director de la publicación...-el número máximo de hojas por trabajo será de 15, incluyendo...

Director de la publicaciónProf. Dr. Juan Ramón Vidal Romaní (Instituto Universitario de Geología Isidro Parga Pondal)

Comité CientíficoDr. A. Marcos (Universidad de Oviedo); Dr. L.G. Corretgé (Universidad de Oviedo); J.R. Martínez Catalán(Universidad de Salamanca); Dr.R. Vegas (Universidad Complutense de Madrid); Dr. Fernando Noronha(Universidade do Porto); Dr. R. Arenas (Universidade Complutense de Madrid); Dra. Helena Granja(Universidade do Minho); Dr. Antonio Paz González (Universidade de A Coruña); Dr C.R.. Twidale (Universityof Adelaide); Dr. G.Jalut (Université of Toulouse); Dr. J.I. Gil Ibarguchi (Universidad del Pais Vasco); Dr JuanCarlos García Marcos (I.T.G.E.); Dra. A. Grandal d’Anglade (Universidad de A Coruña); Dr. J. Delgado(Universidade de A Coruña); Dr. J.R. Vidal Romaní (Universidade de A Coruña).

Comité editorialDr. Juan Ramón Vidal Romaní; Dra. Teresa Taboada Castro; Marta Vila Taboada; Leticia López Cancelo;Mercedes Taboada Castro (Universidade de A Coruña).

Maquetación y portada: Juan Ouro

Objetivos de la revistaRevista dedicada a la geología de Galicia en general y a la del Hercínico en particular. No se restringe a ningún temade geología o relacionado, en tanto que se refiera a temas gallegos, si bien acepta todos los que se refieran alHercínico europeo o su equivalente en el resto del Mundo.

PeriodicidadAnual con números extraordinarios dedicados a temas monográficos o reuniones científicas especiales.

Suscripción o intercambios:El precio es variable para cada volumen en función del número de páginas. Para suscripciones dirigirse a: LaboratorioGeológico de Laxe. O Castro 15168 (Sada, Coruña, Spain). Teléfono 34-981-620200. Fax 34-981-623804.

Información generalLos trabajos se presentarán en cualquier tipo de soporte informático para Apple Macintosh y pueden incluir lasfiguras o gráficos insertados en el propio texto. También se admitirán formatos PC en cuyo caso deberán enviarsetexto y figuras por separado en documentos diferentes. Se recomienda el envío de una copia del trabajo en papelcon la localización recomendada para las ilustraciones que acompañen al texto. El trabajo deberá incluir lossiguientes elementos:-Un título en español (o cualquier idioma que se use en el texto) y en inglés. En el caso de que el idioma usadoen el trabajo sea el inglés se incluirá una traducción del mismo en español.-Un resumen, redactado en inglés, aproximadamente de un máximo de 500 palabras.-Palabras clave en inglés.-A continuación se pondrán las direcciones completas de los autores incluido el email si se desea.-Las citas bibliográficas incluidas en el texto irán en mayúsculas y si tienen más de un autor la abreviación será:et al.-La bibliografía final estará ordenada alfabéticamente, con los autores en mayúsculas y las revistas o textos(libros) citados en cursiva.-El número máximo de hojas por trabajo será de 15, incluyendo fotografías, mapas y dibujps. En casos excepcio-nales y solo por acuerdo del Comité Editorial se podrán admitir trabajos de mayores dimensiones.-Los originales de los trabajos ajustados a esta normativa se enviarán a:Laboratorio Geológico de LaxeFundación Isidro Parga Pondal15168 O Castro (Sada, Coruña, España).

CADERNOS DO LABORATORIOXEOLÓXICO DE LAXE 25

SECRETARIA XERAL DE INVESTIGACIONY DESENVOLVEMENTO

PUBLICACIÓNS DO SEMINARIO DE ESTUDOS GALEGOSÁrea de Xeoloxía e Minería

UNIVERSIDADE DA CORUÑAServicio de Publicacións

ISIDRO PARGA PONDAL

ISSN: 0213-4497Depósito Legal: C - 1.753 - 2000Imprime: TÓRCULO

MAQUETACIÓN Y PORTADA:Juan Ouro

TRADUCCIÓN Y CORRECCIÓN DEL INGLÉS:Ana Martelli

Cubierta: “Lámina delgada con luz polarizada de granodiorita”.

Cadernos del Laboratorio Xeolóxico de Laxe aparece referenciado en: Zentralblatt für Mineralogie; Indez toScientific & Technical procedings; ISI/ISTP&B; Indice Español de Ciencia y Tecnología (C.S.I.C.); NotasBibliográficas del Boletín del I.G.M.E.; PASCAL TEMA C.N..R.R.; GEO ABSTRACTS; GEO BASE;CURRENT BOOK CONTENTS.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000) ISSN: 0213-4497

ÍÍ NN DD II CC EE

Páx.

CCEEMM MMIILLHHÕÕEESS DDEE AANNOOSS DDEE AACCTTIIVVIIDDAADDEE HHIIDDRROOTTEERRMMAALL.. OO EEXXEEMMPPLLOO DDOO PPAALLEEOO--SSIISSTTEEMMAA VVAARRIISSCCOO

ONE HUNDRED MILLION YEARS OF HYDROTHERMALISM. THE CASE STUDY OF THEVARISCAN PALEOSYSTEM

FFeerrnnaannddoo NNoorroonnhhaa,, AArrmmaannddaa DDóórriiaa,, AAlleexxaannddrraa GGuueeddeess ee AAlleexxaannddrree LLoouurreennççoo . . . . . . . . . . . . . . . 19

EESSTTUUDDIIOO DDEE LLAA CCAAPPAACCIIDDAADD CCAALLOORRÍÍFFIICCAA DDEE UUNNAA SSUUPPEERRAALLEEAACCIIÓÓNN DDEE BBAASSEENNÍÍQQUUEELL

A HEAT CAPACITY STUDY OF A NI-BASED SUPERALLOY

AA.. VVaarreellaa,, RR.. AArrttiiaaggaa,, FF.. BBaarrbbaaddiilllloo,, JJ.. LL.. MMiieerr.. JJ.. HH.. SSuuwwaarrddiiee .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. 23

EESSTTRRUUCCTTUURRAA EELLEECCTTRRÓÓNNIICCAA YY GGRRAADDIIEENNTTEESS DDEE CCAAMMPPOO EELLÉÉCCTTRRIICCOO EENN PPOOLLIIMMOORR--FFOOSS DDEE AALL22SSIIOO55

ELECTRONIC STRUCTURE AND ELECTRIC FIELD GRADIENTS IN AL2SIO5 POLYMORPHS

MM.. IIgglleessiiaass,, KK.. SScchhwwaarrzz,, PP.. BBllaahhaa,, DD.. BBaallddoommiirr .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. 27

CCRREECCIIMMIIEENNTTOO EEPPIITTAAXXIIAALL DDEE YYEESSOO SSOOBBRREE AANNHHIIDDRRIITTAA:: EESSTTUUDDIIOO IINN SSIITTUU MMEEDDIIAANN--TTEE MMIICCRROOSSCCOOPPÍÍAA DDEE FFUUEERRZZAA AATTÓÓMMIICCAA ((AAFFMM))

EPYTAXIAL GROWTH OF GYPSUM OVER ANHYDRITE: AN IN SITU STUDY USING ATO-MIC FORCE MICROSCOPY (AFM)

CC..MM.. PPiinnaa,, UU.. BBeecckkeerr yy LL.. FFeerrnnáánnddeezz--DDííaazz .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. 31

LLAA CCRRIISSTTAALLIIZZAACCIIÓÓNN DDEE ((CCAA,,SSRR))CCOO33 SSOOBBRREE SSUUPPEERRFFIICCIIEESS {{11001144}} DDEE CCAALLCCIITTAA

CRYSTALLIZATION OF (CA,SR)CO3 OVER THE {1014} SURFACE OF CALCITE

JJ..MM.. AAssttiilllleerrooss,, CC..MM.. PPiinnaa,, LL.. FFeerrnnáánnddeezz--DDííaazz yy AA.. PPuuttnniiss .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. 35

CCRRIISSTTAALLIIZZAACCIIÓÓNN DDEE ((CCAA,,CCDD))CCOO33 MMEEDDIIAANNTTEE EELL MMÉÉTTOODDOO DDEE LLAA ''GGOOTTAA CCOOLLGGAANNTTEE''

CRYSTALLIZATION OF (CA,CD)CO3 USING THE ‘HANGING DROP’ METHOD

AA.. VViillllaannuueevvaa ,, AA.. FFeerrnnáánnddeezz--GGoonnzzáálleezz yy MM.. PPrriieettoo .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. 39

PPRROOBBLLEEMMÁÁTTIICCAA DDEE LLAA EEXXTTRRAACCCCIIÓÓNN YY TTRRAATTAAMMIIEENNTTOO DDEE MMIINNEERRAALLEESS EENN LLAASSAALLUUDD HHUUMMAANNAA

THE PROBLEM OF MINERAL EXTRACTION AND PROCESSING OVER HUMAN HEALTH

RRooddrríígguueezz,, II..,, GGoonnzzáálleezz,, II..,, yy CCaarrrreetteerroo,, MM..II.. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. 43


Páx.

RREEHHAABBIILLIITTAACCIIÓÓNN CCIIEENNTTÍÍFFIICCAA DDEELL TTEEAATTRROO AARRRRIIAAGGAA DDEE BBIILLBBAAOO:: DDIIAAGGNNÓÓSSTTIICCOO EEIINNTTEERRVVEENNCCIIÓÓNN

SCIENTIFIC REHABILITATION OF THE ARRIAGA THEATRE OF BILBAO: DIAGNOSIS ANDINTERVENTION

JJ..MM.. HHeerrrreerroo,, PP..PP.. GGiill,, PP.. GGaarrccííaa,, JJ..AA.. IIbbááññeezz,, II.. YYuussttaa,, GG.. RReennoobbaalleess,, MM..II.. RRooddrríígguueezz,,

MM.. CCaannoo,, MM.. ZZaallbbiiddee,, EE.. MMaass,, BB.. BBrreeaa,, PP.. BBiillbbaaoo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47

CCOONNSSIIDDEERRAACCIIOONNEESS MMEETTOODDOOLLÓÓGGIICCAASS AACCEERRCCAA DDEELL EESSTTUUDDIIOO DDEE IISSÓÓTTOOPPOOSS EESSTTAA--BBLLEESS EENN RREESSTTOOSS ÓÓSSEEOOSS FFÓÓSSIILLEESS

METHODOLOGICAL CONSIDERATIONS ON THE USE OF STABLE ISOTOPES OF FOSSILBONE REMAINS

DD.. FFeerrnnáánnddeezz MMoossqquueerraa && MM.. VViillaa TTaabbooaaddaa .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. 51

EEXXPPEERRIIMMEENNTTAALL AALLTTEERRAATTIIOONN OOFF AA SSUUBBVVOOLLCCAANNIICC RROOCCKK WWIITTHH 11 MM NNAAOOHH SSOOLLUUTTIIOONN

ALTERACIÓN EXPERIMENTAL DE UNA ROCA SUBVOLCÁNICA CON UNA SOLUCIÓN 1 MNAOH

AA.. DDrriieeff,, FF.. NNiieettoo aanndd AA.. SSáánncchheezz--NNaavvaass .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. 55

CCHHEEMMIISSTTRRYY OOFF CCLLAASSTTIICC SSEEDDIIMMEENNTT--FFOORRMMIINNGG SSMMEECCTTIITTEESS AANNDD IITTSS IIMMPPLLIICCAATTIIOONNSSFFOORR TTHHEE SSMMEECCTTIITTEE--TTOO--IILLLLIITTEE TTRRAANNSSFFOORRMMAATTIIOONN

QUIMISMO DE UN SEDIMENTO CLÁSTICO FORMADOR DE ESMECTITA Y SUS IMPLICA-CIONES EN LA TRANSFORMACIÓN ESMECTITA-ILITA

AA.. DDrriieeff aanndd FF.. NNiieettoo .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. 59

MMOODDEELLOO DDEE LLAA RREEAACCCCIIÓÓNN AALLCCAALLIINNAA HHIIDDRROOTTEERRMMAALL DDEE UUNNAA BBEENNTTOONNIITTAA

A MODEL FOR THE HYDROTHERMAL ALKALINE REACTION OF A BENTONITE

JJaaiimmee CCuueevvaass,, SSuussaannaa RRaammíírreezz yy SSaannttiiaaggoo LLeegguueeyy .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. 63

EEFFEECCTTOO DDEE UUNN DDOOMMOO VVOOLLCCÁÁNNIICCOO SSOOBBRREE LLAA BBEENNTTOONNIITTAA DDEE CCAALLAA DDEELL TTOOMMAATTEE((AALLMMEERRÍÍAA))

THE EFFECT OF A VOLCANIC DOME OVER THE CALA DEL TOMATE BENTONITE (ALMERÍA)

JJ.. AA.. MMaarrttíínneezz,, EE.. CCaabbaalllleerroo,, CC.. JJiimméénneezz ddee CCiissnneerrooss yy JJ.. LLiinnaarreess .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. 667

DDEEGGRRAADDAACCIIÓÓNN NNAATTUURRAALL DDEE UUNN MMAATTEERRIIAALL AARRCCIILLLLOOSSOO PPOORR PPEERRCCOOLLAACCIIÓÓNN DDEESSOOLLUUCCIIOONNEESS ÁÁCCIIDDAASS

NATURAL DEGRADATION OF AN ARGILLACEOUS MATERIAL DUE TO ACID SOLUTIONPERCOLATION

JJ.. AA.. MMaarrttíínneezz,, EE.. CCaabbaalllleerroo,, CC.. JJiimméénneezz ddee CCiissnneerrooss yy JJ.. LLiinnaarreess .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. 71

PPEETTRROOGGRRAAFFÍÍAA YY MMIINNEERRAALLOOGGÍÍAA DDEE LLAASS RROOCCAASS BBÁÁSSIICCAASS EE IINNTTEERRMMEEDDIIAASS DDEESSAANNAABBRRIIAA ((ZZAAMMOORRAA))

PETROGRAPHY AND MINERALOGY OF THE BASIC AND INTERMEDIATE ROCKS OFSANABRIA (ZAMORA)

OO.. GGaarrccííaa--MMoorreennoo,, JJ.. DD.. DDee llaa RRoossaa,, AA.. CCaassttrroo,, LL.. GG.. CCoorrrreettggéé yy CC.. FFeerrnnáánnddeezz .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. 75

Páx.

