco et al.. 1996). Los datos correspondientes a las mineralizaciones filonianas se dislribuyen según dos subgrupos cada vez más radiogénicos. Ambos grupos se sitúan dentro del campo "hercínico" definido por las mineralizaciones estratiformes y filonianas relacionadas con granitos e hidrotermalismo en el paleozoico del oeste de Europa (Brevan et al., 1982: Velasco et al., 1996). De este modo, se puede proponer para el plomo una derivación a partir de una única fuente, pero en diferentes etapas. dada la proximidad geológica y geográfica entre las diversas mineralizaciones estudiadas.

10

8

6

4

2

·10

·15

·10 o 5 10

@45"-

l~~ºªl

Alonn Cann1n1

~~ Flg. 1

20 30

Fig. 2

.. •\ . ., .. • • +·-- . _.._, - -

12 16 20 24 ó1eo,;_ amow

15,72

.e 15,68 Q,

~ 15,64

~ 15,60

15,56

39,20

.e 38,80 Q,

38,00 ~ ~

38,40

37,60

17,60 18,00 18,40 18,80

206 Pb(204 Pb

17,60 18,00 18,40 18,80

206 f>b'Zl4 Pb

~ede _concluirse qu~ el conjunto de datos geológicos, mineralógicos e isotópicos apuntan hac ia una h!s1on~ me~alogené11ca co~ún para esta región que incluye dos periodos principales de depósi10: ( 1) rruneralizac1ones Zn-Pb de tipo scdex durante la sedimentación cámbrica; (2) rellenos filonianos. pri~cipalmen~e de Pb·C~. ligados a la fracturación Lardi-hercínica. Mientras que en el primer caso los ílu1~os esiuv1_eron relac1_onados co~ procesos diagenéticos y/o circ ulación de aguas de procedencia manna. el h1drotermahsmo filomano probablemente tenga que vincularse a los procesos de deformación y metamorfismo ocurridos en la serie paleozoica encajante. Con todo. se puede insinuar un origen común para los melales, dentro de un mismo ciclo o tendencia evolutiva.

Brevan. O. Dupré, B. Allegré, C.J. (1982). Econ. Geology 77: 564--575. Colchen. M. (1974). Mem IGME 85, 1y11, 436 pp. Cumming, G.L. Rjchards, J.R. (1975). Eanh Planet. Sci. Len. 28, 155-171. lbáñez. J.A. Vclasco, F. y Pesquera. A (1994). Bol. SEM. Vol 17-1. 176- 177. lbáñez. J.A. Vclasco, F. y Pesquera, A (1995). Bol. SEM. Vol 18·2, 19-20. Vclasco. F. Pesquera, A. y Herrero. J.M. (1996). Mineral. Deposita 31, 84-92. Zanman. R.E. Doc. B.R. (1981). Tec1onophysics 75. 135-162.

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Boletln de la Sodolatl Española de Mineralogía. 19-1 (1996}. pp 59-60

EDAD DEVÓNICA (STRUNIENSE) DE LAS MINERAUZACIONES DE AZNALCÓLl.AR (FAJA PIRÍTICA IBÉRICA) EN BASE A PALINOWGÍA

Z. PEREIRA(l), R. SÁEZ(2), J.M. PONS(3), J.T. OLIVEIRA(4) y C. MOREN0(2)

{l)Minenlogia e Geologia. Fac. de ~ocias. Universidade do Parto. ~ Gomes Tcbcira. 4050 Pmo. PCJ11ugal (2)Dpto. Geologfa. Uajy. de Huelva. 21819 La R.'1>ida. Huelva. &pala (3)Andaluza de Piritas 8.A. (APRISA). 41890 Amaloollar. ScYilla. F.spa6a (4)laslituto Gco16gico e MinciJO. Estrada da Portcla-ZambujaL Ap.7586. Alfngidc. PCJl1ugal

ABSTRACf Block sita/u associated lo pt'Otlrlctit1e horlzon In tht Aznalcollar mine hove pt'OYldtd miosporu ~mblagu from tht Uppennost DewNtlan (Stntnlan, LN Mlospon Biozont o/ Wtstem Europe). Slratigraphic location o/ blaclc shales betwen felsisc vulcanlcs and massiw sv/phldu ltts to conc/11dt that massiw sulphldes an Upper IÑWJn/an In age. Moreowr. lht beglnnlng o/ 'llOlcanlsm In tht /berian Pyrilt &lt occurred d11rlng IÑVOnian times. al ltast In /Is ea.stemmost part

