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UNIVERSIDAD NACIONAL DE SALTA FACULTAD DE Cs. NATURALES ESCUELA DE GEOLOGIA

CATEDRA YACIMIENTOS MINERALES Dra. Vanina López de Azarevich RESUMEN “YACIMIENTOS MINERALES IMPORTANTES DEL NOA ARGENTINO” Alumno Villegas Tito Pablo Exequiel

Plan 1993 – LU 408763

Año 2013 INDICE DISTRITO EL QUEVAR SALTA............................................................................... 3 DISTRITO RANGEL (Salta Y Jujuy)........................................................................6 YACIMIENTOS DE NÍQUEL, COBALTO Y COBRELAS ÁGUILAS ESTE -OESTE SAN LUIS..................................................................................................................... 9 DISTRITO PEGMATÍTICO EL QUEMADO SALTA....................................................14 EL YACIMIENTO DE SULFUROSMASIVOS LA COLORADA ( SALTA).......................17 EL SKARN DE HIERRO DE ACAY (SALTA)............................................................20 EL PÓRFIRO CUPRÍFERO DE TACA-TACA BAJO (SALTA).......................................22 EL PÓRFIRO CUPRÍFERO TACA-TACA ALTO( SALTA)...........................................28 LOS YACIMIENTOS SEDEX DE PLOMO Y ZINC EN LA SIERRA DE AGUILAR JUJUY................................................................................ 31 MINA PIRQUITAS, JUJUY...................................................................................... 42 BIBLIOGRAFIA................................................................................................. 46

DISTRITO EL QUEVAR SALTA UBICACIÓN El distrito El Quevar se localiza en el sector occidental del estrato-volcán homónimo, 55 km al oeste suroeste de San Antonio de los Cobres y a 17 km de la estación ferroviaria de Pocitos, desde donde parte un camino que sigue la quebrada Incahuasi hasta el campamento central de la Compañía Minera Picazas, situada en el centro del área en cuestión. El resto de las mineralizaciones del sistema se emplazan circundando el volcán

GEOLOGÍA REGIONAL Se encuadra en el la Puna y está constituida por basamento ordovícico (Formación Coquena) compuesto localmente por arcillitas y filitas, con intercalaciones de cuarcitas, waques y niveles piroclásticos y lávicos de composición dacítico-riodacítica. En discordancia se asientan sedimentitas del Grupo Pastos Grandes: areniscas y argillitas rojo grisáceas, con intercalaciones tobáceas. Sobre dicho conjunto se asienta el estratovolcán .El Quevar localizado en el ámbito de la Zona Volcánica Central, constituido fundamentalmente por dos grandes ciclos efusivos: uno Mioceno y Plioceno. La litología de ambas corresponde a una secuencia de ignimbritas y lavas ácidas (dacitas, riodacitas) y mesosilícicas (andesitas). Entre eventos magmáticos (Mioceno y Plioceno) tuvo lugar actividad hidrotermal identificándose d brechas hidrotermales con estructura fluidal. LA ESTRUCTURA El bloque de basamento sobre el que se asienta el estratovolcan está limitado por corrimientos de vergencia oeste La Formación Agua Caliente (dacitas e ignimbritas ) se encuentra afectada por dos sistemas de fracturas de diferente edad y ambas preFormación Rumibola (andesitas). El primero corresponde a fajas de orientación norestesuroeste, marcadas por brechas y cataclasitas; son de tipo calada y tienen importancia económica porque conformanlos canales preferenciales de circulación de los líquidos hidrotermales mineralizantes con los que se vinculan las principales aureolas de alteración. Seccionando al anterior hay otro sistema de orientación noroeste-sureste. El espesor de la superficie lixiviada es entre 5 y 10 metros GEOLOGÍA DE LOS DEPÓSITOS DEPÓSITOS POLIMETÁLICOS CON Pb-Ag DOMINANTES LITOLOGÍA

Comprenden a la mina Armonía y con ellos se vinculan fajas de alteración que afectan a las dacitas de la Formación Agua Caliente, de hasta 700 m por 200, siguiendo el curso de la quebrada Incahuasi. En la quebradas Grande y Mamaturi hay zonas con brechas hidrotermales, pebble dikes y presencia de craquelamiento. En la quebrada Mamaturi se determinó la existencia de una franja anómala norestesuroeste con cuerpos brechados y zonas de alteración argílica.

ALTERACIÓN HIDROTERMAL La alteración hidrotermal es del tipo argílica avanzada (dickita, caolín), con silicificación (calcedonia) y propilitización parcial (clorita, epidoto, calcita, alunita, pirita y goethita). El área de alteración más extensa abarca una superficie de 5 por 10 km en la vertiente occidental del edificio volcánico ocupando el drenaje al oeste de las quebradas de Toro, afecta un espesor de 1.000 m en la estructura del estratovolcán, entrelos 4.500 y los 5.500 m s.n.m., en donde las alteraciones dominantes son del tipo argílica y argílica avanzada se inicia con la transformación de plagioclasa en natroalunita y caolinita. En áreas de mayor intensidad se aprecia silicificación y sericitización. MINERALOGÍA La paragénesis fue investigada por Bates y Matar (1966), Sillitoe (1975), Brodtkorb et al. (1978) y Robl(1999)y esta constituida por diferentes tipos de mineralización en pulsos independientes:  En uno de ellos se aprecian dos secuencias de depositación.  La primera corresponde a casiterita, pirita, cuarzo y calcita, todas con textura idiomorfa.  El segundo pulso constituido por freibergita,stibioluzonita, enargita, calcopirirta, estannita, diaforita, semseyita, aramayoíta, galena y pirargirita.

El conjunto está atravesado por venillas de esfalerita, wurtzita, marcasita,carbonatos y una nueva generación de cuarzo. Entre los minerales supergénicos hay stibioluzonita, covelina y acantita, en sectores se observan azufre nativo en pequeñas cantidades, lo que indica la transición a nivelesmás altos, con fumarolas.