CCOONNTTRROOLL DDEE LLAASS RREELLAACCIIOONNEESS DDEE FFAASSEESS SSOOBBRREE LLAA GGEEOOQQUUÍÍMMIICCAA DDEE LLOOSS FFUUNNDDII--DDOOSS AANNAATTÉÉCCTTIICCOOSS YY LLEEUUCCOOGGRRAANNÍÍTTIICCOOSS AASSOOCCIIAADDOOSS AALL OOLLLLOO DDEE SSAAPPOO

PHASE RELATION CONTROLS OVER THE GEOCHEMISTRY OF ANATECTIC AND LEUCO-GRANITIC MELTS ASSOCIATED TO THE OLLO DE SAPO

CCaassttrroo,, AA..,, CCoorrrreettggéé,, LL..GG.. yy DDee llaa RRoossaa,, JJ..DD.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 79

RREELLAACCIIOONNEESS DDEE FFAASSEESS DDEELL GGNNEEIISS OOLLLLOO DDEE SSAAPPOO EENN LLAA RREEGGIIÓÓNN SSUUPPEERRSSÓÓLLIIDDUUSS YYSSUUSS IIMMPPLLIICCAACCIIOONNEESS EENN LLAA GGÉÉNNEESSIISS DDEE LLOOSS LLEEUUCCOOGGRRAANNIITTOOSS PPEERRAALLUUMMÍÍNNIICCOOSS DDEEGGAALLIICCIIAA

PHASE RELATIONSHIPS OF THE OLLO DE SAPO GNEISS IN THE SUPERSOLIDUSREGION AND THEIR IMPLICATIONS ON THE GENESIS OF THE PERALUMINIC GRANITESOF GALICIA

CCaassttrroo,, AA.. yy CCoorrrreettggéé,, LL..GG.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 83

LLAASS MMIINNEERRAALLIIZZAACCIIOONNEESS DDOO OORROO AASSOOCCIIAADDAASS AALL GGRRAANNIITTOO DDEE BBOOBBOORRÁÁSS ((BBRRUUÉÉSS,,OORREENNSSEE))

GOLD MINERALIZATIONS ASSOCIATED TO THE BOBORÁS GRANITE (BRUÉS, ORENSE)

AAsseennssiioo PPéérreezz,, BB..;; PPaaggééss VVaallccaarrllooss,, JJ..LL..;; SSiieerrrraa LLóóppeezz,, JJ..;; GGoonnzzáálleezz ddeell TTáánnaaggoo,, JJ.. . . . . . . . . . . . . 87

MMOORRFFOOLLOOGGÍÍAA DDEE LLAASS AALLTTEERRAACCIIOONNEESS YY LLOOSS CCOONNTTEENNIIDDOOSS DDEE OORROO DDEELL YYAACCII--MMIIEENNTTOO AAUURRÍÍFFEERROO DDEE SSAALLAAVVEE,, TTAAPPIIAA DDEE CCAASSAARRIIEEGGOO,, AASSTTUURRIIAASS

ALTERATION MORPHOLOGIES AND GOLD GRADES IN THE GOLD-BEARING ORE DEPO-SIT OF SALAVE, TAPIA DE CASARIEGO, ASTURIAS

LLuuiiss MM.. RRooddrríígguueezz TTeerreennttee,, DDáámmaassoo BB.. MMoorreeiirraass BBllaannccoo && CCeelliiaa MMaarrccooss PPaassccuuaall . . . . . . . . . . . . . 91

AALLTTEERRAACCIIÓÓNN HHIIDDRROOTTEERRMMAALL DDEELL YYAACCIIMMIIEENNTTOO AAUURRÍÍFFEERROO DDEE SSAALLAAVVEE,, TTAAPPIIAA DDEECCAASSAARRIIEEGGOO,, AASSTTUURRIIAASS

HYDROTHERMAL ALTERATION OF THE GOLD-BEARING ORE DEPOSIT OF SALAVE,TAPIA DE CASARIEGO, ASTURIAS

LLuuiiss MM.. RRooddrríígguueezz TTeerreennttee,, DDáámmaassoo BB.. MMoorreeiirraass BBllaannccoo && CCeelliiaa MMaarrccooss PPaassccuuaall . . . . . . . . . . . . . 95

LLAASS EESSPPIINNEELLAASS CCRROOMMÍÍFFEERRAASS CCOOMMOO IINNDDIICCAADDOORREESS PPEETTRROOGGEENNÉÉTTIICCOOSS EENN LLAASSRROOCCAASS MMAAGGMMÁÁTTIICCAASS DDEELL SSIINNCCLLIINNAALL DDEE AALLMMAADDÉÉNN

CHROMIFEROUS SPINELS AS PETROGENETIC INDICATORS IN MAGMATIC ROCKS OFTHE ALMADÉN SYNCLINE

HHiigguueerraass,, PP..LL..,, GGeerrvviillllaa,, FF yy MMoorraattaa,, DD.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 99

TTRRAACCEE PPLLAATTIINNUUMM GGRROOUUPP EELLEEMMEENNTTSS IINN AARRSSEENNIIDDEESS AANNDD SSUULLFFAARRSSEENNIIDDEESS FFRROOMMMMAAGGMMAATTIICC OORREESS:: AANN EELLEECCTTRROONN MMIICCRROOPPRROOBBEE AANNDD PPRROOTTOONN MMIICCRROOPPRROOBBEE((MMIICCRROO--PPIIXXEE TTEECCHHNNIIQQUUEE)) SSTTUUDDYY

ELEMENTOS TRAZA DEL GRUPO DEL PLATINO EN ARSENIATOS Y SULFOARSENIATOSDE MENAS MAGMÁTICAS: ESTUDIO A LA MICROSONDA ELECTRÓNICA Y A LAMICROSONDA DE PROTONES (TÉCNICA MICRO-PIXE)

GGeerrvviillllaa,, FF..,, CCaabbrrii,, LLJJ..,, KKoojjoonneenn,, KK..,, SSiiee,, SS..HH..,, PPaappuunneenn,, HH.. && FFeennoollll HHaacchh--AAllíí,, PP.. . . . . . . . . . . . 103


Páx.

CCAARRAACCTTEERRÍÍSSTTIICCAASS TTEEXXTTUURRAALLEESS YY GGEEOOQQUUÍÍMMIICCAASS DDEE LLAA PPIIRRIITTAA EENN LLAA MMIINNEERRAALLII--ZZAACCIIÓÓNN IINNTTRRAAMMAAGGMMÁÁTTIICCAA DDEE NNII--CCUU--PPGGEE DDEE AAGGUUAABBLLAANNCCAA ((BBAADDAAJJOOZZ))

TEXTURAL AND GEOCHEMICAL FEATURES OF PYRITE FROM THE INTRAMAGMATIC NI-CU-PGE MINERALIZATION OF AGUABLANCA (BADAJOZ)

MMaarrttíínn EEssttéévveezz,, JJ..RR..;; OOrrtteeggaa,, LL..;; LLuunnaarr,, RR.. yy GGaarrccííaa PPaalloommeerroo,, FF.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 107

EEVVIIDDEENNCCIIAASS DDEE FFRRAACCCCIIOONNAACCIIÓÓNN EENN EELL YYAACCIIMMIIEENNTTOO IINNTTRRAAMMAAGGMMÁÁTTIICCOO DDEE NNII--CCUU--EEGGPP DDEE AAGGUUAABBLLAANNCCAA ((BBAADDAAJJOOZZ))

FRACTIONATION EVIDENCES IN THE INTRAMAGMATIC NI-CU-PGE MINERALIZATION OFAGUABLANCA (BADAJOZ)

LL.. OOrrtteeggaa,, RR.. LLuunnaarr,, FF.. GGaarrccííaa PPaalloommeerroo,, JJ..RR.. MMaarrttíínn EEssttéévveezz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 111

OORRIIGGEENN DDEE LLAASS AAGGUUAASS RREESSPPOONNSSAABBLLEESS DDEELL PPRROOCCEESSOO DDEE SSEERRPPEENNTTIINNIIZZAACCIIÓÓNN EENNLLAA FFAAJJAA OOFFIIOOLLÍÍTTIICCAA MMAAYYAARRÍÍ--BBAARRAACCOOAA ((CCUUBBAA OORRIIEENNTTAALL)).. UUNN EESSTTUUDDIIOO IISSOOTTÓÓPPII--CCOO DDEE HH YY OO

ON THE ORIGIN OF WATERS RESPONSIBLE FOR SERPENTINIZATION PROCESSES INTHE MAYARÍ-BARACOA OPHIOLITIC BELT (EASTERN CUBA). AN H AND O ISOTOPESTUDY

JJ..AA.. PPrrooeennzzaa,, PP.. AAllffoonnssoo,, JJ..CC.. MMeellggaarreejjoo,, FF.. GGeerrvviillllaa,, JJ.. TTrriittllllaa,, yy AA..EE.. FFaalllliicckk . . . . . . . . . . . . . . . 115

DDEETTEERRMMIINNAACCIIÓÓNN DDEE PPAARRÁÁMMEETTRROOSS MMIINNEERRAALLÓÓGGIICCOOSS MMEEDDIIAANNTTEE AANNÁÁLLIISSIISS DDIIGGII--TTAALL DDEE IIMMAAGGEENN

MINERALOGICAL PARAMETRE DETERMINATION USING DIGITAL IMAGE SYSTEM ANALY-SES

GGaarrccííaa ddeell AAmmoo DD.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 119

WWEEBB CCRRIISSTTAAMMIINNEE:: DDOOCCEENNCCIIAA DDEE CCRRIISSTTAALLOOGGRRAAFFÍÍAA YY MMIINNEERRAALLOOGGÍÍAA EENNIINNTTEERRNNEETT

WEB CRISTAMINE: TEACHING CRYSTALLOGRAPHY AND MINERALOGY WITH INTERNET

GGaarrccííaa ddeell AAmmoo DD..,, CCaallvvoo PPéérreezz BB..,, GGaavvrriilleennkkoo EE..,, CCuueettoo HHiinnsscchhbbeerrggeerr RR.. . . . . . . . . . . . . . . . . . 123

AALLTTEERRAACCIIÓÓNN HHIIDDRROOTTEERRMMAALL YY MMIINNEERRAALLEESS AACCCCEESSOORRIIOOSS EENN UUNNAA ZZOONNAA DDEE FFAALLLLAADDEELL GGRRAANNIITTOO DDEE LLAA CCAABBRREERRAA ((SSIISSTTEEMMAA CCEENNTTRRAALL EESSPPAAÑÑOOLL))

HYDROTHERMAL ALTERATION AND ACCESSORY MINERALS IN A FAULT ZONE OF THELA CABRERA GRANITE (SPANISH CENTRAL SYSTEM)

RR.. GGoonnzzáálleezz LLaagguunnaa,, RR..PP.. LLoozzaannoo yy CC.. CCaassqquueett . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 127

HHIIGGHH δδ1188OO AANNDD LLOOWW δδDD RRAATTIIOOSS OOFF SSTTRRIINNGGEERR SSYYSSTTEEMMSS OOFF TTHHEE NNOORRTTHHEERRNNMMOOSSTTIIPPBB VVHHMMSS DDEEPPOOSSIITTSS:: EEVVIIDDEENNCCEE FFOORR AA MMAAGGMMAATTIICC IINNPPUUTT TTOO TTHHEE HHYYDDRROOTTHHEERR--MMAALL OORREE--FFOORRMMIINNGG FFLLUUIIDDSS??