KEY WORDS: IÑWNtlan. palinostnztigraphy, mlospons. acrilarr:hs. lbtrlan Pyrltt &lt, Spain.

lntroducci6n El distrito minero de Aznalcóllar está situado en el extremo suroriental de la Faja Piritica Ibérica (FPI) unos 25 Km al O de sevilla. Su historia mineria se inició en tiempos preromanos y ha perdurado a lo largo de la historia. a veces com largos periodos de inactividad. En la actualidad la explotación es dirigida por APIRSA (Grupo Soliden). Las reservas en la corta de Aznalcóllar son de 11 Tm com leyes medias de 0,400/o Cu; 1,24% Pb y 2.68% Zn. En la massa de los Frailes. que entrará en explotación este mismo año, se conocen una reservas de 71 Tm com leyes medias de 0,34% Cu; 2, 17% Pb; 3,85% Zn y 60grff de Ag. En estos números no está incluida la mineralización cuprífera diseminada (piroclasto según el nombre local) com leyes del 0,5% de Cu. En el distrito minero de Aznalcóllar concurrem una serie de circunstancias que dificultan el establecimiento de una geología precisa. Entre ellas. hay que hacer mención a la gran complejidad de la tectónica local, en la que destacan pliegues muy apertados com flancos cortos laminados, fallas normales e inversas y grandes estructuras de cabalgamiento. Como consecuencia de esta estructura. en la Corta de Aznalcóllar se observa la superposición de al menos tres niveles portadores de sulfuros masivos, el más importante de los cuales presenta superpuesto un potente nivel de mineralización tipo stockwork. Otro aspecto a destacar es la poca continuidad lateral de algunos de los niveles que se consideran guias a escala regional, como son las pizarras moradas o los jaspes manganesíferos. El tercer aspecto que ha creado una cierta confusión en las interpretaciones geológicas de Aznalcóllar es la existencia de niveles de calizas Viseenses (Hofstetter el al., 1979) pero con rasgos litoestratigrá.ficos muy similares a las que. con idad Fameniense. se localizan regionalmente en el techo del Grupo PQ de la FPI (Routhier et al., 1978). Las interpretaciones geológicas que se han publicado hasta el momento (Coullaut et al., 1975; Canicio el al., 1980; Hemández Enrile, 1981; Sierra. 1984) son discrepantes. Las asociaciones de palinomoños (esporas e acritarcos) se han revelado de primordial importancia en la datación de la sequencia detrítica Devono-Carbonifera de la Zona Surportuguesa (Oliveira el al., 1986; Cunha et al .• 1989; Pereira et al., 1995). El estudio palinológico de las pizarra negras infrayacentes a los sulfuros masivos en las diferentes escamas superpostas en Aznalcóllar, confinna la interpretación estructural reciente 'establecida (Sáez et al., 1993), a la vez que aporta datos transcencentes para una interpretación regional de la cronoestratigrafia de la FPI, de la edad del wlcanismo y de la de los yacimentos.

Marco Geológico La FPI constituye la parte central de la Zona surportuguesa. Está formada por materiales Devónicos y Carboníferos cuyo registro estratigráfico comprende tres unidades litologicas concordantes. que de muro a techo son: a) Grupo Pizarroso Cuarcitico (PQ); b) Complejo Vulcano Sedimentario (CVS); y c) Grupo Culm,. Todos estos materiales están afectados por la fase Astúrica de la Orogénia Hercinica

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(Westefaliense O) que dió lugar a una defonnación tipo 1hi11-slci11ed (Silva et al., 1990) y un metamorfismo de grado bajo a muy bajo (Munhá. J 990). En el área de Aznalcóllar, están representados las tres grandes unidades litológicas de la FPI. El Grupo PQ presenta alternancias de pizarras Y cuarzoarenitas características de medios marinos someros. El transito al CVS es gradual y concordante aunque, por lo general, el contacto estratigrafico esta borrado por un gran cabalgamiento. El CVS en el área de Aznalcóllar está diferenciado en dos series, la serie en la que aparecen las mineralizaciones se carcteriza por . la escasez de rocas básicas y una gran variedad textural en las félsicas. Los sulfuros aparecen asociados a niveles de pizarras negras. se localizam a techo del primer episodio volcánico félsico. La secuencia suprayecente a los sulfuros incluye pórfidos. pizarras y secuencias turbidíticas de facies Culm. Todas as rocas están fuertemente afectadas por la tectogénesis hercínica dando lugar a una estrutura imbricada de escamas y cabalgamientos con varias superposiciones y repeticiones de niveles, incluyendo los sulfuros masivos y el stoclcworlc asociado a su génesis. Este fenómeno. bastante común en toda la Faja Piritica, se manifiesta con especial intensidad en la region de Aznalcóllar.