MODELO GENÉTICO Los depósitos de los distritos El Quevar, La Poma-Incachule y Concordia son yacimientos hidrotermales que se corresponden con el modelo de depósitos polimetálicos complejos. Comprenden dos ciclos de mineralización:  el primero de edad miocena superior involucra las mineralizaciones Pb-Ag (Zn)  el segundo, de edad pliocena, comprende depósitos de Sb-Au.  El ambiente deposicional ha sido de Eh y pH elevados. Las relaciones estratigráficas permiten establecer dos episodios mineralizantes, uno plio-pleistoceno y otro pleistoceno-holoceno. Existen aún algunas fuentes activas. Según Sillitoe (1975) la génesis del conjunto de los depósitos en el área de El Quevar se vincula con aguas magmáticas que en profundidad dan origen a los cobres porfíricos, extremadamente diluidas por mezcla con aguas exógenas. Considera al estratovolcán El Queva, en su fase metalogenética, como en un estado fumarólico dominantemente gaseoso. Los sulfuros habrían sido depositados por fluidos de pH muy bajo, mezclados con aguas meteóricas, según el estudio de isótopos estables, las mineralizaciones de manganeso y boratos completan el ciclo metalogenético volcánico. En conclusión, este tipo de manifestaciones sería el resultado de la acción exhalativa póstuma de diversos episodios de actividad volcánica, así como de soluciones

hidrotermales lejanas del foco de origen, posiblemente representado por la implantación de un pórfiro somero vinculado verticalmente con el aparato volcánico.

DISTRITO RANGEL (Salta Y Jujuy) UBICACIÓN Los cuerpos mineralizados del distrito Rangel se emplazan en la Sierra de Cobres, desde la latitud del río de la Burras al norte hasta la localidad de Cobres al sur predominantemente en territorio salteño . El acceso se realiza desde la ruta a Jama y desde el camino que une la misma con Cobres. GEOLOGÍA DE LOS DEPÓSITOS En el área comprendida entre la localidad de Cobres y Abdón Castro Tolay (Tusaquillas) se localizan cuerpos carbonatíticos algunos de los cuales son portadores de mineralización de torio y tierras raras. La roca de caja está constituida por metasedimentitas ordovícicas y cuerpos granodioríticos y graníticos asignados a la Faja Eruptiva de la Puna Oriental. Se han identificado dos ciclos de carbonatitas  El primero está constituido por variedades sovíticas, alvikíticas y rauhaugíticas, que localmente varían a silicosovita y silicorauhaugita. Algunos vinculados con diques teschenítico-crinaníticos.  El segundo ciclo intruye al anterior e incluye carbonatitas magmáticas originadas por la acción metasomática carbonática sobre diques de sienita alcalina y lamprófiro e hidrotermales (asociación calcitasiderita-cuarzo-baritina-monacitatorita). El contenido en elementos de tierras raras (ETR) y torio tiende a aumentar desde las carbonatitas magmáticas a las metasomáticas e hidrotermales Los cuerpos carbonatíticos se distribuyen en tres sectores: 1. En el área de cerro Quepente constituyen 41 diques dedimensiones variables entre 0,5 y 14 m de potencia y longitudesentre 100 y 2.500 metros. En este sector no se identificaron Contenidos en tierras raras potencialmente económicas. 2. En el Abra de Tusaquillas se reconocieron 26 diques con dimensiones entre 0,2 y 1 m de potencia y 50 a 500 m de longitud que comprenden carbonatitas metasomáticas e hidrotermales con bajos contenidos en tierras raras.

3. En la sierra de Cobres y en su prolongación inmediatamente inmediatamente al norte del río de las Burras, hay unos 20 cuerpos ESTRUCTURA y MINERALOGÍA Las dimensiones de los cuerpos mineralizados varía entre 0,2 y 4 m de potencia, con valores medios entre 0,3 y 1,6 m y longitudes entre 200 y 2.000 m; el rumbo general de las estructuras es noreste-suroeste y las inclinaciones varían entre 35 y 85°O, se destaca la continuidad vertical de los cuerpos. La composición mineralógica de los cuerpos varía y esta estrechamente vinculada a su génesis.  Las carbonatitas primarias, están constituidas por calcita, dolomita, ankerita, magnetita y óxidos de hierro; localmente se asocia cuarzo; algunas presentan como minerales minoritarios hipersteno, feldespato potásico, serpentina y/o clorita.  Las carbonatitas metasomáticas e hidrotermales son las de interés económico ya que presentan los contenidos más elevados en tierras raras y torio. Los cuerpos metasomáticos muestran todos los grados de reemplazo de las rocas originales (sienitas alcalinas) y la mineralogía vinculada con el metasomatismo carbonático corresponde a dolomita-ankerita, al que acompañan cantidades menores de baritina, sericita, microclino, biotitay cuarzo. El carbonato original se presenta localmente alterado a una asociación de hematita terrosa y calcita conocida como rodberg. Es común la inyección de venas tardías de cuarzo baritina que, localmente, invaden masivamente a los cuerpos carbonáticos. En cuanto a los componentes accesorios la mineralogía variada y de distribución irregular.Comprende minerales primarios y secundarios:  primarios hay pirita, calcopirita, galena, esfalerita, magnetita,hematita, ilmenit a, torita, fluorita, monacita y estroncianita.  secundarios hay vanadinita, limonita, cerusita, torogummita y goethita. Las carbonatitas hidrotermales características en el área de mina Rangel se hallan constituidas por una asociación calcita, siderita, manganocalcita, ankerita, cuarzo que llega a ser predominante, y baritina. La estructura generales brechosa y a veces incluye trozos de la roca de caja. El cuarzo es de dos generaciones, uno vinculado a la paragénesis original, es en parte ahumado, y el otro, posterior, es de color blanco lechoso masivo. La baritina se presenta en agregados espáticos blanco-grisáceos, constituyendo en algunos sectores vetas masivas. Localmente los carbonatos están ausentes y junto con el cuarzo se asocia feldespato potásico, el cual, en la parte oeste del sector Chinchillar (mina Rangel sur) es dominante, se halla brechado y las fracturas están invadidas por minerales opacos masivos(hematita-oligisto-ilmenita LEYES Y RESERVAS En cuanto al volumen de reservas, los cálculos efectuados por el mencionado autor Santomero (1958)son del tipo conservativo y se basan en el escaso muestreo .El

contenido en tierras raras, para las minas Isis, Osiris y Ra, se obtuvo por una excelente correlación entre los valores de Th y ETR + Y indicando el contenido potencial de las reservas geológicas superan, los 6 millones de toneladas considerando su extensión en profundidad en aproximadamente un tercio de su longitud y una densidad media de 2,7 con un contenido en ThO2 del orden de las 25.000 t y en ETR + Y del orden de las 35.000 toneladas.  Por otra parte se han identificado cuerpos de brecha vinculados con el emplazamiento del Lacolito Compuestode Rangel, mineralizadas en tierras raras (0,15% ETR + Y) circonio (1,7%) y niobio (0,2%). En este caso se destaca el bajo contenido en torio (34 ppm) y la presencia de U asociado(260 ppm). Hay también pegmatitas complejas, con mineralización de triplita, xenotima, casiterita, torita, columbita, zircón y fluorita. Depósitos de tierras raras y torio de La Puna y Cordillera Oriental, Jujuy y Salta

que incluyen las manifestaciones minerales designadas de norte a sur Isis-Osiris-Ra, La Aurelia, La Barba, Estrella de Oriente, Curaca, Tierras Raras, El Ucu, Platería, Rangel y Chinchillar.