RELACIONES ALTAS DE δ18O Y BAJAS DE δD EN LOS BANDEADOS DE LOS DEPÓSITOSNORTEÑOS DE IPB VHMS. ¿SE TRATA DE PRUEBAS DE APORTES MAGMÁTICOS A LOSFLUÍDOS QUE FORMAN LA MINERALIZACIÓN HIDROTERMAL?

FF..JJ.. SSáánncchheezz––EEssppaaññaa,, FF.. VVeellaassccoo,, AA.. BBooyyccee aanndd AA.. EE.. FFaalllliicckk . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 131


Páx.

RREELLAACCIIÓÓNN EENNTTRREE DDOOLLOOMMIITTIIZZAACCIIÓÓNN YY MMIINNEERRAALLIIZZAACCIIÓÓNN EENN EELL YYAACCIIMMIIEENNTTOO DDEEZZNN--PPBB DDEE RREEOOCCÍÍNN,, CCUUEENNCCAA VVAASSCCOO--CCAANNTTÁÁBBRRIICCAA,, EESSPPAAÑÑAA

RELATIONSHIP BETWEEN DOLOMITIZATION AND MINERALIZATION IN THE ZN-PB OREDEPOSIT OF REOCÍN (BASC-CANTABRIC BASIN, SPAIN)

VVeellaassccoo FF..11..,, AAlloonnssoo JJ..AA..,, CCuueettoo JJ..,, HHeerrrreerroo JJ..MM..,, MMuuññiizz FF..,, SSeeeebboolldd II..,, YYuussttaa II.. . . . . . . . . . . . . . 135

EEVVIIDDEENNCCIIAASS IISSOOTTÓÓPPIICCAASS SSOOBBRREE EELL OORRIIGGEENN DDEE LLOOSS MMEETTAALLEESS EENN LLOOSS SSUULLFFUURROOSSMMAASSIIVVOOSS DDEE LLAA FFAAJJAA PPIIRRÍÍTTIICCAA IIBBÉÉRRIICCAA

ISOTOPIC EVIDENCES ON THE ORIGIN OF METALS IN THE MASSIVE SULFIDES OF THEIBERIAN PYRITE BELT

JJ..MM.. NNiieettoo,, GG..RR.. AAllmmooddóóvvaarr,, EE.. PPaassccuuaall,, RR.. SSááeezz yy EE.. JJaaggoouuttzz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 139

CCOO--NNII FFIILLOONNIIAANNOO EENN LLAA FFAAJJAA PPIIRRÍÍTTIICCAA IIBBÉÉRRIICCAA:: LLAA MMIINNEERRAALLIIZZAACCIIÓÓNN DDEE SSAANNCCAASSIIAANNOO

CO-NI IN VEINS FROM THE IBERIAN PYRITE BELT: THE SAN CASIANO MINERALIZATION

GG..RR.. AAllmmooddóóvvaarr,, RR.. SSááeezz,, BB.. CCaabbaalllleerroo,, EE.. PPaassccuuaall . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 143

AA SSYYSSTTEEMMAATTIICC TTYYPPOOLLOOGGYY OOFF GGRRAANNIITTOOIIDD RROOCCKKSS FFRROOMM MMAAJJOORR EELLEEMMEENNTT CCOOMM--PPOOSSIITTIIOONN.. II:: TTHHEE UUPPPPEERR SSIILLIICCAA RRAANNGGEE

TIPOLOGÍA SISTEMÁTICA DE GRANITOIDES A PARTIR DE SU COMPOSICIÓN EN ELE-MENTOS MAYORES. I: EL UMBRAL DE SI SUPERIOR

FF.. BBeeaa;; LL.. GG.. CCoorrrreettggéé GG.. BB.. FFeerrsshhttaatteerr . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 147

SSÓÓLLIIDDUUSS AANNHHIIDDRROO PPAARRAA AANNFFIIBBOOLLIITTAASS EENN EELL RRAANNGGOO DDEE 44 AA 1144 KKBBAARR

AMPHIBOLITE ANHYDROUS SOLIDUS IN THE RANGE 4 TO 14 KBAR

SSuussaannaa LLóóppeezz AAppaarriicciioo yy AAnnttoonniioo CCaassttrroo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 151

ZZOONNAACCIIÓÓNN DDEE EELLEEMMEENNTTOOSS TTRRAAZZAA EENN GGRRAANNAATTEESS DDEE GGRRAANNUULLIITTAASS AALLUUMMÍÍNNIICCAASSDDEE LLAA SSIIEERRRRAA DDEE CCOOMMEECCHHIINNGGOONNEESS,, AARRGGEENNTTIINNAA.. EESSTTUUDDIIOO PPRREELLIIMMIINNAARR

TRACE-ELEMENT GARNET ZONATION IN ALUMINIC GRANULITES OF THE SIERRA DECOMECHINGONES, ARGENTINA. A PRELIMINARY STUDY

DDee llaa RRoossaa,, JJ.. DD..,, OOttaammeennddii,, JJ.. EE..,, CCaassttrroo AA.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 155

EELL MMAACCIIZZOO PPRREECCÁÁMMBBRRIICCOO DDEE MMÉÉRRIIDDAA ((SSUURROOEESSTTEE DDEE EESSPPAAÑÑAA)):: PPEETTRROOGGRRAAFFÍÍAA,,GGEEOOQQUUÍÍMMIICCAA,, GGEEOOCCRROONNOOLLOOGGÍÍAA YY SSIIGGNNIIFFIICCAADDOO GGEEOODDIINNÁÁMMIICCOO

THE PRECAMBRIAN MASSIF OF MÉRIDA (SW SPAIN): PETROGRAPHY, GEOCHEMISTRY,GEOCHRONOLOGY AND GEODYNAMIC SIGNIFICANCE

AAllbbeerrttoo BBaannddrrééss,, LLuuiiss EEgguuiilluuzz,, MMaarriinnaa MMeennéénnddeezz,, LLuuiiss AA.. OOrrtteeggaa && JJoosséé II.. GGiill IIbbaarrgguucchhii . . . . . . 159

MMEECCAANNIISSMMOO DDEE CCRREECCIIMMIIEENNTTOO DDEE FFRRAAGGMMEENNTTOOSS DDEE FFTTAALLOOCCIIAANNIINNAA CCRRIISSTTAALLIINNAA

GROWING MECHANISMS OF CRYSTALINE FTALOCIANINE FRAGMENTS

FFrraanncciissccoo TToorrrreennss . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 165


Páx.

EESSTTUUDDIIOO CCRRIISSTTAALLOOGGRRÁÁFFIICCOO,, EESSPPEECCTTRROOSSCCÓÓPPIICCOO YY MMAAGGNNÉÉTTIICCOO DDEELL CCOOMMPPUUEESSTTOO[[CCOO((DDPPKK..OOHH))((DDPPKK..OOCCHH33))((NNCCOO))22]]22

A CRYSTALLOGRAPHIC, SPECTROSCOPIC AND MAGNETIC STUDY OF THE[CO(DPK.OH)(DPK.OCH3)(NCO)2]2 COMPOUND

ZZ..EE.. SSeerrnnaa,, MM..KK.. UUrrttiiaaggaa,, RR.. CCoorrttééss,, MM..GG.. BBaarraannddiikkaa,, MM..II.. AArrrriioorrttuuaa.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 169

FFOOSSFFIITTOOSS DDEE MMAANNGGAANNEESSOO HHÍÍBBRRIIDDOOSS IINNOORRGGÁÁNNIICCOO--OORRGGÁÁNNIICCOOSS CCOONN EESSTTRRUUCCTTUU--RRAA LLAAMMIINNAARR

INORGANIC-ORGANIC HYBRID MANGANESE PHOSPHITES WITH LAMINAR STRUCTURE

SS.. FFeerrnnáánnddeezz--AArrmmaass,, JJ..LL.. PPiizzaarrrroo,, JJ..LL.. MMeessaa,, MM..II.. AArrrriioorrttuuaa,, TT.. RRoojjoo.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 173

AALLUUMMIINNOOFFOOSSFFAATTOO MMIICCRROOPPOORROOSSOO ((NNHH33CCHH33))11++XX[[((AALL33--XXCCUUXX)) ((PPOO44))33((HH22OO))((OOHH))]].. SSÍÍNNTTEESSIISSYY EESSTTUUDDIIOO EESSTTRRUUCCTTUURRAALL

MICROPOROUS ALUMINUM PHOSPHATE (NH3CH3)1+X[(AL3-XCUX) (PO4)3(H2O)(OH)].SYNTHESIS AND STRUCTURAL STUDY

JJ.. EEssccoobbaall,, JJ..LL.. PPiizzaarrrroo,, JJ..LL.. MMeessaa,, MM..II.. AArrrriioorrttuuaa,, TT.. RRoojjoo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 177

IINNFFLLUUEENNCCIIAA DDEE MMIINNEERRAALLEESS YY RROOCCAASS EENN LLAA CCOONNDDUUCCTTAA MMEECCÁÁNNIICCAA DDEE MMAATTRRIICCEESSDDEE PPOOLLIIEESSTTIIRREENNOO

ON THE INFLUENCE OF MINERALS AND ROCKS UPON THE MECHANIC BEHAVIOR OFPOLYSTYRENE MATRICES

RRooddrríígguueezz,, MMªªAA..,, RRuubbiioo,, JJ..,, RRuubbiioo,, FF..,, MMuurrcciieeggoo,, AA.. ,, LLiissoo,, MM..JJ.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 181

CCAARRAACCTTEERRIIZZAACCIIÓÓNN MMIINNEERRAALLÓÓGGIICCAA YY TTEEXXTTUURRAALL DDEE RREEFFRRAACCTTAARRIIOOSS MMOONNOOLLÍÍTTII--CCOOSS MMOOLLDDEEAABBLLEESS

MINERALOGICAL AND TEXTURAL CHARACTERIZATION OF HEAT-RESISTANT MOLDABLEMONOLITHIC MATERIALS

CC.. MMaarrccooss;; MM..AA.. LLlloorrccaa;; PP.. CCaammbblloorr;; LL..FF.. VVeerrddeejjaa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 185

EESSTTUUDDIIOO MMIINNEERRAALLÓÓGGIICCOO DDEE UUNNAA FFLLUUOORRIITTAA DDEE IITTRRIIOO EENN LLAA MMIINNAA FFLLOORREENNCCIIAA((DDEEPPAARRTTAAMMEENNTTOO DDEE MMAALLDDOONNAADDOO,, UURRUUGGUUAAYY))

A MINERALOGICAL STUDY OF AN YTTRIAN FLUORITE FROM THE FLORENCIA MINE(DEPARTAMENTO DE MALDONADO, URUGUAY)

CC.. RRoossssiinnii,, yy RR.. AArraannaa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 189

EESSTTUUDDIIOO MMEEDDIIAANNTTEE AAFFMM DDEE LLAA IINNFFLLUUEENNCCIIAA DDEELL MMNN SSOOBBRREE EELL CCRREECCIIMMIIEENNTTOO DDEELLAA CCAALLCCIITTAA

AFM STUDY ON THE INFLUENCE OF MN OVER CALCITE GROWING

JJ..MM.. AAssttiilllleerrooss,, CC..MM.. PPiinnaa,, LL.. FFeerrnnáánnddeezz--DDííaazz yy AA.. PPuuttnniiss . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 193

CCRRIISSTTAALLIIZZAACCIIÓÓNN DDEE BBAA33((AASSOO44))22 EE IINNTTEERRAACCCCIIOONNEESS AASS((VV))--BBAARRIITTAA EENN MMEEDDIIOOSS PPOORROOSSOOSS

BA3(ASO4)2 CRYSTALLIZATION AND AS(V)-BARITE INTERACTIONS IN POROUS MEDIA

AA.. JJiimméénneezz yy MM.. PPrriieettoo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 197


Páx.