Palinoatratigraraa El estudio palinológico ha sido realizado sobre 24 muestras de pizarras negras tomadas en la Corta de Aznalcóllar y en un sondeo de Los Frailles, todas ellas localizadas en el mismo niveJ estratigráfico que los sulfuros masivos. Las muestras MAi, 3, 4. 6, 7, 9 y 14 han proporcionado asociaciones de esporas y acritarcos bastante completas. El aspecto más característico es la presencia de la especie index Retispora lepidophyta junto com una gran diversidad de especies entre las que se incluyen: Auroraspora macra, Densosporiles spitbergensis, Diducites ver.rabi/is, Emphanisporites annulatus, E. hibemicus, Grandispora echinata, Hymenozonotrileles explana1us, Punclatisporites minutus, Retusotriletes communis, R. incohatus, Rugospora radiata y Vallatisporiles verrucosus. Esta asociación de miosporas indica una biozona Retispora lepidophyta-Verrucosisporites nitidus (LN), biozona del Struniense (Devonico superior) definida para a Europa Occidental. El techo de la biozona LN coincide con el limite Devónico/Carbonífero (Higgs et al., 1992; Pereira et al., 1995). Asociados a las miosporas características de la Biozona LN. se han identificado esporas removilzadas del taxón Samarisporites triangulatus, de edad Givetiense/Frasniense. También están presentes algunas especies de acritarcos: Chomotriletes sp., Dictyotidium sp.. Gorgonisphaeridium sp., Maranhites sp. y Verihachyum sp.

Condusiones El estudio de las pizarras negras del CVS, infrayacentes a las masas de sulfuros masivos de la Mina de Aznalcóllar, revela la presencia de esporas e acritarcos que penencen a la Zona LN del techo del piso Struniense (Devonico sup.) Los diferentes niveles de pizarras muestrados son todos de la misma edad. confinnando-se así la existencia de varias repeticiones tectónicas que afectan a la massa de sulfuros masivos. Las pizarrp estudiadas se localizan en el techo del primer episodio volcánico. Considerando que las pizarras son de edad Struniense. se concluye que las primeras manifestaciones volcánicas en la región se produjeron durante el Devónico, al menos en la pane más oriental de la Faja Piritica Ibérica (área de Aznalcóllar).

Referencias Canicio. A.. Coulaut. J.L. y Oranda. A. (1980): Jom. Minerometal. VI Nac .• IV lntcmac .• 311-319. Coullaut. J.L., Soler, M. y Anton Plaza. J. (1975):Jom. Mineromela/. VI Nac .• 111lntcmac .• 155-178. Cunha. T.A and Olivara. J.T. (1989): 8111/. Soc. Chal. &lgique, 98, 295-309. Hemández Enrilc. J.L. (1981): Ütad. Lab. Xeol. Laxe. 3. 535-562. Higgs. K.., SlRd, M.. Korn. D. and Papralh, E. (1992): Ann. Soc. ~ot. &lglque. 115,2. 552-551. Horstcucr, J. P .• Ucollc. M. et Stoppcl. D. (1979): C.R. Acad. Sci. Paris. 288, 855-858. Oli\'Cira. J.T .• Cunha. T.A.. Streel. M. and Vanguestaine. M. (1986): Comun. Serv. Geol. Portugal, 12. 112, 129-135. Pcn:ira. Z., Clayton. C. and Oliveira. J.T. (1995): Ann. Soc. Geol. &lgique. (in prcss). Roulhicr, P., Ayc. F •• Boycr, C., Ucollc, M., Molí=, P .• Pic:ot. P. et Rogcr, O. (1978): Mcm. BROM, 94, 270p. Sáez. R., Lópcz. J.R., Maestre. A., Mo~. C., Pascual, E .• Pons, J.M. and Almodovar, 0.(1993): En:lnd Bicnrüal SOA Meeting. Ficld Trip Ouidc Book. Univ. Granada. 37-42. . Siena. J. (1984): Bol. Geol. Min .• XCV-V. 440-455. Silva. J.B .• Olivcira. J.T. and Ribeiro. A. (1990): En Pre-Mosozoic Geology of Iberia. Springer-Verlag. 348-362.