Depósitos de tierras raras y torio de La Puna y Cordillera Oriental, Jujuy y Salta con sus respectivas leyes

YACIMIENTOS DE NÍQUEL, COBALTO Y COBRE LAS ÁGUILAS ESTE -OESTE SAN LUIS UBICACIÓN El yacimiento Las Aguilas se encuentra ubicado en las inmediaciones del arroyo Las Aguilas en el partido El Durazno, departamento Pringles, a los 33°08’00”S y 66°07’30”O, a unos 40 km al norte de la capital provincial. Su altura media sobre el nivel del mar es de 1.000 m y se accede al área por las rutas provinciales N° 9 y N° 10. GEOLOGÍA REGIONAL Las sierras de San Luis y las sierras de Córdoba, separadas por un valle norte-sur, pertenecen a las Sierras Pampeanas Orientales, constituyendo las primeras los afloramientos occidentales de estas últimas. En la parte sur de las sierras de San Luis, el basamento pre-carbónico está constituido por rocas metamórficas, cuerpos graníticos, venas graníticas-pegmatíticas y rocas máficas- ultramáficas . El basamento cristalino está constituido por rocas de la facies de esquistos verdes, facies anfibolitas y facies granulitas.  un primer evento (D1) que tuvo lugar en la facies anfibolita (A1) con asociaciones mineralógicas constituidas por estaurolita – granate – biotita – moscovita – plagioclasa – cuarzo –ilmenita ± fibrolita ± clorita  un segundo episodio de deformación (D2) las rocas del área fueron fuertemente deformadas y milonitizadas y que alcanzó también la facies de anfibolita, principalmente retrogradando las rocas de facies granulita (G) con la asociación mineralógica granate – biotita – sillimanita – plagioclasa– cuarzo – rutilo ± feldespato K ± moscovita. El primer evento en la facies anfibolita puede ser explicado considerando que el metamorfismo regional respondió a un gradiente geotermal de aproximadamente 40° C/km. La intrusión de la asociación máfica-ultramáfica originó un calentamiento parcial del basamento hasta alcanzar la facies granulita. En el transcurso del enfriamiento tuvo lugar un segundo episodio de deformación bajo condiciones de facies anfibolita. El ambiente geotectónico más probable para las Sierras de San Luis es el de un retroarco extensional, el cual se desarrollo en los estadios finales de la orogenia compresiva. En el área considerada han tenido lugar al menos dos eventos deformativos :  el primero está representado por un plegamiento apretado de ejes fuertemente buzantes (b1) al que se asocia una foliación de plano axial (S1). Las estructuras correspondientes a este primer proceso han sido mejor preservadas en las

rocas de caja metamórficas y cuerpos máficos-ultramáficos y graníticos pegmatíticos menos milonitizados. el segundo proceso promovio una zona de cizallamiento inhomogéneo, con intensa milonitización de grado variable en fajas, con desarrollo de una nueva foliación Sm. Este segundo evento afecta a los cuerpos máficos-ultramáficos y graníticospegmatíticos conjuntamente con las rocas de caja, reorientando parcialmente este conjunto.

 . Las lineaciones de estiramiento mineral sobre los planos Sm, y los indicadores cinemáticos del sentido de cizalla (estructuras S/C, plegamiento asimétrico y rotación de porfiroclastos) indican un movimiento con vergencia hacia el oeste-noroeste. En el marco regional debe mencionarse la presencia de sedimentitas del Terciario Superior (areniscas), vulcanitas del Terciario Superior, representadas por complejos

volcánicos de domos y diatremas, integrados por tobas, aglomerados, brechas e intrusivos de naturaleza traqui-andesíticas y finalmente sedimentos aluviales y coluviales, y coladas basálticas del Cuarternario.

GEOLOGÍA DEL DEPÓSITO LITOLOGÍA Las la faja de rocas máficas-ultramáficas de la Sierra Grande de San Luis, son cuerpos lenticulares en una faja de rumbo noreste, que se extiende a lo largo de 100 km , clasificadas como un complejo máfico-ultramáfico diferenciado y están constituidas por dunitas, harzburgitas, piroxenitas, noritas, dioritas, gabros y anfibolitas.  Dunitas: no aflorantes, olivino entrelazados con escasa alteración serpentínica. La textura es típicamente protoclástica; el contenido de opacos se incrementa con elgrado de alteración de la cromita.  Harzburgitas: no aflorantes poco olivino abundante piroxeno engrandes cristales que le otorgan a la roca una textura porfírica, escaso hipersteno, tremolita -actinolita y cromita, fracturados y carentes en general de alteración.  Piroxenitas : de textura xenomorfa granular gruesa, constituidas por broncita y escaso hipersteno.  Noritas: de texturas heterogranular mediana, compuestas por similares cantidades de bitownita, hipersteno y broncita, alterados a hornblenda verde.  Dioritas: rocas granudas, plagioclasa, hornblenda y escasa biotita.  Anfibolitas: derivadas de gabros hornblendíferos por metamorfismo, con total uralitización de los piroxenos, presentan una marcada lineación paralelas a la estratificación y esquistosidad de las metamorfitas de caja.

ESTRUCTURA Los cuerpos intrusivos ocupan una estructura sinforme, con dunitas, hazburgitas en los núcleos, y piroxenitas, noritas y gabros hacia los sectores marginales. Se evidencian escasas fracturas. Se han localizado, delimitado y dimensionado dos cuerpos mineralizados a los que por su posición relativa respecto al principal afloramiento de intrusivos básicos y ultramáficos de Las Aguilas, se los ha denominado depósito este y depósito oeste :  manifestación ESTE yace en el contacto oriental del intrusivo máficoultramáfico y se aloja en piroxenitas, hazburgitas y dunitas, conformando un clavo mineralizado cuya geometría se asemeja a la de un cono truncado invertido de base elípticas..  manifestación OESTE se localiza en el borde occidental del intrusivo máficoultramáfico, en piroxenitas y noritas; asume una forma tabular, con acuñamientos marcados hacia los extremos norte y sur, e inclinación al sur. ALTERACIÓN HIDROTERMAL y MINERALOGÍA Macroscópicamente proceso de serpentinización desarrollado en las rocas ultramáficas cataclasadas y milonitizadas, con clorita, biotita, bastita, hornblenda, antofilita, calcita, y de la mineralización sulfurada, pirita en particular, en venillas en las metamorfitas de la caja. 