CCRRIISSTTAALLIIZZAACCIIÓÓNN DDEE BBAARRIITTAASS CCOONN PPLLOOMMOO EENN HHIIDDRROOGGEELL DDEE SSÍÍLLIICCEE

LEAD-BEARING BARITE CRYSTALLIZATION IN A SILICA HYDROGEL MEDIA

VV.. PPeeddrreeiirraa,, AA.. FFeerrnnáánnddeezz--GGoonnzzáálleezz yy MM.. PPrriieettoo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 199

IINNTTEERRAACCCCIIÓÓNN DDEE ((MMNN22++))AAQQ YY ((CCDD22++))AAQQ CCOONN CCRRIISSTTAALLEESS DDEE AARRAAGGOONNIITTOO EENN HHIIDDRROOGGEELL DDEE SSÍÍLLIICCEE

INTERACTION OF (MN2+)AQ AND (CD2+)AQ WITH ARAGONITE CRYSTALS IN A SILICA HYDROGEL MEDIUM

PP.. CCuubbiillllaass,, AA.. FFeerrnnáánnddeezz--GGoonnzzáálleezz yy MM.. PPrriieettoo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 203

EESSTTUUDDIIOO MMEEDDIIAANNTTEE SSEEMM,, EEDDXX,, XXPPSS YY EEIISS DDEE LLAA SSUUPPEERRFFIICCIIEE DDEE MMIINNEERRAALLEESS SSUULL--FFUURRAADDOOSS DDEE CCOOBBRREE MMOODDIIFFIICCAADDOOSS EELLEECCTTRROOQQUUÍÍMMIICCAAMMEENNTTEE

A SEM, EDX, XPS, AND EIS STUDY OF THE SURFACE OF ELECTROCHEMICALLY MODI-FIED COPPER SULFIDE MINERALS

PPaabblloo VVeelláássqquueezz,, ,, DDiieettmmaarr LLeeiinneenn,, JJoosséé RR.. RRaammooss--BBaarrrraaddoo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 207

CCAARRAACCTTEERRIIZZAACCIIÓÓNN DDEE LLOOSS PPRROOCCEESSOOSS DDEE IILLLLIITTIIZZAACCIIÓÓNN EENN EELL CCAARRBBOONNÍÍFFEERROO DDEELLAA CCUUEENNCCAA CCAARRBBOONNÍÍFFEERRAA CCEENNTTRRAALL AASSTTUURRIIAANNAA

CHARACTERIZATION OF ILLITIZATION PROCESSES IN CARBONIFEROUS ROCKS OFTHE CENTRAL ASTURIAN BASIN

MMaarrccooss CCaassttrroo,, CCoovvaaddoonnggaa BBrriimmee,, MMªª LLuuzz VVaallíínn yy JJ.. AA.. SSááeennzz ddee SSaannttaa MMaarrííaa . . . . . . . . . . . . . . . . 211

MMIINNEERRAALLOOGGÍÍAA DDEE LLAA FFRRAACCCCIIÓÓNN FFIINNAA DDEE SSEEDDIIMMEENNTTOOSS CCRREETTÁÁCCIICCOOSS DDEE LLAACCUUEENNCCAA IIBBÉÉRRIICCAA NNOORRTTEE

FINE FRACTION CRETACEOUS SEDIMENT MINERALOGY

MM.. MM.. JJoorrddáánn;; TT.. SSaannffeelliiuu;; CC.. ddee llaa FFuueennttee yy II.. QQuueerraalltt . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 215

MMIINNEERRAALLOOGGÍÍAA DDEE LLAASS AARRCCIILLLLAASS TTEERRCCIIAARRIIAASS DDEE LLAA CCUUEENNCCAA DDEELL MMIIJJAARREESS

MINERALOGY OF THE TERTIARY-AGE CLAYS FROM THE MIJARES BASIN

GG.. LLaaccaassaa,, TT.. SSaannffeelliiuu,, DD.. GGóómmeezz--GGrraass,, MM.. MM.. JJoorrddáánn yy JJ.. DD.. MMaarrttíínn . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 219

PPRROODDUUCCTTOOSS RREESSUULLTTAANNTTEESS DDEE VVEERRMMIICCUULLIITTAASS EEXXPPAANNDDIIDDAASS TTÉÉRRMMIICCAAMMEENNTTEE AA 11000000 ººCC

END PRODUCTS OF THERMALLY EXPANDED TO 1000 ºC VERMICULITES

CC.. MMaarrccooss,, LL..CC.. ddee RReennnnóó,, GG.. CCoorrrreettggéé,, MM..EE.. DDííaazz,, JJ.. MMaarrttiinnss . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 223

EESSTTUUDDIIOO PPRREELLIIMMIINNAARR SSOOBBRREE LLAA MMIINNEERRAALLOOGGÍÍAA YY LLAASS PPRROOPPIIEEDDAADDEESS CCEERRÁÁMMIICCAASSDDEE LLAASS AARRCCIILLLLAASS DDEELL SSUURR DDEE LLAA SSIIEERRRRAA DDEE LLAA DDEEMMAANNDDAA

PRELIMINARY STUDY ON THE MINERALOGY AND CERAMIC PROPERTIES OF THECLAYS FROM THE SOUTH OF SIERRA DE LA DEMANDA

RR.. AArrttiiggaass;; MM.. RRooddaass;; CC.. JJ.. SSáánncchheezz yy JJ..RR.. MMaass . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 227

UUTTIILLIIZZAACCIIÓÓNN PPAARRAA CCEERRÁÁMMIICCAA RROOJJAA DDEE LLOOSS NNIIVVEELLEESS DDEE AALLTTEERRAACCIIÓÓNN DDEE PPIIZZAA--RRRRAASS SSEERRIICCÍÍTTIICCAASS

ON THE USE OF SERICITIC-SLATES WEATHERED LEVELS FOR RED CERAMICS

AAppaarriicciioo,, PP..;; GGoonnzzáálleezz,, II..;; DDoonnddii,, MM..;; GGuuiiaa,,GG..;; BBoonnaannzzzzaa,, AA.... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 231


Páx.

SSIIMMUULLAACCIIÓÓNN DDEE PPRROOCCEESSOOSS GGEEOOQQUUÍÍMMIICCOOSS IINNDDUUCCIIDDOOSS PPOORR EELL CCAALLOORR YY LLAA RRAADDIIAA--CCIIÓÓNN EENN LLAA AARRCCIILLLLAA DDEE BBOOOOMM ((BBÉÉLLGGIICCAA))

SIMULATION OF GEOCHEMICAL PROCESSES DUE TO HEAT AND RADIATION IN THE BOOM CLAY(BELGIUM)

LLuuiiss MMoonntteenneeggrroo,, AAnnaa VVáázzqquueezz,, JJoorrddii DDeellggaaddoo yy JJaavviieerr SSaammppeerr . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 235

PPRROOCCEESSOOSS GGEEOOQQUUÍÍMMIICCOOSS IINNDDUUCCIIDDOOSS PPOORR EELL EEFFEECCTTOO CCOOMMBBIINNAADDOO DDEELL CCAALLOORR YYLLAA HHIIDDRRAATTAACCIIÓÓNN DDEE BBEENNTTOONNIITTAASS CCOOMMPPAACCTTAADDAASS

GEOCHEMICAL PROCESSES CAUSED BY THE COMBINED EFFECT OF HEAT ANDHYDRATION ON COMPACTED BENTONITES

AAnnaa VVáázzqquueezz,, RRiiccaarrddoo JJuunnccoossaa,, JJaavviieerr SSaammppeerr,, LLuuiiss MMoonntteenneeggrroo yy JJoorrddii DDeellggaaddoo . . . . . . . . . . . . . 239

SSTTAANNNNIIFFEERROOUUSS QQUUAARRTTZZ VVEEIINNSS AANNDD QQUUAARRTTZZ VVEEIINNSS WWIITTHH SSCCHHEEEELLIITTEE AANNDD CCAASSSSII--TTEERRIITTEE FFRROOMM TTHHEE RREEBBOORRDDEELLOO--EERRVVEEDDOOSSAA--AAGGRROOCCHHÃÃOO RREEGGIIOONN,, NNOORRTTHHEEAASSTTEERRNNPPOORRTTUUGGAALL:: MMIINNEERRAALLOOGGIICCAALL AANNDD GGEEOOCCHHEEMMIICCAALL CCHHAARRAACCTTEERRIISSTTIICCSS

VENAS DE CUARZOESTANNÍFERAS Y CON SCHEELITA Y CASITERITA DE LA REGIÓN DEREBORDELO-ERVEDOSA-AGROCHAO, NORTE DE PORTUGAL

MM.. EE.. PP.. GGoommeess . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 243

EEVVOOLLUUÇÇAAOO DDAA CCOOMMPPOOSSIIÇÇAAOO DDEE FFLLUUIIDDOOSS MMEETTAAMMÓÓRRFFIICCOOSS VVAARRIISSCCOOSS DDOO NNOORRTTEE DDEEPPOORRTTUUGGAALL

COMPOSITIONAL EVOLUTION OF VARISCAN METAMORPHIC FLUIDS FROM NORTHERN PORTUGAL

AA.. GGuueeddeess,, FF.. NNoorroonnhhaa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 245

CCAARRAACCTTEERRIIZZAAÇÇAAOO GGEEOOQQUUÍÍMMIICCAA DDAASS GGAALLEENNAASS DDAA RREEGGIIAAÓÓ DDUURRIICCOO--BBIIRRAA..IIMMPPLLIICCAAÇÇOOÈÈSS MMEETTAALLOOGGÉÉNNIICCAASS

GEOCHEMICAL CHARACTERIZATION OF GALENA FROM THE DURICO-BIRA REGION.METALLOGENIC IMPLICATIONS

HH.. CCoouuttoo,, YY.. MMooëëlloo,, GG.. RRooggeerr ee FF.. SSooddrréé--BBoorrggeess . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 249

TTEECCTTOONNOO--MMEETTAAMMOORRPPHHIICC EEVVOOLLUUTTIIOONN,, QQUUAARRTTZZ SSTTRRUUCCTTUURREESS AANNDD FFLLUUIIDD RREEGGII--MMEE OOFF TTHHEE VVIILLAA PPOOUUCCAA DDEE AAGGUUIIAARR RREEGGIIOONN ((NNOORRTTHHEERRNN PPOORRTTUUGGAALL))

EVOLUCIÓN TECTÓNO-METAMÓRFICA, ESTRUCTURAS DE CUARZO Y RÉGIMEN DEFLUJO DE LA REGIÓN VILA POUCA DE AGUIAR (NORTE DE PORTUGAL)

MM.. AA.. RRiibbeeiirroo;; AA.. DDóórriiaa && FF.. NNoorroonnhhaa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 253

SSOOUURRCCEESS OOFF LLAATTEE--HHEERRCCYYNNIIAANN BBIIOOTTIITTEE--RRIICCHH GGRRAANNIITTEE PPLLUUTTOONNSS FFRROOMM NNOORRTT--HHEERRNN PPOORRTTUUGGAALL:: IINNFFEERREENNCCEESS FFRROOMM ZZIIRRCCOONN MMOORRPPHHOOLLOOGGIIEESS

PROCEDENCIA DE LOS PLUTONES GRANÍTICOS RICOS EN BIOTITA TARDI-HERCÍNICOSDEL NORTE DE PORTUGAL: DEDUCCIONES A PARTIR DE LA MORFOLOGÍA DE CIRCONES

HH.. CC.. BB.. MMaarrttiinnss && FF.. NNoorroonnhhaa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 257

TTIIPPIIFFIICCAACCIIÓÓNN DDEE GGRRAANNAATTEESS EENN LLAASS RROOCCAASS PPLLUUTTÓÓNNIICCAASS DDEE LLAA UUNNIIDDAADD DDEELLPPIISSUUEERRGGAA--CCAARRRRIIÓÓNN ((ZZOONNAA CCAANNTTÁÁBBRRIICCAA))

GARNET CHARACTERIZATION OF PLUTONIC ROCKS FROM THE PISUERGA-CARRIÓNUNIT (CANTABRIAN ZONE)

GG.. GGaallllaasstteegguuii;; AA.. LLoobboo;; AA.. CCuueessttaa yy OO.. SSuuáárreezz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 261


Páx.