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Indice de Autores

ACEVEDO, R.D. 47 ACHAB, M. 5 ARCOS D. 49 ARRIBAS, A. 55 BACHILLER, N. 13 BANKS, D. 43 BARBANSON, L. 41 BARRENECHEA, J.F. 15,45 BOIRON, M.C. 35 BRELL PARlADÉ. J.M. 3 CARDELIACH, E. 39 CASQUET, C. 9,11,13 CATIIEUNEAU, M. 35 CAZANAS DfAZ, X. 27 CUERVO, S. 9 DELGADO, A 11 DOMÍNGUEZ BELLA, S. 5.21 DOMÍNGUEZ DÍAS, M.C. 3 DOVAL MONfOYA,M. 3 ESPÍNOLA, M.R. 49 FENOLL HACH-ALÍ, P. 41,47 FERNÁNDEZ FERNÁNDEZ,A.23,25 FERNÁNDEZ GON1.ÁLEZ. A. l FISCINA, J. 33 FONfAN, F. 19 FUERTES-FUENTE, M. 51.53 GALINDO, C. 11,13,15 GARCÍA, E. 35 GARCÍA ROMERO.E. 3 GERVILLA, F. 47 GON1.ÁLEZ 1.AGUNA, R. 43 GUTIÉRREZ MAS, J.M. 5 HUERTA, J. 39 IBÁÑEZ, J.A. 57 JIMÉNEZ MILl.ÁN, J. 7.29 JORDAN, M. 33 LÓPEZ GARCÍA, J.A 43

61

LÓPEZ ANDRÉS, S. LÓPEZ-GARCi' A, J.A. LOZANO, R.P. LUQUE, F.J. MALACHEVSKY, M.T. MANGAS, J. MARTÍN-CRESPO, T. MARTÍN-IZARD, A MELGAREJO, J.C. MOLINA, J.F. MOLINA, J.M. MORAL CARDONA, J.P. MORALES RUANO, S. MORATA, D. MORENO, C. MORO BENITO, M.C. NIETO, L.M. NIETO, F. OLIVEIRA, J.T. PARRADO ROMÁN, J.M. PEREII~A, Z. PESQUERA, A. PONS, J.M. PRIETO, M. PROENZA, J. PUTNIS, A QU(LEZ, E. REGUILON, R. REYES E. RINCÓN, J.Ma. RODA, E. RODAS, M. RODRÍGUEZ JIMÉNEZ, P. ROMERO, M. RUIZ CRUZ, M.O. SÁEz, R. SAN FEUÚ, T.

31 35~7

15 45 33 55 37

51.S3,.55 17~

47 7 5

21,41 s,21

59 23,25

7 7

59 5

59 19,57

59 31 17 31 13 SS 11

33~ 19

15,45 1

33~ 1

59 33

SANCHEZ-ANGUITA, A 47 SOLER, A. 49 SPIRO, B. 9 TIMÓN SÁNCHEZ S.M. · 25 TORNOS, F. 9,11

62

TOURAY,J.C TRITLLA, J. VELASCO, F. VELILLA, N. VINDEL, E.

41 39 57 29

35,37,43

SOCIEDAD ESPAÑOlA DE MINERAWGIA Instrucciones a los Autores para la publicación de manuscritos

El Boletín de la Sociedad Española de Mineralogía publica trabajos originales, revisión de artículos y notas cortas relacionadas con mineralogía, petrología, geoquímica, cristalografía, yacimientos minerales y mineralogía aplicada. Los manuscritos deberán estar escritos en español o en inglés.

De cada manuscrito (texto y figuras) se enviarán Tres Copias a la Dirección del Comite de Redacción. Dos copias serán revisadas por especialistas elegidos por el Comité Editorial, y sólo se publicaran los manuscritos que hayan sido informados favorablemente.

Cada manuscrito deberá estar preparado según las siguientes normas. Si no se cumplen le será devuelto a los autores.

1- Trabajos originales y revisión de artículos

l./ Planificación 2./ Título 3./ Título abreviado 4./ Nombre(s) de autor(es) y nombre(s) y dirección(es) de la(s) institución(es) 5./ Resumen - Abstract 6./ Palabras Cave - Key Words 1J Texto 8./ Referencias 9./ Tablas

10./ Figuras 11./ Leyenda de Tablas y Leyenda de Figuras

Si el manuscrito no está escrito en español, el título y las leyendas de tablas y figuras deberán estar también traducidas al español.