Minerales primarios. mineralización de sulfuros de Fe-Ni-Cu-Co que varía de diseminada a masiva y la cual está constituida fundamentalmente por pirrotina, pentlandita y calcopirita, con cantidades menores de pirita, cromitas zonadas y homogéneas .Asociados con los sulfuros se presentan además sulfoarseniuros de Fe-Ni-Co. En su contacto con los cuerpos máficos-ultramáficos, las rocas metamórficas presentan diseminación de sulfuros de Fe y grafito. La presencia de minerales del grupo del platino (MGP) indicada por Malvicini y Brogioni (1992); y arseniuros de Pt en los niveles más ricos en sulfuros y óxidos, correspondientes a varios testigos . Ha sido determinada la presencia de merenskyita: Pd25.3 Ni7.3 Te63.6 Bi3.8 (% At.) y de fases minerales ricas en Pd Pd15.72 Ni15.66 Te62.53 Bi2.65 Fe3.14 (% At.) También se han hallado fases minerales de Ir-Rh-As- S incluidas en arseniuros de Ni-Co, Los Minerales del Grupo del Platino también se encuentran como inclusiones en silicatos originados por alteración(por ejemplo serpentina y hornblenda), normalmentecon sulfuros localizados en sus proximidades. Dentro de este se han reconocido: Pd-Bi-Te, Ir-Rh-S-As y PtAs2.  Minerales secundarios se manifiestan mediante sombreros de hierro, con limonitas (gohetita, jarosita), hematita, carbonatos de cobre (malaquita), óxidos de cobre (tenorita) y sales de níquel (annabergita) y de cobalto(eritrina). Los procesos de lixiviación y oxidación son de modestos se observan escasos minerales producto de enriquecimiento secundario marcasita, bravoíta, violarita En las asociaciones mineralógicas:  ortopiroxeno + plagioclasa ± flogopita + sulfuros + espinelos  olivino +sulfuros + espinelo, los MGP se han reconocido asociados a los sulfuros bajo la forma de inclusiones o localizados en fracturas. La mena se presenta, de acuerdo con la proporción relativa de Sulfuros (S) a roca Estéril (E), distribuida como:Diseminada (20% S, 80% E), Matriz (60% S, 40% E) y Masiva (90/95% S, 0/5% E). LEYES,

RESERVAS Y PRODUCCIÓN

La exploración del depósito mineral de Las Aguilas por parte de la Dirección General de Fabricaciones arrojo que recursos de Las Aguilas, a una ley de corte de 0,30% Ni (principal mineral de la mena) Las leyes medias ponderadas son de 0,51 % Ni, 0,50 % Cu, 0,035 % Co, con tenores en Pt y Pd variables entre 0,10 g/t a 2 g/t y 0,15 g/t a 0,75 g/t, respectivamente. El contenido en S es de aproximadamente el 12 %. Para una muestra de gran volumen (50 t)  ley 0,375 % Ni, 0,266 % Cu y 0,022 % Co  se obtuvo un concentrado de 9,38 % Ni, 15,20 % Cu, 0,54 % Co, con 6 g/t de Pt+Pd, 3 g/t Au, 9 g/t Ag, 29 % Fe y 26,70 % S.  Las recuperaciones varían entre el 68 al 83 % para el Ni y entre 89 y 92 % para el Cu (Sabalúa et al.,1981; Sabalúa, 1986). MODELO GENÉTICO Según Mogessie et al. (1995-1996), la composición de los espinelos y los diagramas de elementos del grupo del platino normalizados a condritos indican que los cuerpos máficos-ultramáficos de Las Aguilas tienen características propias de intrusiones de tipo estratificado y comparables con las de los complejos Duluth, Bushveld y Talnakh. La mineralización de los minerales del Grupo del Platino, estos últimos no pueden ser explicados de proceso exclusivamente hidrotermal o de una cristalización puramente magmática. Por ello es razonable admitir que los fluidos desempeñaron un rol importante en la remobilización de los MGP asociados a niveles ricos en sulfuros en las unidades máficas-ultramáficas y es claro tambien que los procesos hidrotermales y la redistribución de los MGP estan vinculados con alguno de los procesos de deformación estructurales estos originaron los canales de circulación necesarios para la migración de los fluídos hidrotermales. Esto último queda demostrado por la presencia en fracturas de determinadas fases mineralógicas de los Minerales del Grupo del Platino. Las evidencias indican que el proceso metamórfico retrógrado fue el responsable de la removilización de los Minerales del Grupo del Platino que localmente fueron transportados y depositados formando las fases mineralógicas de Pd-Bi-Te, las cuales se encuentran incluidas en niveles serpentinizados asociados con magnetita secundaria y espinelos cromíferos zonados. Por lo tanto, la mineralización de algunos de los Minerales del Grupo del Platino, particularmente las fases de Pd-Bi-Te está relacionada con una fase fluida actuante durante el proceso de deformación indicado. Las evidencias de campo respecto a la abundancia de pegmatitas ricas en cuarzofeldespato y turmalina próximas a los lentes ultramáficos y orientados paralelos a ellos, indican que los fluídos podrían estar relacionados con estas pegmatitas o con fluídos introducidos durante el proceso de milonitización. Según Malvicini y Brogioni (1992) la mineralización en las unidades máfico-ultramáficas fue removilizada por fluídos hidrotermales relacionados con el metamorfismo Ordovícico, mientras que Gervilla et al. (1993) consideran que la mineralización presenta características que indican que la misma fue formada por cristalización fraccionada defundidos máficos. Por su parte Gervilla et al. (1997) consideran que si bien la génesis de la mineralización de Ni-Cu-Minerales del Grupo del Platino no es inequívoca, a grandes rasgos habrían participado en la misma un evento magmático que fue seguido por otro sin- a post-metamórfico. Estos autores plantean para la mineralización de los Minerales del Grupo del Platino la diferenciación de tres eventos; en una etapa magmática se habrían formado sperrylita y los sulfoarseniuros de EGP. Estos últimos fueron remobilizados como consecuencia del metamorfismo de alto grado mientras que los telururos de Pd-Bi se habrían formado como consecuencia del metamorfismo de grado alto a medio.