PPEETTRROOGGÉÉNNEESSIISS,, EEDDAADD YY EEMMPPLLAAZZAAMMIIEENNTTOO DDEELL GGRRAANNIITTOO TTAARRDDII--HHEERRCCÍÍNNIICCOO DDEEVVEEIIGGAA ((AANNTTIIFFOORRMMEE DDEELL OOLLLLOO DDEE SSAAPPOO,, NNOORROOEESSTTEE DDEE EESSPPAAÑÑAA))

PETROGENESIS, AGE, AND EMPLACEMENT OF THE LATE HERCYNIAN GRANITE OFVEIGA (OLLO DE SAPO ANTIFORM , NORTHWESTERN SPAIN)

LLuuiiss AA OOrrtteeggaa LL..AA..,, AAiittoorr AArraanngguurreenn,, MMaarriinnaa MMeennéénnddeezz,, JJoosséé II.. GGiill IIbbaarrgguucchhii JJ..II.. . . . . . . . . . . . . 265

PPAARRTTIICCIIPPAACCIIÓÓNN DDEE MMAAGGMMAASS MMAANNTTÉÉLLIICCOOSS EENN LLAA GGÉÉNNEESSIISS DDEE GGRRAANNIITTOOSS SSIINN--CCIINNEEMMÁÁTTIICCOOSS HHEERRCCÍÍNNIICCOOSS:: EEVVIIDDEENNCCIIAASS PPEETTRROOLLÓÓGGIICCAASS YY GGEEOOQQUUÍÍMMIICCAASS ((MMAACCII--ZZOO DDEE GGUUIITTIIRRIIZZ,, NNOORROOEESSTTEE DDEE EESSPPAAÑÑAA))

ROLE OF MANTELIC MAGMAS IN THE GENESIS OF SYN-KINEMATIC HERCYNIAN GRA-NITES: PETROLOGICAL AND GEOCHEMICAL EVIDENCES (GUITIRIZ MASSIF,NORTHWESTERN SPAIN)

MM.. MMeennéénnddeezz,, LL..AA.. OOrrtteeggaa,, AA.. AArraanngguurreenn && JJ..II.. GGiill IIbbaarrgguucchhii . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 269

GGEEOOQQUUÍÍMMIICCAA IISSOOTTÓÓPPIICCAA NNDD--SSRR DDEELL GGNNEEIISS OOLLLLOO DDEE SSAAPPOO:: IIMMPPLLIICCAACCIIOONNEESS SSOOBBRREELLAA FFOORRMMAACCIIÓÓNN DDEE CCOORRTTEEZZAA CCOONNTTIINNEENNTTAALL EENN EELL NNOORROOEESSTTEE DDEE LLAA ZZOONNAACCEENNTTRROO--IIBBÉÉRRIICCAA

ND-SR ISOTOPIC GEOCHEMISTRY OF OLLO DE SAPO GNEISS: IMPLICATIONS ON THEGENERATION OF CONTINENTAL CRUST IN THE NORTHWESTERN OF CENTRO-IBERIANZONE

LLuuiiss AA OOrrtteeggaa,, CChhrriissttiiaann PPiinn,, MMaarriinnaa MMeennéénnddeezz,, JJoosséé II.. GGiill IIbbaarrgguucchhii . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 273

HHOOWW MMAANNYY FFLLUUIIDDSS AARREE RREELLAATTEEDD TTOO OO BBAARRQQUUEERROO?? ((NNWW GGAALLIICCIIAA,, SSPPAAIINN))..QQUUAARRTTZZ VVEEIINN FFOORRMMAATTIIOONN??:: FFLLUUIIDD IINNCCLLUUSSIIOONN DDAATTAA

¿CUÁNTOS FLUIDOS ESTÁN IMPLICADOS EN O BARQUERO? (NW GALICIA, ESPAÑA).¿CUAL ES EL ORIGEN DEL FILON DE CUARZO?. DATOS DE INCLUSIONES FLUIDAS

SS..NN.. WWaannnniinnggeenn,, AA.. CCaannaallss,, FF.. GGrraannddííaa,, EE.. CCaarrddeellllaacchh,, FF..,, MMaarrttíínneezz,, AA.. SSoolleerr aanndd MM.. GGaarrrreettaa . . . . . . 277

EESSTTUUDDIIOO DDEE LLAA FFRRAACCCCIIÓÓNN DDEENNSSAA CCOONN MMIINNEERRAALLEESS DDEE TTIIEERRRRAASS RRAARRAASS DDEE SSEEDDII--MMEENNTTOOSS FFLLUUVVIIAALLEESS DDEE LLAA ZZOONNAA DDEE ZZAARRIINNAASS ((OOUURREENNSSEE))

STUDY OF THE HEAVY FRACTION OF RARE EARTH ELEMENTS OF FLUVIAL SEDIMENTSFROM ZARINAS (OURENSE) ZONE

ÁÁnnggeell FFeerrrreerroo AArriiaass yy MMaarrttíínn FFeerrnnáánnddeezz GGoonnzzáálleezz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 281

BBAABBEELLPPDDBB:: EEXXTTRRAACCCCIIÓÓNN DDEE IINNFFOORRMMAACCIIÓÓNN EENN LLAA BBAASSEE DDEE DDAATTOOSS PPDDBB PPAARRAA LLAAEENNSSEEÑÑAANNZZAA

BABELPDB: INFORMATION FROM THE PDB DATABASE FOR TEACHING

FFrraanncciissccoo TToorrrreennss . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 285

CCOOMMPPOOSSIICCIIÓÓNN QQUUÍÍMMIICCAA EE IISSÓÓTTOOPPOOSS DDEE OO EENN MMIINNEERRAALLEESS DDEE MMIINNAA SSAATTUURRNNOO((VVAALLDDEERRRROODDRRIIGGOO,, SSAALLAAMMAANNCCAA))

CHEMICAL COMPOSTION AND O ISOTOPES IN MINERALS FROM MINA SATURNO(VALDERRODRIGO, SALAMANCA)

RReegguuiillóónn,, RR.. RRooddrriigguueezz,, II yy JJiimméénneezz EE . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 289


Páx.

AACCTTIIVVIIDDAADDEE HHIIDDRROOTTEERRMMAALL PPÓÓSS--VVAARRIISSCCAA.. EEXXEEMMPPLLOO DDAA MMIINNEERRAALLIIZZAACCIIÓÓNN DDEECCHHUUMMBBOO EEMM FFAALLLLAASS DDOO JJAAZZIIGGOO DDAA PPAANNAASSQQUUEEIIRRAA,, ((PPOORRTTUUGGAALL))

POST-VARISCAN HYDROTHERMAL ACTIVITY. THE CASE OF LEAD MINERALIZATIONASSOCIATED TO FAULTS OF THE PANASQUEIRA MINE, PORTUGAL)

AA.. LLoouurreennççoo && FF.. NNoorroonnhhaa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 293

VVAARRIIAACCIIÓÓNN CCOOMMPPOOSSIICCIIOONNAALL DDEE LLAASS IINNCCLLUUSSIIOONNEESS DDEE MMIINNEERRAALLEESS MMEETTÁÁLLIICCOOSS EENNLLAASS CCRROOMMIITTAASS DDEE LLAASS MMIINNEERRAALLIIZZAACCIIOONNEESS DDEELL MMAACCIIZZOO DDEE OOJJÉÉNN

COMPOSITIONAL CHANGES OF INCLUSIONS OF METALLIC MINERALS IN THE CHROMI-TITES OF THE MACIZO DE OJÉN MINERALIZATION (MÁLAGA, SPAIN)

GGuuttiiéérrrreezz NNaarrbboonnaa,, RR..,, GGeerrvviillllaa,, FF.. yy FFeennoollll HHaacchh AAllíí,, PP.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 297

VVAARRIIAACCIIÓÓNN DDEE LLOOSS IISSÓÓTTOOPPOOSS DDEE AAZZUUFFRREE EENN EELL YYAACCIIMMIIEENNTTOO DDEE SSOOTTIIEELL--MMIIGGOOLLLLAASS((FFAAJJAA PPIIRRÍÍTTIICCAA IIBBÉÉRRIICCAA)):: EEVVIIDDEENNCCIIAASS DDEE UUNNAA FFUUEENNTTEE BBAACCTTEERRIIOOGGÉÉNNIICCAA

VARIATION OF SULPHUR ISOTOPES IN THE SOTIEL-MIGOLLAS ORE DEPOSIT (IBERIANPYRITIC BELT): EVIDENCES OF A BACTERIAL SOURCE

AA.. YYaanngguuaass yy FF.. VVeellaassccoo.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 301

UUTTIILLIIZZAAÇÇAAOO DDEE UUMM GGEEOOTTEERRMMOOMMEETTRROO DDAA CCLLOORRIITTEE,, NNUUHHAA SSOONNDDAAGGEEMM ((LLSS11)) DDAAJJAAZZIIDDAA DDEE LLAAGGOOAA SSAALLGGAADDAA,, FFAAIIXXAA PPIIRRIITTOOSSAA IIBBÉÉRRIICCAA,, PPOORRTTUUGGAALL

CHLORITE GEOTHERMOMETRY IN A CORE (LS1) FROM THE LAGOA SALGADA OREDEPOSIT, IBERIAN PYRITIC BELT, PORTUGAL

JJaaqquueess,, LL.. && NNoorroonnhhaa,, FF.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 305

LLAASS AARREENNIISSCCAASS DDEE LLAA MMIINNAA EEUURREEKKAA ((CCUU--UU--VV)) ((PPIIRRIINNEEOO CCEENNTTRRAALL)):: TTEEXXTTUURRAASSOOBBSSEERRVVAADDAASS VVEERRSSUUSS RREEAACCCCIIOONNEESS PPLLAANNTTEEAADDAASS

SANDSTONES FROM THE EUREKA MINE (CU-U-V) (CENTRAL PYRENNEES): OBSERVEDTEXTURES VERSUS PROPOSED REACTIONS

FF.. CCoossttaa,, AA.. CCaannaallss yy JJ.. DDeellggaaddoo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 309

NNIIVVEELLEESS DDEE FFEELLDDEESSPPAATTOO AASSOOCCIIAADDOOSS AA DDEEPPÓÓSSIITTOOSS SSEEDDIIMMEENNTTAARRIIOO--EEXXHHAALLAATTIIVVOOSSDDEE MMEETTAALLEESS PPRREECCIIOOSSOOSS EENN EELL SSIILLÚÚRRIICCOO DDEE LLOOSS CCAATTAALLÁÁNNIIDDEESS.. PPEETTRROOGGRRAAFFÍÍAA YYGGEEOOQQUUÍÍMMIICCAA

FELDSPAR LEVELS ASSOCIATED TO SEDIMENTARY-EXHALATIVE DEPOSITS OF PRE-CIOUS METALS FROM THE SILURIAN OF CATALANIDES. PETROGRAPHY AND GEOCHE-MISTRY

CC.. CCaanneett ,, JJ..CC.. MMeellggaarreejjoo,, BBoorriiss BBeellyyaattsskkyy . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 313

DDAATTOOSS DDEE IINNCCLLUUSSIIOONNEESS FFLLUUIIDDAASS EE IISSÓÓTTOOPPOOSS EESSTTAABBLLEESS EENN MMIINNEERRAALLEESS DDEE LLAAGGAANNGGAA AASSOOCCIIAADDOOSS AA YYAACCIIMMIIEENNTTOOSS FFIILLOONNIIAANNOOSS DDEE MMAANNGGAANNEESSOO EENN LLAASSSSIIEERRRRAASS PPAAMMPPEEAANNAASS,, RREEPPÚÚBBLLIICCAA AARRGGEENNTTIINNAA

FLUID INCLUSION AND STABLE ISOTOPE DATA FROM GANGUE MINERALS ASSOCIA-TED TO MANGANESE VEIN OCCURRENCES IN THE SIERRAS PAMPEANAS, REPÚBLICAARGENTINA

PPaabblloo RR.. LLeeaall,, MMaarrííaa JJ.. CCoorrrreeaa,, FFiiddeell GGrraannddiiaa yy EEsstteevvee CCaarrddeellllaacchh . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 317


Páx.