1J Planificación El plan indica el orden de los diferentes apa11ados del manuscrito. No sera publicado.

2J Título Deberá ser conciso, preciso y con palabras que reflejen el contenido del trabajo

3J Título abreviado No contendrá más de 60 caracteres, con objeto de poderlo imprimir en la parte superior de

cada página impar del Boletín.

4J Nombre(s) de autor(es) Deberá incluirse el primer nombre completo y la inicial del segundo (si es compuesto) y

los apellidos de cada autor, así como la dirección( es) completa(s) del Centro de trabajo de cada uno. Cualquier correspondencia se dirigirá al primer autor si no exiten indicaciones en contra.

SJ Resumen - Abstract Ambos deberán presentar los resultados principales del trabajo, con datos cuantitativos.

Extensión máxima de 150-200 palabras. 63

6J Palablas clave - Key Words A continuación del Resumen y del Abstract se añadirán ocho palabras, como máximo, que

caractericen el contenido, las técnicas y los resultados. Siempre que sea posible se elegirán de las contenidas en el Index publicado en cooperación con las Sociedades Mineralógicas Europeas o en el "Multilingual Thesaurus of Gcosciences", Ed. Pergamon.

1J Texto - Deberá ser claro y conciso, con una extensión total que no exceda de las 15 páginas

mecanografiadas a doble espácio en tamaño DIN A4, incluyendo referencias, tablas y figuras, con objeto de que el total de paginas impresas no exceda de 10.

- Las referencias en el texto deberán aparecer como sigue:

(Arribas, 1978; Fontboté & Amstutz, 1981) o

según Arribas (1978) y Fontboté & Amstutz (1981)

o, si son más de dos autores:

(Velasco et al., 1988)

Si en Ja lista de referencias hay varias para un mismo autor con el mismo año de publicación, deberán distinguirse entre sí añadiéndole una letra tal como se indica:

(Puga 1987a; Brindley & Robinson, 1947a y b)

Los nombres de Jos autores de las referencias se escribiran siempre con minúsculas.

- Las figuras (independientemente de que sean gráficos o fotos) y las tablas se numerarán separadamente, usando números arábigos, así:

(Fig. 3) (fabla 2)

- Para obtener palabras impresas . en itálica, deberán ir así: itálica . en negrita, deberán ir así: negrita.

- Para facilitar los trabajos de impresión se aconseja que los autores em·ien una copia del texto (una vez aprobado por el Comité de Redacción) registrada en disquete, en lenguaje Wordpeñect 5.1 para compatibles PC.

SJ Referencias Las referencias deberán presentarse en un listado final ordenado alfabéticamente tal como

sigue:

Bliss, N.W . & MacLean, W.H. (1975): The paragenesis of zoned chromite from central Manitoba. Geochim. Copsmochim. Acta 39, 973- 990.

Frenzel, G., Ottemann, J., Kurtze, W. (1973): Über Cu-haltigen Bleiglanz und Pb-haltigen Covellin von Boarezzo (Varese) und ihre Sulfidparagenese. Schweiz. Mineral. Petrog, Miu. 53, 217-229.

64

Guinier, A (1956): Théorie et technique de la radiocristallographie. Dunod ed., París, 136 p Melaren, AC. (1974): Transmission electron microscopy of the feldspars. in "The Feldspars",

W.S. MacKenzie and J. Zussman, eds. Manchester University Press, 379-423. Spry, P.G. (1978): The geochemistry of gamet-rich lithologies associated with the Broken Hill

Orebody, N.S.W., Australia. M.S. Thesis, Univ. Adelaide, Adelaide, Australia. __ & Scott, S.D. (1986a): The stability of zincian spinels in sulfide systems and their

potencial as exploration guides for metamorphosed massive sulfide deposits. Econ. Geol. 81, 1446-1463.

__ & __ (1986b ): Zincian spinel and staurolite as guides to ore in the Appalachians and Scandinavian Caledonides. Can. Mineral. 24, 147-163

9.ffablas Todas las tablas se reproducirán tal cual y por tanto deberán estar escritas con especial

cuidado y nitidez. Se sugiere tamaño de números de 8p, un espaciado interlinea de uno y un número limitado

de lineas horizontales o verticales. Si hay demasiados espacios desaprovechados se devolverán a los autores para su reimpresión.