DISTRITO PEGMATÍTICO EL QUEMADO SALTA UBICACIÓN El distrito pegmatítico El Quemado se encuentra ubicado en la Sierra de Cachi, departamentos La Poma y Cachi, entre los 24º40’-25º07’de latitud sur y los 66º10’66º30’de longitud oeste. GEOLOGÍA REGIONAL La geología del distrito El Quemado puede considerarse como la del tramo más septentrional del basamento cristalino de las Sierras Pampeanas del Noroeste Argentino, en tránsito a ambientes de Cordillera Oriental. La Sierra de Cachi es un horst limitado por los grabens de Luracatao por el oeste y Calchaquí por el este (figura 1). El basamento cristalino está integrado por metamorfitas pelíticas y grauváquicas de grado muy bajo- bajo conocidas como Formación Puncoviscana, esquistos moteados, hornfels y hornfels inyectados y nodulares abarcados por la Formación La Paya, y un conjunto de intrusivos epizonales trondhjemíticos de la Formación Cachi (Galliski,1, Galliski et al., 1990, Galliski y Miller, 1988). Pequeñas cúpulas graníticas muy diferenciadas y pegmatitas de clase elementos traza completan el marco geológico. La evolución de este basamento habría tenido lugar durante el cicloPampeano. GEOLOGÍA DE LOS DEPÓSITOS LITOLOGÍA Existen unas 30 pegmatitas en el distrito El Quemado que pertenecen a distintas categorías de la clase elementos raros. Por ejemplo:  Tres Tetas y El Peñón son pegmatitas de subtipo berilo-columbita-fosfato;  El Quemado es de tipo complejo, subtipo espodumeno;  Santa Elena Labor Central y posiblemente Santa Elena IV intercrecimientos de espodumeno más cuarzo según petalita. En situación similar se encuentra AguasCalientes. ALTERACION HIDROTERMAL

La geología de la labor central de la pegmatita Santa Elena (figura 2) comprende :  zona de borde centimétrica silicificada y de grano fino compuesta por cuarzo, plagioclasa y moscovita. La zona externa tiene grano grueso y una composición dominada por cuarzo, plagioclasa y moscovita, con participación de microclino en la parte interna y columbita y montebrasita como minerales accesorios.  La zona intermedia es de grano mediano a grueso de composición aproximadamente similar a la anterior y contiene turmalina azul, berilo y columbita en poca proporción.



 El núcleo posición aproximadamente central, es irregular y está constituido por cuarzo macizo, lechoso a grisáceo con trazas de bismuto nativo, bismutinita y productos de alteración como minerales accesorios. Esta pegmatita tiene tres unidades de reemplazo de desigual desarrollo: I. Unidad 1 de reemplazo es sódica y se encuentra entre el núcleo y la caja, es de grano mediano esta constituida por clevelandita y cuarzo, con moscovita, gahnita, berilo, indicolita, columbita y circón como accesorios. Esta unidad tiene una textural radial y es particularmente

rica en columbita. II. Unidad 2 de reemplazo granulometría muy fina, de escaso volúmen y una composición que incluye moscovita, plagioclasa y cuarzo esenciales y trifilina, indicolita, microlita, montebrasita y apatita III.

unidad 3 de reemplazo de gran desarrollo es constituida por espodumeno, albita y cuarzo; como minerales accesorios contiene montebrasita elbaíta diseminada y escasa lepidolita. El espodumeno esta alterado a material arcilloso. La composición esta unidad por el reconocimiento de intercrecimientos de espodumeno más cuarzo seudomorfos según petalita en la pegmatita Santa Elena I que la continúa, hace suponer ahora que la asociación primigenia puede haber sido petalita más albita y cuarzo y que haya pasado a espodumeno más albita y cuarzo y sufrido una argilitización póstuma.

ESTRUCTURA y MORFOLOGÍA Las pegmatitas tienen generalmente rumbos noroeste-sureste y buzamientos altos con predominio al suroeste. El emplazamiento fue predominantemente forzado, y estuvo acompañado por silicificación y turmalinización limitadas de las rocas de caja. La estructura zonal está muy bien desarrollada en casi todos los cuerpos. La gran mayoría de las pegmatitas del distrito son tabulares, con longitudes de cientos de metros y potencias variables entre 4 y 30 metros MINERALOGÍA  Los minerales primarios volumétricamente más importantes son: plagioclasa, cuarzo, feldespato potásico y espodumeno.  El espodumeno se presenta en tablas a veces mayores de 10 cm en la pegmatita El Quemado y en este caso es visiblemente primario. En otros casos ocurre en cristales tabulares centimétricos,blancos a levemente rosados cuando están alterados, transparentes e intercrecidos con cuarzo. Esto indica un muy bajo contenido de hierro, lo cual es típico del espodumeno que se forma por transformación de petalita al bajar la temperatura Se encuntran cristales típicamente prismáticos de petalita reemplazados por estos agregados , de lo cual se infiere que estas pegmatitas son de subtipo petalita y que posiblemente deben existir remanentes de este mineral no completamente seudomorfizados.  Moscovita, turmalina, ambligonita-montebrasita, berilo, columbita, tantalita y lepidolita son los minerales accesorios El berilo es común pero no fue beneficiado nunca. Ocurre en cristales azulados, verdosos, amarillo y blancos sin calidad gemológica.



 Los minerales del grupo de la columbita: son de ferrocolumbita a manganocolumbita en las pegmatitas menos evolucionadas y gradan a manganotantalita en Santa Elena, El Quemado y El Peñón. En estos casos, microlita, uranomicrolita y, ocasionalmente bismutomicrolita suelen acompañar a los miembros más evolucionados. Los minerales accesorios menores son numerosos en pequeña cantidad: ferrotapiolita, bismutotantalita, apatita, trifilina-litiofilita, triplita, eosforita, arrojadita, hubnerita, brasilianita, fairfieldita, circón, bismuto, bismutinita, calcopirita, tetraedrita y otros. Los minerales secundarios son el producto de alteración de feldespatos y espodumeno. La argilización es la alteraciónmás frecuente. Bismutita, leucofosfita, fosfosiderita, strengita, mitridatita, óxidos de manganeso y limonitas sonfrecuentes dónde hay minerales de bismuto o fosfatos primarios.