EELL SSKKAARRNN MMIINNEERRAALLIIZZAADDOO EENN ZZNN--CCUU((AAUU)) DDEE HHUUAALLIILLÁÁNN ((PPRROOVVIINNCCIIAA DDEE SSAANNJJUUAANN,, AARRGGEENNTTIINNAA)):: DDAATTOOSS PPRREELLIIMMIINNAARREESS

THE ZN-CU(AU) MINERALISED SKARN OF HUALILÁN (PROVINCE OF SAN JUAN,ARGENTINA): PRELIMINARY DATA

DD.. TTaauurràà;; LL.. BBeennggoocchheeaa;; AA.. SSoolleerr;; GG.. MMaass yy EE.. CCaarrddeellllaacchh . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 321

EELL SSIISSTTEEMMAA HHIIDDRROOTTEERRMMAALL DDEE PPUUNNTTAA MMIITTAA ((MMÉÉXXIICCOO)):: UUNN EEJJEEMMPPLLOO DDEE DDEEPPÓÓSSIITTOOEEXXHHAALLAATTIIVVOO SSUUBBMMAARRIINNOO AACCTTUUAALL

THE HYDROTHERMAL SYSTEM OF PUNTA MITA (MÉXICO): AN EXAMPLE OF PRESENTSUBMARINE EXHALATIVE DEPOSIT

CC.. CCaanneett,, RR..MM.. PPrrooll--LLeeddeessmmaa,, JJ..CC.. MMeellggaarreejjoo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 325

AALLTTEERRAACCIIÓÓNN HHIIDDRROOTTEERRMMAALL EENN GGRRAANNIITTOOSS DDEE LLAA CCAABBRREERRAA ((SSIISSTTEEMMAA CCEENNTTRRAALLEESSPPAAÑÑOOLL)).. EESSTTUUDDIIOO DDEE MMIINNEERRAALLEESS AACCCCEESSOORRIIOOSS ((SSEEMM)) EENN HHAALLOOSS DDEE CCAAVVIIDDAADDEESSRREELLLLEENNAASS DDEE MMIINNEERRAALLEESS CCÁÁLLCCIICCOOSS

HYDROTHERMAL ALTERATION IN GRANITES FROM LA CABRERA (SPANISH CENTRALSYSTEM). STUDY OF SECONDARY MINERALS (SEM) IN HALOS OF CALCIUM BEARINGMINERAL DRUSES

RR..PP.. LLoozzaannoo,, RR.. GGoonnzzáálleezz LLaagguunnaa,, JJ.. GGoonnzzáálleezz ddeell TTáánnaaggoo,, CC.. CCaassqquueett . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 329

CCAARRAACCTTEERRÍÍSSTTIICCAASS QQUUÍÍMMIICCAASS YY MMIINNEERRAALLÓÓGGIICCAASS DDEE GGRRAANNIITTOOIIDDEESS DDEEFFOORRMMAADDOOSS EENNZZOONNAASS DDEE CCIIZZAALLLLAA DDÚÚCCTTIILL DDEELL PPLLUUTTÓÓNN GGRRAANNOODDIIOORRÍÍTTIICCOO DDEE LLOOSS PPEEDDRROOCCHHEESS

CHEMICAL AND MINERALOGICAL CHARACTERISTICS OF STRAINED GRANITES FROMDUCTILE SHEAR ZONES OF THE GRANODIORITIC PLUTON FROM LOS PEDROCHES

LLaarrrreeaa,, FF..JJ..;; CCaarrrraacceeddoo,, MM..;; AAlloonnssoo,, AA..;; JJiimméénneezz,, RR.. yy SSaarrrriioonnaannddiiaa,, FF.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 333

DDIIQQUUEESS CCOOMMPPUUEESSTTOOSS EENN EELL PPLLUUTTÓÓNN GGRRAANNOODDIIOORRÍÍTTIICCOO DDEE LLOOSS PPEEDDRROOCCHHEESS((SSEECCTTOORR MMEERRIIDDIIOONNAALL DDEE LLAA ZZOONNAA CCEENNTTRROOIIBBÉÉRRIICCAA))

COMPLEX DYKES FROM THE GRANODIORITE PLUTON OF LOS PEDROCHES(MERIDIONAL SECTOR OF CENTRAL IBERIAN ZONE)

JJiimméénneezz,, RR..;; SSaarrrriioonnaannddiiaa,, FF..;; LLaarrrreeaa,, FF..JJ..;; CCaarrrraacceeddoo,, MM..yy OOrrtteeggaa,, LL..AA.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 337

FFOOSSFFAATTOOSS DDEE FFEE--MMNN--((MMGG)) YY MMIINNEERRAALLEESS AASSOOCCIIAADDOOSS EENN UUNNAA PPEEGGMMAATTIITTAA DDEEAALLDDEEHHUUEELLAA DDEE LLAA BBÓÓVVEEDDAA,, ((SSAALLAAMMAANNCCAA)):: CCAARRAACCTTEERRÍÍSSTTIICCAASS PPEETTRROOGGRRÁÁFFIICCAASS YYCCOOMMPPOOSSIICCIIOONNAALLEESS

FE-MN-(MG) PHOSPHATES AND ASSOCIATED MINERALS IN A PEGMATITE FROMALDEHUELA DE LA BÓVEDA, (SALAMANCA): PETROGRAPHICAL AND COMPOSITIONALCHARACTERISTICS

RRooddaa,, EE..));; FFoonnttaann,, FF.. ;; PPeessqquueerraa,, AA..;; KKeelllleerr,, PP.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 341

PPEETTRROOLLOOGGÍÍAA YY CCAARRAACCTTEERRIIZZAACCIIÓÓNN DDEELL SSIISSTTEEMMAA PPOORROOSSOO DDEE LLAASS CCAALLIIZZAASSAAPPTTIIEENNSSEESS DDEE BBOORRRRIIOOLL ((CCAASSTTEELLLLÓÓNN))

PETROLOGY AND CHARACTERIZATION OF POROUS SYSTEM OF APTIEN LIMESTONESOF BORRIOL (CASTELLÓN)

TT.. SSaannffeelliiuu,, MM.. OOvveejjeerroo,, CC.. ddee llaa FFuueennttee,, JJ..DD.. MMaarrttíínn11 yy MM.. SSaallaammeerroo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 345


Páx.

PPEETTRROOLLOOGGÍÍAA YY CCAARRAACCTTEERRIIZZAACCIIÓÓNN DDEELL SSIISSTTEEMMAA PPOORROOSSOO DDEE LLAASS CCAALLIIZZAASSAAPPTTIIEENNSSEESS DDEE XXEERRTT ((CCAASSTTEELLLLÓÓNN))

PETROLOGY AND CHARACTERIZATION OF POROUS SYSTEM OF APTIEN LIMESTONESOF XERT (CASTELLÓN)

TT.. SSaannffeelliiuu,, MM.. OOvveejjeerroo,, CC.. ddee llaa FFuueennttee,, JJ..DD.. MMaarrttíínn11 yy MM.. SSaallaammeerroo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 349

GGÉÉNNEESSIISS DDEE EESSPPEELLEEOOTTEEMMAASS DDEE ÓÓPPAALLOO AA EENN SSIISSTTEEMMAASS CCÁÁRRSSTTIICCOOSS DDEESSAARRRROOLLLLAA--DDOOSS EENN RROOCCAASS ÁÁCCIIDDAASS

OPAL-A SPELOTHEMS GENESIS IN KARSTIC SYSTEMS RELATED TO ACID ROCKS

FFeerrnnáánnddeezz VVeerrddííaa,, MM..AA..;; SSaannjjuurrjjoo SSáánncchheezz,, JJ..&& VViiddaall RRoommaanníí,, JJ..RR.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 353

LLAA IINNTTRRUUSSIIÓÓNN PPLLUUTTÓÓNNIICCAA DDEELL CCEERRRROO JJEEUU--JJEEPPÉÉNN.. IISSLLAA GGRRAANNDDEE DDEE TTIIEERRRRAA DDEEFFUUEEGGOO,, RREEPPÚÚBBLLIICCAA AARRGGEENNTTIINNAA

PLUTONIC INTRUSION FROM CERRO JEU-JEPÉN. ISLA GRANDE DE TIERRA DE FUEGO,REPÚBLICA ARGENTINA

RRooggeelliioo DD.. AAcceevveeddoo;; CCllaauuddiioo EE.. RRooiigg;; EEnnrriiqquuee LLiinnaarreess;; HHééccttoorr AA.. OOsstteerraa;;

MMaarriilluuzz VVaallíínn--AAllbbeerrddii yy ZZéé MMaarriioo QQuueeiirrooggaa--MMaaffrraa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 357

CCAARRAACCTTEERRÍÍSSTTIICCAASS GGEEOOLLÓÓGGIICCAASS DDEE LLAA FFOOSSAA TTEECCTTÓÓNNIICCAA DDEE AAIIGGUUÁÁ,,DDEEPPAARRTTAAMMEENNTTOO DDEE MMAALLDDOONNAADDOO ((UURRUUGGUUAAYY))

GEOLOGICAL CHARACTERISTICS OF THE TECTONIC BASIN OF AIGUÁ, DEPARTAMENTOF MALDONADO (URUGUAY)

CC.. RRoossssiinnii,, yy RR.. AArraannaa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 361

UUTTIILLIIZZAACCIIÓÓNN DDEE LLAA TTÉÉCCNNIICCAA DDEE DDEESSCCOOMMPPOOSSIICCIIÓÓNN TTÉÉRRMMIICCAA DDEE MMUUEESSTTRRAASS CCOONNCCOONNTTEENNIIDDOOSS DDEE MMEERRCCUURRIIOO PPAARRAA LLAA IIDDEENNTTIIFFIICCAACCIIÓÓNN DDEE PPRROOBBLLEEMMAASS MMEEDDIIOO--AAMMBBIIEENNTTAALLEESS PPRROODDUUCCIIDDOOSS PPOORR EESSTTEE EELLEEMMEENNTTOO.. DDAATTOOSS PPRREELLIIMMIINNAARREESS RREEFFEERRII--DDOOSS AALL DDIISSTTRRIITTOO DDEE AALLMMAADDÉÉNN

THE USE OF THE THERMAL DECOMPOSITION TECHNIQUE IN MERCURY-BEARING SAM-PLES FOR THE IDENTIFICATION OF ENVIRONMENTAL PROBLEMS PRODUCED BY THIS ELE-MENT. PRELIMINARY DATA RELATED TO THE ALMADEN DISTRICT

UUrrbbiinnaa,, MM..;; BBiieesstteerr,, HH..;; HHiigguueerraass,, PP..;; LLoorreennzzoo,, SS.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 365

PPRROODDUUCCCCIIÓÓNN DDEE 2211NNEE NNUUCCLLEEOOGGÉÉNNIICCOO EENN CCUUAARRZZOO:: IINNFFLLUUEENNCCIIAA EENN LLAA DDEETTEERR--MMIINNAACCIIÓÓNN DDEE EEDDAADDEESS DDEE EEXXPPOOSSIICCIIÓÓNN AA LLAA RRAADDIIAACCIIÓÓNN CCÓÓSSMMIICCAA

PRODUCTION OF 21NE NUCLEOGENIC IN QUARTZ: RELATION TO THE EXPOSURE AGETO COSMIC RADIATION

DD.. FFeerrnnaannddeezz MMoossqquueerraa && JJ.. RR.. VViiddaall RRoommaanníí . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 369

DDEETTEERRMMIINNAACCIIÓÓNN DDEE LLOOSS CCOONNTTEENNIIDDOOSS DDEE CCOOBBRREE YY ZZIINNCC PPOORR EESSPPEECCTTRROOMMEETTRRÍÍAADDEE FFLLUUOORREESSCCEENNCCIIAA DDEE RRAAYYOOSS--XX EENN SSUUEELLOOSS DDEE UUNNAA CCUUEENNCCAA AAGGRRÍÍCCOOLLAA

CU AND ZN CONTENT IN SOILS OF AN AGRICULTURAL BASIN AREA BY ESPECTROMETRY OF F.R.X

CCaarriiddaadd CCaanncceellaa,, RR..,, TTaabbooaaddaa CCaassttrroo,, MM.. MM.. yy TTaabbooaaddaa CCaassttrroo,, MM..TT.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 373


Páx.