La anchura máxima de las tablas será de 13,S cm (para reproducir a doble columna) o de 6,5 cm (para reproducir a una columna). La altura máxima de ambos tipos de tablas será de 19 cm (incluida cabecera de la tabla, y pie de tabla si lo hubiera)

10J Figuras - El tamaño máximo de los originales será de 21 x 29,7 cm. En ellos deberá figurar, escrito

a lapiz en la parte posterior, el nombre del autor y el número de orden.

- Dibujos y gráficos: han de ser originales, preferiblemente delineados sobre papel blanco o vegetal, con grosor de líneas y tamaño de letras adecuados para ser legibles una vez reducidos; así, en una figura de 13,S cm de ancho (para reducir a una columna) las letras deberán ser de 5 mm.

- Fotografías: 4 máximo. Deberán tener un buen contraste y la escala irá incluida en cada una de ellas. Si las fotos están agrupadas en una lámina, se enviarán también un duplicado de las fotos separadas.

llJ Leyendas Todas las figuras y tablas llevarán una leyenda suficientemente explicativa. Dichas leyendas

se escribirán en una hoja aparte.

11 - Notas cortas

El Boletín de la Sociedad Española de Mineralogía podrá publicar también los resultados más importantes de un trabajo en forma condensada; la totalidad de los resultados podrán ser presentados posteriormente en un trabajo más extenso.

Dichas notas deberán presentarse como los articulos pero serán más cortas: con un pequeño abstract, un texto de 1000 a 1500 palabras y no más de dos tablas o figuras.

La decisión para su publicación la dará la dirección del Boletín o un miembro de la Comisión Editorial.

Los manuscritos originales y las ilustraciones se destruirán dos meses después de su publicación.

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SOCIEDAD ESPAÑOLA DE MINERALOGIA C/ AJeaza.1(D-201),28003-MADRID.

Tfno.: (91) 441.71.38 (L. Mi. de 18b a 21b)

Flcha de Inscripción

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Fax:.-................................... Correo Elcctróoico ........................................................................ . Dircccj6a del Centro de Trabajo, Código Postal .................................................................................................................... ..

Tipo de socio (marcar con una X): ordinario O ; estudiante O; colectivo O; protector O; vitalicio O; Interesado en Jos siguientes temas: Cristalografía O; Mineralogía O; Petrología O; Gcoqufmk:a O; Yacimientos O;

Inclusiones Fluídas O; Colcccioaismo O; Otros O

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Fdo.: ....................... .. Socio Vitalicio

Cuotas vigentes para el año 1997

6.000 Ptas. Socio estudiante 3.000 Ptas. (adjuntar documento acreditativo)

25.000 Ptas. Socio Colectivo 12.000 Ptas. (Empresas, Bibliotecas. etc.)

80.000 Ptas. Honorario: Exento

La cuota del año de ingreso debe abonarse ea metilico, mediante cheque o transferencia bancaria a nombre de la Sociedad &pañola de Mineralogía. Las de años sucesivos se efectuad.u por domiciliación bancaria. cumplimentando estos datos:

X ................................................................................................................................................................................................ ..

Sr. Tesorero de la Sociedad Española de Mineralogía Alcuza t Despacho 201, 28003 MADRID

MuySr.mfo: Le ruego tramite el cobro de las cuotas anuales de Ja Sociedad Española de Mineralogía. coa cargo a la

cuenta que poseo en la entidad: .

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Sucursal/ Agencia ............................................. Código .................................. Población ........................................................ .

Número de cuenta (20 dígitos) ............................................................... .

r>omicilio entidad ....................................................................................................................................................................... .

Alentamente, Fmna

Nombre y I>onllcilio .................................................................................................................................................................. .

X ................................................................................................................................................................................................. .

Sr. Director del Banm'Caja de Ahorros ................................................................................................................................... .

Sucursal y dirección .................................................................................................................................................................. ..

Muy Sr.mío: Le ruego atienda el cobro de las cuotas anuales de la Sociedad Española de Mineralogía, con cargo a la

cuenta que poseo en esa entidad.

Atentamente, Finna

Fumado: Sr. D ........................................................................................................................................................................... ..

I>om.icilio: ................................................................................................................................................................................... .

N9 Cuenta c:onipleto (20 dígitos) .............................................................................................................................................. ..