LEYES, RESERVAS Y PRODUCCIÓN

El distrito El Quemado produjo entre los años 1943 y 1944 :  10 tn de concentrados de minerales de tantalio con leyes que en promedio superaban 40% de Ta2O5.  se recuperaron más de 5 tn de concentrados de minerales de bismuto con una ley media levemente superior a 50% de Bi. Los recursos estimados superan la producción conocida y a ellos hay que agregarles importantes recursos de minerales de litio. MODELO GENÉTICO Las pegmatitas del distrito El Quemado son conspicuas de la clase elementos raros. Están genéticamente emparentadas con las pequeñas cúpulas de granitos altamente especializados, que comienzan a aparecer en la parte sur del distrito donde se encuentran los niveles corticales más profundos. Estos granitos tienen características geoquímicas acordes con las pertinentes a granitos de tipo S, quienes se habrían generado por fraccionamiento magmático extremo, diferenciados de composición pegmatítica instruidos en la cubierta metamórfica envolvente, los cuales cristalizaron en un régimen esencialmente de cámara cerrada.

EL YACIMIENTO DE SULFUROS MASIVOS LA COLORADA ( SALTA) UBICACIÓN La mina La Colorada se encuentra ubicada en la localidad de Cobres, 68 km al norte de San Antonio de los Cobres, a 3.600 m s.n.m., en la intersección de las coordenadas 66°17' longitud oeste y 23°38' latitud sur. Se accede por la Ruta Nacional 51 y la Ruta Nacional 40, a partir de Salta, de la que dista 160 kilómetros. GEOLOGÍA REGIONAL El yacimiento se localiza en la Sierra de Cobres, que constituye el primer escalón de la Puna oriental. Al sur del yacimiento, en dirección a San Antonio de los Cobres aflora el basamento precámbrico superior representado por metasedimentitas de la Formación Puncoviscana, a la que suprayacen en discordancia cuarcitas del Grupo Mesón y una potente secuencia de sedimentitas que Schwab (1970) identifica como Formación Chiqueros. La ausencia de niveles de origen volcánico, así como la presencia de delgados niveles de caliza y la identificación al norte del yacimiento, en la región de Castro Tolay de fósiles identificados como Dyctionema yaconensis, certifica la edad ordovícica inferior y su asignación a un ambiente de plataforma. Esta secuencia se encuentra intruida por rocas de diversa edad: el batolito granodiorítico identificado como Granodiorita Cobres (Zappettini, 1990), de edad ordovícica superior-silúrica, unidad perteneciente a la Faja Eruptiva de la Puna Oriental(Méndez et al., 1973). Se identificaron asimismo pequeños cuerpos dioríticos y leucograníticos asignados al Paleozoico superior (Zappettini, 1990). Al este del yacimiento se localiza el Lacolito Compuesto de Rangel (Zappettini,1990), constituido por sienitas y granitos alcalinos y un complejo de diques (andesitas, bostonitas, riolitas, carbonatitas, lamprófiros), algunos de los cuales afectan al depósito. El cuadro estratigráfico se completa con depósitos aterrazados, depósitos de probable origen glaciario y depósitos recientes constituidos por material coluvial y aluvial del Cuaternario.

GEOLOGÍA DEL DEPÓSITO LITOLOGÍA La roca de caja del depósito está integrada por grauvacas, pelitas y niveles delgados de calizas asignados a la Formación Chiqueros, afectadas por un metamorfismo de contacto, debido a la intrusión de la Granodiorita Cobres que dio lugar al desarrollo de esquistos biotítico-cordieríticos con preservación parcial de la estratificación original. Intercalados se encuentran esquistos clorítico-granatíferos y niveles de skarn originados a partir de las calizas originales Intercaladas en la secuencia metasedimentaria hacia el este hay ortoanfibolitas espilíticas constituidas por hornblenda verde que pasa a tremolita - actinolita acicular, andesina, parches de carbonato y apatita, cuyo origen se vincula a la presencia de un conjunto ofiolítico de edad ordovícica inferior en la parte basal. En las cercanías del yacimiento se identificaron diques de andesita de rumbo estenoroeste-oestesureste y diques de. En algunas labores superficiales se presentan diques de cuarzo lechoso, de riolita, dacita y de lamprófiros. El conjunto de diques se vincula al magmatismo cretácico representado por el Lacolito Compuesto de Rangel, así como probables fases hipabisales terciarias . ESTRUCTURA LOCAL La mineralización está localizada en el flanco oriental de una gran antiforma en cuyo núcleo está emplazada la Granodiorita Cobres. Localmente la secuencia muestra plegamientos de diverso orden. En el área de Cobres domina una secuencia de anticlinales y sinclinales cuyos ejes tienen rumbo noreste-suroeste que tienden a ser norte-sur hacia el noroeste del depósito. La estructura responde a los plegamientos caledónicos- fase tacónica. Varias fracturas atraviesan al sector y se pueden vincular a la implantación de un sistema de cizalla.

MORFOLOGÍA y ALTERACIÓN HIDROTERMAL La mineralización constituye un cuerpo tabular que comprende horizontes masivos y semimasivos entre los cuales hay niveles con mineralización en stockwork, alcanzando el conjunto 40 m de espesor. El cuerpo fue definido como de forma elipsoidal de 900 m en sentido noreste-suroeste por 200 m en su parte más ancha con su techo localizado entre 20 y 70 m de profundidad, por efecto del intenso plegamiento y fallamiento que lo ha afectado. La inclinación general del cuerpo varía entre 30° y 65° al sureste y el espesor verdadero entre 12 y 52 metros. La mineralización de óxidos de hierro y cobre aflorante en superficie ha sido reinterpretada y asignada a horizontes de sulfuros masivos aflorantes completamente oxidados que se disponen conformando una estructura plegada de rumbo norte-sur . En superficie la alteración más abundante es la argilitización que se presenta en las rocas esquistosas y altera a toda la roca de manera gradual. Se presenta como un fenómeno masivo en general, registrándose en lo particular guías argilíticas penetrantes, habiéndose identificado tipos caolínicos, localmente dickita. Se extiende más allá de las manifestaciones ferríferas hasta algunas decenas de metros en ambos hastiales, es tan intensa, que origina bancos de caolín puro.