CCAARRAACCTTEERRIIZZAACCIIÓÓNN MMIINNEERRAALLÓÓGGIICCAA YY AAPPLLIICCAACCIIOONNEESS CCEERRÁÁMMIICCAASS DDEE LLOOSS LLOODDOOSSPPRROOCCEEDDEENNTTEESS DDEELL LLAAVVAADDOO DDEE ÁÁRRIIDDOOSS NNAATTUURRAALLEESS

MINERALOGICAL CHARACTERIZATION AND CERAMIC APLICATION OF MUDS FROMWASHING OF NATURAL DETRITIC DEPOSITS

BBllaannccoo II..,, RRooddaass MM.. yy SSáánncchheezz CC.. JJ.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 377

MMIINNEERRAALLOOGGÍÍAA DDEE PPAARRTTÍÍCCUULLAASS AATTMMOOSSFFÉÉRRIICCAASS CCAAPPTTAADDAASS MMEEDDIIAANNTTEE UUNN IIMMPPAACC--TTAADDOORR DDEE CCAASSCCAADDAA EENN UUNN ÁÁRREEAA DDEE LLAA IINNDDUUSSTTRRIIAA CCEERRÁÁMMIICCAA

MINERALOGY OF ATMOSPHERIC PARTICLES CAPTURED BY A CASCADE IMPACTORFROM AN AREA OF CERAMICS INDUSTRY

TT.. SSaannffeelliiuu;; EE..TT.. GGóómmeezz;; JJ.. RRiiuuss;; DD.. HHeerrnnáánnddeezz yy CC.. AAllvvaarreezz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 381

CCOONNCCEENNTTRRAACCIIÓÓNN DDEE MMEETTAALLEESS PPEESSAADDOOSS EENN SSUUEELLOOSS DDEELL EESSTTAADDOO DDEE SSÃÃOO PPAAUULLOO

HEAVY METALS CONCENTRATION IN SOILS FROM THE SÃO PAULO STATE (BRAZIL)

CCaarriiddaadd CCaanncceellaa,, RR..,, PPaazz GGoonnzzáálleezz,, AA.. yy AAbbrreeuu,, CC.. AA . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 385

CCAARRAACCTTEERRIIZZAACCIIÓÓNN TTÉÉRRMMIICCAA DDEE UUNN MMOORRTTEERROO RROOMMÁÁNNIICCOO

THERMIC CHARACTERIZATION OF A ROMANIC MORTAR

RR.. AArrttiiaaggaa,, AA.. VVaarreellaa,, FF.. BBaarrbbaaddiilllloo,, RR.. LLoossaaddaa,, JJ.. LL.. MMiieerr.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 389

EESSTTUUDDIIOO QQUUÍÍMMIICCOO YY MMIINNEERRAALLÓÓGGIICCOO DDEE LLAA FFAACCHHAADDAA DDEE LLAA EESSTTAACCIIÓÓNN DDEEVVAALLLLAADDOOLLIIDD.. EESSTTAADDOO AACCTTUUAALL YY PPAAUUTTAASS DDEE TTRRAATTAAMMIIEENNTTOO

CHEMICAL AND MINERALOGICAL STUDY OF THE FACADE OF THE VALLADOLIDSTATION. PRESENT STATE AND TREATMENT MEASURES

AA.. ddeell VVaallllee,, JJ.. MMeeddiinnaa,, AA.. ddee PPrraaddaa,, JJ.. DDeellggaaddoo,, JJ..LL.. PPéérreezz.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 393

CCAARRAACCTTEERRIIZZAACCIIÓÓNN AARRQQUUEEOOMMÉÉTTRRIICCAA DDEE CCEERRÁÁMMIICCAASS TTOOSSCCAASS DDEELL TTEEAATTRROORROOMMAANNOO DDEE CCAARRTTAAGGEENNAA ((MMUURRCCIIAA)).. RREESSUULLTTAADDOOSS PPRREELLIIMMIINNAARREESS

ARCHEOMETRIC CHARACTERIZATION OF ROUGH CERAMICS FROM THE ROMANTHEATRE OF CARTAGENA (MURCIA). PRELIMINARY DATA

MM..SS.. MMiilláá OOtteerroo,, RR.. AArraannaa CCaassttiilllloo yy AA.. AAllííaass LLiinnaarreess . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 395

CCAARRAACCTTEERRIIZZAACCIIÓÓNN AARRQQUUEEOOMMÉÉTTRRIICCAA DDEE CCEERRÁÁMMIICCAASS AARRGGÁÁRRIICCAASS DDEELL YYAACCII--MMIIEENNTTOO DDEE LLOOSS CCIIPPRREESSEESS ((LLOORRCCAA))

ARCHEOMETRIC CHARACTERIZATION OF ARGARIAN CERAMICS OF THE ARCHAEOLO-GICAL SITE OF LOS CIPRESES (LORCA)

MM..SS.. MMiilláá OOtteerroo,, JJ.. BBuuxxeeddaa ii GGaarrrriiggóóss,, AA..AAllííaass LLiinnaarreess,, RR.. AArraannaa CCaassttiilllloo . . . . . . . . . . . . . . . . . . 399

EESSTTUUDDIIOO MMIINNEERRAALLÓÓGGIICCOO YY QQUUÍÍMMIICCOO DDEE LLOOSS MMAATTEERRIIAALLEESS DDEELL MMOONNUUMMEENNTTOOFFUUNNEERRAARRIIOO DDEELL CCAASSÓÓNN ((JJUUMMIILLLLAA,, MMUURRCCIIAA))

MINERALOGICAL AND CHEMICAL STUDY OF THE MATERIALS FROM THE FUNERARYMONUMENT OF CASÓN (JUMILLA, MURCIA)

RR.. AArraannaa CCaassttiilllloo,, AA.. AAllííaass LLiinnaarreess,, MM..SS.. MMiilláá OOtteerroo,, JJ..MM.. NNoogguueerraa yy JJ..MM.. HHeerrnnáánnddeezz . . . . . . . . 403


Páx.

EESSTTUUDDIIOO AANNAALLÍÍTTIICCOO DDEE LLOOSS EELLEEMMEENNTTOOSS DDEE FFUUNNDDIICCIIÓÓNN DDEELL CCOOMMPPLLEEJJOO MMEETTAA--LLÚÚRRGGIICCOO DDEE LLOOSS BBEEAATTOOSS ((CCAARRTTAAGGEENNAA))

ANALYTICAL STUDY OF THE FOUNDRY ELEMENTS OF THE METALLURGIC COMPLEXOF LOS BEATOS (CARTAGENA)

RR.. AArraannaa CCaassttiilllloo,, JJ..AA.. AAnnttoonniioo AAnnttoolliinnooss MMaarríínn yy AA.. AAllííaass LLiinnaarreess . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 407

PPRROOCCEEDDEENNCCIIAA DDEE MMAATTEERRIIAALLEESS DDEE CCEERRÁÁMMIICCAASS BBAAJJOOMMEEDDIIEEVVAALLEESS EENN ÁÁLLAAVVAA AAPPAARRTTIIRR DDEE DDAATTOOSS GGEEOOQQUUÍÍMMIICCOOSS YY MMIINNEERRAALLÓÓGGIICCOOSS

PROVENANCE OF MATERIALS OF LOWMEDIOEVAL CERAMICS OF ALAVA INFERREDFROM GEOCHEMICAL AND MINERALOGICAL DATA

AA.. DDoommíínngguueezz,, MM.. CC.. ZZuulluuaaggaa yy LL.. AA.. OOrrtteeggaa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 411

CCAARRAACCTTEERRIIZZAACCIIÓÓNN DDEE CCEERRÁÁMMIICCAASS PPOOSSTTHHIISSTTÓÓRRIICCAASS DDEE NNAAVVAARRRRAA EELLAABBOORRAADDAASSAA MMAANNOO.. PPEETTRROOGGRRAAFFÍÍAA YY GGEEOOQQUUÍÍMMIICCAA

CHARACTERISATION OF HANDMADE POSTHISTORIC CERAMICS OF NAVARRA.PETROGRAPHY AND GEOCHEMISTRY

OOllaaeettxxeeaa,, CC..,,LLaarrrreeaa,, FF..JJ..,, ZZuulluuaaggaa,, MM..CC.. yy OOrrtteeggaa,, LL..AA.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 415

CCAARRAACCTTEERRIIZZAACCIIÓÓNN DDEE LLAA PPIIEEDDRRAA YY MMOORRTTEERROOSS EENN LLAASS FFAACCHHAADDAASS DDEELL TTEEAATTRROOAARRRRIIAAGGAA DDEE BBIILLBBAAOO

CHARACTERIZATION OF STONE AND MORTARS FROM THE FACADES OF ARRIAGATHEATRE OF BILBAO

JJ..MM.. HHeerrrreerroo,, PP..PP.. GGiill yy PP.. GGaarrccííaa--GGaarrmmiillllaa.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 419

CCAARRBBOONNAATTOOSS HHIIDDRROOTTEERRMMAALLEESS AASSOOCCIIAADDOOSS AALL DDEEPPÓÓSSIITTOO DDEE SSUULLFFUURROOSS MMAASSIIVVOOSS““MMAASSAA VVAALLVVEERRDDEE”” ((FFAAJJAA PPIIRRÍÍTTIICCAA IIBBÉÉRRIICCAA)):: CCAARRAACCTTEERRÍÍSSTTIICCAASS TTEEXXTTUURRAALLEESS YYGGEEOOQQUUÍÍMMIICCAASS

HIDROTHERMAL CARBONATES ASSOCIATED TO THE MASSIVE SULFIDES ORE DEPO-SITS OF “ MASA VALVERDE” (IBERIAN PYRITIC BELT). TEXTURAL AND GEOCHEMICALCHARACTERISTICS

TToossccaannoo,, MM..;; SSááeezz,, RR.. yy AAllmmooddóóvvaarr,, GG..RR.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 423

EELLEECCTTRROONN MMIICCRROOSSCCOOPPYY OOFF AALLKKAALLII FFEELLDDSSPPAARRSS:: RREEAADDIINNGG TTHHEE MMIICCRROOTTEEXXTTUURRAALLRREECCOORRDD OOFF IIGGNNEEOOUUSS EEVVEENNTTSS AANNDD FFLLUUIIDD––RROOCCKK IINNTTEERRAACCTTIIOONNSS

MICROSCOPÍA ELECTRÓNICA DE FELDESPATOS ALCALINOS: LECTURA DEL REGIS-TRO MICROTEXTURAL E INTERACCIONES FLUIDO-ROCA

IIaann PPaarrssoonnss.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 427


Cadernos Lab. Xeolóxico de LaxeCoruña. 2000. Vol. 25, pp. 19-21

CCeemm mmiillhhõõeess ddee aannooss ddee aaccttiivviiddaaddee hhiiddrrootteerrmmaall..OO eexxeemmpplloo ddoo ppaalleeoossiisstteemmaa VVaarriissccoo

OOnnee hhuunnddrreedd mmiilllliioonn yyeeaarrss ooff hhyyddrrootthheerrmmaalliissmm..TThhee ccaassee ssttuuddyy ooff tthhee VVaarriissccaann ppaalleeoossyysstteemm

FERNANDO NORONHA, ARMANDA DÓRIA, ALEXANDRA GUEDES EALEXANDRE LOURENÇO.

GIMEF- Departamento de Geologia e Centro de Geologia. Faculdade de Ciências da Universidade do Porto

A cadeia Varisca foi dobrada, pelomenos, por três fases de deformação D1, D2

e D3. A época em que se passou de umregime tectónico de extensão a compressãoé revelada pelos efeitos de D1, no fim doDevónico médio. Do encurtamento crus-tal, durante D1 e D2, até à colisão conti-nental surgiram dobras deitadas e duranteD3 dobras com plano axial vertical e zonasde cisalhamento dúctil. A acção de D3, aocontrário das duas primeiras fases ficouimpressa em muitas das massas graníticasVariscas, demonstrando a existência de umperíodo de distensão, durante D3, que per-mitiu a ascensão dos respectivos magmas.Associado a toda esta evolução e depois doespessamento crustal ocorreu, metamorfis-mo orogénico (sin a tardi D2) e anatexiacrustal, no Carbónico inferior (340 a 350Ma) com condições máximas de P de 300a 400 MPa e T de 600 a 700ºC.

O magmatismo orogénico implicoudois tipos principais de granitos: "granitosde duas micas" (moscovite dominante) ougranitos peraluminosos e "granitóides bio-títicos com plagioclase cálcica" ou granitosmonzoníticos e granodioritos. Os granitosde duas micas resultaram principalmenteda anatexia mesocrustal; aos granitóidesbiotíticos é atribuída uma origem basi-crustal. Associado à instalação dos granitosde duas micas registou-se um primeiropico térmico (T de 500 a 550ºC e P de 300a 350 MPa) e à dos granitos biotíticos,nomeadamente os pós-tectónicos, ummetamorfismo de contacto (T de 500 a550ºC e P de 150 a 200MPa).

Toda esta evolução do orógeno, querem termos metamórficos, quer magmáti-cos, implicou uma complexa história de

produção e circulação de fluidos. Primeiroos produzidos e movidos em consequênciada tectónica e metamorfismo e depois osremobilizados e equilibrados em conse-quência de sucessivos circuitos convectivosinduzidos pelo magmatismo e onde segu-ramente intervieram também fluidosmagmáticos e meteóricos.

Escolhendo sectores específicos, doNorte e Centro de Portugal, tentamosfazer uma reconstituição da complexa his-tória destes sistemas hidrotermais antigos(dos 340 Ma aos 270 Ma) recorrendo,principalmente ao estudo dos paleofluidosaprisionados em inclusões fluidas (IF) deminerais das rochas metamórficas e deestruturas mineralizadas, de diferentestipos e idades, associados a sistemas deidade Varisca.

Os fluidos mais antigos a que tivemosacesso estão contidos em veios de quartzo(ante-D3) em rochas metamórficas; eles sãopredominantemente aquosos, com vestí-gios de CH4 e/ou CO2 na fase volátil; e sãoos fluidos que consideramos mais próxi-mos dos resultantes dos processos de desi-dratação metamórfica. Entretanto e devidoa uma interacção fluido/rocha aqueles flui-dos modificaram-se e gradualmente foramadquirindo uma composição cada vez maiscomplexa, com uma fase volátil cada vezmais rica em CO2 e/ou CH4 aprisionada aP de 350 a 400 MPa e T de 500 a 550 ºC.Constituem exemplos destes fluidos, osaprisionados em quartzos leitosos de veiosque viriam a suportar os sulfuretos maisprecoces, como por exemplo a arsenopiri-te. Estes fluidos estão temporalmente liga-dos ao pico térmico associado à instalaçãodos granitos de duas micas (311 Ma). Os

20 Fernando Noronha, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Cem milhões de anos de actividade hidrotermal 21

últimos fluidos deste ciclo, são já domi-nantemente aquosos e de baixa salinidade,provavelmente devido a um influxo defluidos meteóricos, aos quais esteve asso-ciada a deposição do ouro Varisco em con-dições de P<70 MPa e T<300ºC. Estascondições são indicativas de acentuadolevantamento do orógeno e/ou mudançade regime litostático para hidrostático nofim da fase D3 (305 a 300 Ma).