La silicificación representada por sílice amorfa a criptocristalina se presenta en forma masiva y es posterior a la arcillitización. El resto de las alteraciones como cloritización, epidotización, zeolitización y carbonatización afectan de manera más reducida a la roca de caja y a diques cretácicos. En los cuerpos alcalinos es especialmente importante la epidotización y carbonatización. Hay alunitización de tipo supergénico. MINERALOGÍA La mineralización de óxidos en superficie corresponde a una asociación de limonitas y hematita:  Los minerales oxidados de cobre son crisocola predominante, con malaquita y azurita subordinadas. La crisocola ocurre como relleno de fisuras en la masa de óxidos de hierro,  Los sulfuros primarios en orden de abudancia , reconocidos en Perforaciones son : Mayoritarios: pirrotina monoclínica y hexagonal, blenda, arsenopirita, calcopirita y galena. Minoritarios: magnetita y lollingita Trazas: Bi nativo, casiterita, tetraedrita, electrum  Los minerales accesorios y trazas se observan rellenando fisuras (Bi nativo), como inclusiones (casiterita y electrum) o intercrecidos (tetraedrita). Como mineral supergénico se ha identificado covelina. Se interpreta el siguiente orden de depositación de la mena: magnetita, casiterita, pirrotina (pirita), blenda, calcopirita, galena y arsenopirita. La löllingita, las pequeñas inclusiones de bismuto nativo, los escasos granos de tetraedrita y electrum son originados por procesos de los últimos estadios metamórficos. LEYES Y RESERVAS Por medio de la geoquímica de roca permite circunscribir la mineralización mediante la curva isovalor de 6% en Fe. Este aumento en el contenido en Fe define una silueta circular que constituye asimismo una anomalía de color centrada en Cobres.     

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El cobre y el zinc muestran claras anomalías con valores que quintuplican el fondo regional, en tanto el plomo exhibe con valores anómalos pero escasa dispersión. Los contenidos anómalos en Au, que alcanza hasta 4,29 g por tonelada. El Au parece vincularse con los intervalos ricos en Zn . La Ag, si bien no muestra contenidos de interés económico, supera fuertemente el fondo regional de 0,15 ppm y muestra correlación positiva con el plomo. El Sb muestra valores muy notables en muestras que se corresponden con anomalías fuertes de oro y plata. El Cu, el Pb y el Zn presentan valores anómalos, siendo notable el caso del plomo, que alcanza en una muestra 14,77%, correspondiente a mineralización de tipo oxidada primaria. En los niveles de sulfuros se observa que Pb, Zn y Ag muestran fuerte correlación. Ti entre 280 y 2.800 partes por millón. Entre los elementos traza el boro alcanza 800 ppm y el Ga 47 ppm. No se ha detectado Ta, Se ni Te.

MODELO GENÉTICO La mineralización de La Colorada fue originalmente descripta como un cuerpo de sulfuros masivos exhalativosde afinidades volcanogénicas, estudios posteriores indican un el modelo sedimentario-exhalativo, es decir formado a partir de fluidos hidrotermales exhalados en el fondo marino, canalizados por conductos controlados

por fallamiento, con una mineralogía que se corresponde con el tipo proximal (Zappettini y Segal, 1998). Una asignación similar consta en Sureda et al. (1991) y en informes de la empresa concesionaria (Pacific Rim Mining, 1998). La ausencia de volcanismo submarino ácido significativo concomitante con la mineralización, la posición estratigráfica del cuerpo, equivalente a los niveles superiores del distrito Aguilar, el ambiente de formación y las características isotópicas.

EL SKARN DE HIERRO DE ACAY (SALTA) UBICACIÓN La mina de hierro del Nevado de Acay se localiza en el faldeo norte del macizo montañoso, a 25 km al sureste de San Antonio de los Cobres. Se accede por senda desde el puesto Saladillo, del que dista 4 kilómetros. GEOLOGÍA REGIONAL Y ESTRUCTURA En la cumbre del Nevado de Acay y en el cerro Acay Chico aflora una monzonita cuarcífera granosa con tendencia porfiroide, cuyas facies varían entre granítica y monzonítica. Intruye a las Formaciones Puncoviscana, de edad precámbrica superior a infracámbrica y Yacoraite, de edad Maestrichtiana, produciendo fenómenos de contacto, con desarrollo de una zona de exoskarn en la última. Está cubierta por las andesitas miopliocenas de la Formación Rumibola. Según Llambías et al. (1985) el stock está casi completamente preservado. En el contacto con la Formación Puncoviscana presenta turmalinización y trazas de casiterita. En cuanto a la estructura del área, se destacan fallas inversas submeridionales que delimitan bloques y lineamientos transversales de rumbo noroeste-sureste. GEOLOGÍA DEL DEPÓSITO

LITOLOGÍA La mina de hierro se localiza en la zona externa de la aureola metamórfica que se produce en el contacto de la Formación Acay con la Formación Yacoraite (figura 1). El área está afectada por un sistema de fracturación de rumbo norte-sur. Un perfil transversal a la zona de contacto permitediferenciar: A. . Zona de hornfels: constituida por hornfels cuarzo-biotíticoplagioclásico, cuarzopiroxénico-plagioclásico y plagioclásico-piroxénico, con textura granoblásitca y menos comúnmente porfiroblástica. En esta zona hay diaclasas rellenas por damburita, granate, cuarzo, turmalina y algo de magnetita, reemplazando parcialmente al hornfels. B.

. Zona de skarn piroxénico: constituida por rocas con bandeamiento grosero en las que el mineral principal es diópsido y en menor proporción granate, cuarzo, ceolitas, apatita, tremolita y actinolita. Está atravesado por venillas de granate y diópsido. C. Hay asimismo una subzona de drusas de turmalina y cuarzo con diópsido, granate, enstatita, epidoto, clinozoisita, clorita, apatita, plagioclasa, calcita, serpentina y magnetita. La magnetita se presenta en drusas y bandas y hay abundantes boxworks de pirita y calcopirita,además de venas y drusas de malaquita. D. Zona de skarn granatífero: Presenta bandeamiento heredado de la caliza. El mineral más abundante es andradita de dos generaciones. Hay diópsido, enstatita, cuarzo, turmalina, albita, sericita, apatita, epidoto, turmalina, clinozoisita, anfíboles, biotita, y titanita subordinados. En esta zona se encuentra la mineralización principal de magnetita. ALTERACIÓN HIDROTERMAL y MINERALIZACIÓN La alteración consiste albitización y biotitización. La alteración retrógrada está vinculada con un hidrotermalismo póstumo y originó una asociación de actinolita y tremolita, con epidoto, arcillas, calcita y cuarzo.

La magnetita se dispone como intercalaciones en el skarn granatífero a modo de venillas se anastomosan formando una brecha, con una potencia total del sector minealizado de 2,5 metros. Las venillas son principalmente de reemplazo. Las venas de magnetita están refracturadas y se forman brechas de relleno y algo de reemplazo cementadas por turmalina. Los minerales de mena hallados son magnetita masiva y en drusas, con cristales de hasta 15 mm, pasando a maghemita, hematita y goethita. La magnetita presenta inclusiones de pirita y calcopirita en cristales microscópicos. MODELO GENÉTICO La formación del depósito de magnetita está relacionado con la evolución de un sistema hidrotermal generado por el emplazamiento del cuerpo de monzonita cuarcífera de Acay. La intrusión produjo en sus contactos con la Formación Yacoraite ,horrnfels calcosilicáticos con poca a nula introducción de componentes químicos. Un sistema de fracturación norte-sur dio lugar a los canales de acceso de fluidos hidrotermales en la zona de máximo metasomatismo, originándose un skarn. La magnetita se depositó como múltiples venillas que se anastomosan y cuyos reemplazos enmascaran las líneas de fracturación. La refracturación del área originó el brechamiento de la magnetita. El hidrotermalismo que siguió dio lugar al depósito de venillas de sulfuros de cobre y hierro en el skarn piroxénico, contemporáneas con la alteración potásica del plutón. Este modelo es similar al de skarns asociados a yacimientos de pórfiros de cobre, por lo que puede concluirse que, contemporáneamente con su formación se desarrolló un sistema de pórfiro de cobre en el stock de Acay.

EL PÓRFIRO CUPRÍFERO DE TACA-TACA BAJO (SALTA) UBICACIÓN El prospecto Taca Taca Bajo está ubicado en el ámbito de la Puna, 230 km en línea recta al oeste de la ciudad Salta y a una altura entre 3.460 y 3.710 m sobre el nivel del mar.Sus coordenadas geográficas son 24°35´ latitud sur y 67°44´ longitud oeste. GEOLOGÍA REGIONAL Y MARCO TECTÓNICO

Puna está constituida por un basamento con edades que gradan desde el Precámbrico al Paleozoico medio de oriente a occidente y que aparece compuesta principalmente por rocas sedimentarias y metasedimentarias. Localmente se observan rocas intrusivas y volcánicas de edad paleozoica inferior, que constituyen las denominadas Faja Eruptiva Oriental (Méndez et al., 1973) y Faja Eruptiva Occidental (Palma et al., 1986). Hacia el oeste y extendiéndose hacia territorio chileno, este basamento se torna más complejo, incluyendo rocas magmáticas permotriásicas (Page y Zappettini, 1998) y rocas mesozoicas y cenozoicas. En la Puna argentina-chileno, el magmatismo andino aparece controlado por fisuras profundas de rumbo meridiano a submeridiano y lineamientos estructurales transversales de dirección noroeste a oeste-noroeste.Los focos magmáticos y los yacimientos minerales hidrotermales asociados están controlados por las intersecciones entre estas estructuras y son en general más jóvenes hacia el este. Entre los lineamentos y estructuras meridionales se identifican:  la Falla Oeste o Falla Domeyko, en Chile; el sistema de fallas nor-noreste Taca Taca-Samenta  la zona de fallasDiablillos-Cerro Galán y el lineamento norte-sur de Farallón Negro, entre otros.  El sistema estructural y de lineamentos transversales incluye los corredores de Granada- Lípez-Collahuasi; Calama-Olacapato-Toro; Diablillos- Taca Taca; Escondida-Samenta-Cerro Galán y Farallón Negro-Cordillera de San Buenaventura-Potrerillos (figura) En Argentina, algunos núcleos de actividad hidrotermal y depósitos minerales como Taca Taca Alto-Taca Taca Bajo; Inca Viejo- Diablillos; Organullo-Incachule-El Queva; Agua Rica- Alumbrera-Farallón Negro se encuentran también centrados en este tipo de intersecciones. En el noroeste de Argentina, los depósitos de cobre porfírico y otras manifestaciones hidrotermales asociadas indican edades del Oligoceno medio, como Taca Taca Bajo; Mioceno Medio, como Inca Viejo y Pancho Arias (Sillitoe, 1981) y Mioceno Superior a

Plioceno Inferior, como Agua Rica, Alumbrera, Famatina (Sasso, 1998; Perello et al., 1998; Rojas et al., 1998; Losada-Calderón y McPhail, 1996). GEOLOGÍA DEL DISTRITO El área alrededor de Taca Taca Bajo comprende una cadena montañosa que se eleva entre el borde occidental del Salar de Arizaro y la Vega de Arizaro y que se extiende a lo largo de 30 km en dirección nornoreste, alcanzando alturas de 4.400 m sobre el nivel del mar. En las zonas circundantes las áreas alteradas de Taca Taca Alto y Taca Taca Bajo (figura 2) aflora un batolito granodiorítico de edad ordovícica (Formación Taca Taca) y granitoides y volcanitas ácidas perakuminosas (riolitas y dacitas) permotriásicas (Complejo Llullaillaco) (Page y Zappettini, 1998). Sobreyaciendo estas rocas, aflora en el sector occidental de Taca Taca Bajo una secuencia de areniscas y limolitas con bre chas calcáreas en su base, que al norte del volcán Aracar presentan intercalaciones volcánicas, conjunto asignada a la Formación Laguna de Aracar de edad pérmica (Page y Zappettini, 1998). Inclinan suavemente al oeste y se consideran equivalentes a la Formación Arizaro. Invadiendo las rocas mencionadas, se destacan algunos cuerpos de intrusivos porfíricos con alteración hidrotermal que, sobre la base de dataciones radimétricas, se asignan al Oligoceno medio y forman parte del Complejo Volcánico Santa Inés (Zappettini et al., 1997). Cubriendo las laderas de la cadena montañosa, se observan sedimentos inconsolidados recientes, como escombros de falda, depósitoseólicos, sedimentos de drenaje y localmente horizontes de cenizas volcánicas. Un pequeño volcán de composición basáltica y un domo riolítico descansan sobre la cubierta reciente. La parte oriental del distrito corresponde a una cuenca rellena por sedimentos y evaporitas halíticas del Salar de Arizaro. Notables estructuras de dirección nornoreste limitan por el este a la Sierra de Taca Taca. Estas estructuras se destacan como juegos de fracturas paralelas, en general verticales a subverticales e incluyen un graben entre Taca Taca Alto y Taca Taca Bajo (Graben del Oeste, figura 2). Lineamientos de dirección noroeste cruzan el área y sus estructuran parecen estar desplazadas por los sistemas mayores de rumbo nor-noreste. En el borde del Salar de Arizaro se han mapeado fallas regionales inversas de bajo ángulo (Koukharsky, 1988). GEOLOGÍA DEL DEPÓSITO LITOLOGÍA Las rocas predominantes corresponden la Formación Taca Taca, en este caso de composición granítica, grano grueso y con >10% de minerales máficos (biotita

principalmente). Los granitos aparecen con diques de diversas direcciones que varían entre leucogranito, sienita y aplita, presentan