Segue-se imediatamente no tempo umciclo em que os fluidos tiveram uma evo-lução idêntica, em termos composicionaismas espacialmente associados à subida einstalação de granitos mais quentes, por-que de origem basicrustal, que subirammais alto na crosta (até 4 km de profundi-dade), que provocaram importantes circui-tos convectivos - os granitos biotíticos(290 a 280 Ma). Os primeiros fluidos sãodominantemente aquosos, de origemmagmática, nomeadamente representadosem minerais silicatados das fases mais pre-coces (topázio); estes e fluidos meteóricosaquosos interagiram com as rochas meta-mórficas dando origem a fluidos aquo-car-bónicos associados aos óxidos, nomeada-mente, a óxidos de W e Sn. Com a conti-nuação da introdução de água meteóricano sistema, acompanhada com o abaixa-mento da temperatura e pressão, verificou-se um enriquecimento em CH4 na fasevolátil e uma progressiva diluição, tradu-zida por um aumento da densidade dosfluidos, nomeadamente os que ocorremassociados à deposição dos sulfuretos (cal-copirite e blenda) em estruturas filonianas.

A maior quantidade de fluidos quemigraram na crosta superior no final daorogenia Varisca foram, assim, águas

"metamórficas s.l." que entretanto se mis-turaram com águas superficiais à medidaque diminuiam as condições de P e T. Asprincipais forças para a sua migraçãoforam as descontinuidades estruturais (queagiram como zonas de drenagem), a insta-lação de magmas graníticos e a descom-pressão das unidades Variscas.


EEssttuuddiioo ddee llaa ccaappaacciiddaadd ccaalloorrííffiiccaa ddee uunnaa ssuuppeerraalleeaacciióónn ddee bbaassee nnííqquueell

AA hheeaatt ccaappaacciittyy ssttuuddyy ooff aa NNii--bbaasseedd ssuuppeerraallllooyy

A. VARELA(1), R. ARTIAGA(1), F. BARBADILLO(1), J. L. MIER.(1). J. H.SUWARDIE(2).

(1) Dept. Ingeniería Industrial II. E. P. S. Ferrol. Universidad de A Coruña.(2) Rheometric Scientific, Inc., Piscataway, NJ 08854. U. S. A.

Las superaleaciones de base níquel seutilizan en la industria para aplicacionesen las que se requieren materiales que aelevadas temperaturas posean buenas pro-piedades mecánicas y buena resistencia a lacorrosión y a la oxidación (1,2).

Las muestras estudiadas en este trabajo

provienen de un álabe del rotor de una tur-bina de gas, cuya composición química hasido determinada utilizando las técnicasXPS (espectroscopía de fotoelectrones), ICP(espectroscopía de emisión por plasma) ypara determinar su contenido en carbono unLeco CS-300, resultando ser la siguiente:

24 A. Varela, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

Ni Cr Co Al Ti Mo Fe C69,5% 9,2% 9,1% 5,1% 4,5% 2,5% 0,06% <0,02%

El alto contenido en Cr garantiza laelevada resistencia a la corrosión y a la oxi-dación a altas temperaturas y asimismo subuen comportamiento frente a gases sulfu-rantes que pueden dar lugar al fenómenode corrosión catastrófica o por sales fundi-das (3,4,5).

La presencia del Al y del Ti da lugar auna alta resistencia mecánica a elevadastemperaturas ya que motivan que al sertratadas térmicamente estas aleaciones seproduzca la precipitación, coherente con lamatriz austenítica de fase g , de un com-puesto intermetálico que responde a la fór-mula Ni3 (Al,Ti) conocido como fase g´· (6)

que es la causa de un aumento muy impor-tante de la resistencia.

El cambio de la microestructura conel tratamiento térmico se puede consta-tar observando al microscopio (1000x) lamisma antes y después del tratamiento.Esta observación es posible después delmontaje de las probetas en una resinatermoendurecible con posterior ataquequímico por inmersión durante 10 a 15seg. en un reactivo formado por 92% deHCl, 5 % de H2SO4 y 3 % de HNO3 envolumen (7).

Utilizando un analizador térmicosimultáneo STA 1500 de la casaRheometric Scientific se realizó el estudiodel comportamiento de la aleación duran-te el tratamiento térmico desde la tempe-ratura ambiente hasta los 1450º C utili-zando atmósferas de argón y de aire con unflujo de 50 ml/min en todos los experi-mentos y con velocidades de calentamien-to y de enfriamiento de 10º C/min, siendolas muestras debidamente preparadas entamaño y forma para su introducción encrisoles de alúmina.

La figura 1 muestra las curvas DSC yTGA correspondientes al calentamiento yenfriamiento de la muestra usando elargón como gas de purga. Se observa unpequeño incremento del peso a 1150º Cseguramente debido a un proceso de oxi-dación a causa de la presencia del oxígenocomo impureza en el argón. También seobservan dos picos endotérmicos proba-blemente debidos a la precipitación de lafase del intermetálico. En el enfriamientosolo se observa un pico exotérmico.

Los cálculos de la capacidad caloríficase realizaron a partir de las curvas de aná-lisis térmico de la muestra original usan-

XXas Jornadas S.EM. Estudio de la capacidad calorífica 25

do el argón como gas de purga. Se utiliza-ron crisoles de alúmina para la obtenciónde la línea base. Como patrón se utilizózafiro sintético (α-Al2O3). Los valores deCp del patrón se obtuvieron mediante un

ajuste polinómico propuesto por Gmeliny Sarge (8).

En la figura 2 se representa la variaciónde Cp con la temperatura.

FFiigguurraa 11.. TTeerrmmooggrraammaa ddee llaa ssuuppeerraalleeaacciióónn

FFiigguurraa 22.. GGrrááffiiccoo ddee llaa ccaappaacciiddaadd ccaalloorrííffiiccaa eenn ffuunncciióónn ddee llaa tteemmppeerraattuurraa

BBIIBBLLIIOOGGRRAAFFÍÍAA

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26 A. Varela, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


EEssttrruuccttuurraa eelleeccttrróónniiccaa yy ggrraaddiieenntteess ddee ccaammppoo eellééccttrriiccoo eenn ppoolliimmoorrffooss ddee AAll22SSiiOO55

EElleeccttrroonniicc ssttrruuccttuurree aanndd eelleeccttrriicc ffiieelldd ggrraaddiieennttss iinn AAll22SSiiOO55 ppoollyymmoorrpphhss

M. IGLESIAS(1), K. SCHWARZ(2), P. BLAHA(2), D. BALDOMIR(1).

(1) Física Aplicada, Univ. Santiago de Compotela, Santiago de Compostela, A Coruña(2) Institute of Physical and Theoretical Chemistry, TU Vienna, Viena, Austria.

Resumen

Se han estudiado los tres polimorfos deAl2SiO5, andalucita, cianita y sillimanitamediante el método LAPW usando el códi-go WIEN97. Andalucita aparece como elpolimorfo mas estable, de acuerdo conrecientes cálculos de pseudopotencial. Losgradientes de campo eléctrico (dentro del10%) y del parámetro asimétrico η (con unerror menor de 0.05) calculados coincidenbien con los datos experimentales.

Introducción

Andalucita, sillimanita y cianita sontres polimorfos de Al2SiO5 que aparecencomunmente en sedimentos pelíticosmetamórficos. Aparte de su importanciadesde el punto de vista petrológico, estoscompuestos también son interesantes desdeel punto de vista químico debido a las dife-rentes coordinaciones de los átomos de alu-minio. Detalles de las estructuras, estabili-dad y diagramas de fase de estos compues-tos pueden encontrarse en Kerrick [1].

El gradiente de campo eléctrico(EFG) es una propiedad del estado funda-mental de un sólido y depende drástica-mente de la densidad de carga eléctronicacerca del núcleo implicado. Datos experi-mentales de EFGs para 27Al en estos poli-morfos pueden encontrarse en [2]-[4],entre otros.

Blaha et al. [5] han desarrollado unmétodo para computar EFGs directamentedesde cálculos de estructura de bandasmediante métodos de primeros principios.En esta implementación se utiliza el méto-do de ondas planas linearizadas aumenta-

das (LAPW) [6] y los EFGs se calculancompletamente de forma autoconsistente.Este esquema de cálculo ha sido aplicado auna gran variedad de sistemas, véase [7]para referencias.

En el presente trabajo hemos realizadocálculos para los tres polimorfos medianteel método LAPW dentro del paqueteWIEN97 [5]. Ha sido estudiada la estabi-lidad de estos compuestos, así como losgradientes de campo eléctrico y las densi-dades de estados para estos sistemas. Estetrabajo es un resumen de uno enviado aPhys Chem Minerals.

Detalles computacionales

Los parámetros estructurales han sidotomados de Ralph et al. [8] (andalucita), deYang et al. [9] (sillimanita) y de Yang et al.[10] (cianita). En todos los casos han sidousados los parámetros obtenidos a tempera-tura ambiente.

Los radios de las esferas de corte (muf-fin-tin) han sido: 1.8 a.u. para Al, 1.5 a.u.para Si y 1.4 a.u. para O, y el corte para ondasplanas ha sido tomado para RmtKmax = 6.75,donde Rmt es el radio de corte más pequeño.Los estados Al 2p, Si 2p y O 2s han sido tra-tados por medio de orbitales locales [6].Para andalucita y sillimanita se han usado36 puntos en el espacio k para la zona irre-ducible de Brillouin, mientras que para cia-nita se han usado 40 puntos.

El tratamiento del potencial de corre-lacción-canje se ha realizado por medio dela aproximación de densidad local, LDA[11], y la aproximación del gradiente gene-ralizado, GGA [12].

28 M. Iglesias, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Estructura electrónica y gradientes de campo eléctrico 29

Resultados

El cálculo con el método GGA produ-ce andalucita como el polimorfo más esta-ble, seguido de sillimanita y cianita a 25mRy y 42 mRy respectivamente, lo cualcoincide con recientes cálculos de pseudo-potencial [13]. El orden se invierte paraLDA, donde cianita es el polimorfo de másbaja energía, seguido de andalucita (a 54mRy) y sillimanita (a 94 mRy).

La estructura electrónica ha sido calcu-lada para los tres polimorfos. Los resultadosdifieren poco entre GGA y LDA, con locual el análisis se realizará para el métodoGGA. Las bandas de valencia se extiendenaproximadamente sobre 8 eV y las bandasde conducción están separadas por un gapde energía de 5.2, 5.5 y 6.3 eV para anda-lucita, sillimanita y cianita. Debemos hacernotar que en DFT a menudo subestima losgaps de energía, incluso en un factor 2. Lasdensidades de estados (DOS) son similarespara todos los átomos, las bandas de valen-cia consisten principalmente de estados O-2p, Al-3s y -3p, y Si-3s y -3p fuertementemezclados sobre toda la región.

Los gradientes de campo eléctrico yparámetros de asimetría η de todos losátomos en los tres sistemas han sido calcu-lados siguiendo a Blaha et al. [5]. En lasiguiente tabla se comparan los valorespara todos los sitios inequivalentes de losaluminios con los datos experimentales.En la conversión de las frecuencias NMR aEFGs de 27Al hemos usado el valorQ=0.140b para el momento cuadrupolarnuclear, tomado de [14]. Como puedeobservarse, hay un buen acuerdo entrenuestros valores calculados y los datosexperimentales (~10 %) para todos lossitios de aluminio (el signo no fue medi-do). Es interesante observar como los valo-res teóricos son todos menores que losdatos experimentales, lo cual sugiere unposible valor más grande para el momentocuadrupolar de 27Al (Q=0.155b llevaría aerrores menores del 3 % en los EFGs).Esto viene corroborado por el hecho deque el parámetro de asimetría η, que nodepende de Q, está en perfecto acuerdocon los datos experimentales.

Andalucita Sillimanita Cianita

Teor. Exp. [4] Teor. Exp. [2] Teor. Exp. [3]

Al1 EFG +4.11 4.51 -2.32 2.63 +2.66 2.96

h 0.08 0.10 0.49 0.46 0.26 0.27

Al2 EFG +1.57 1.72 -1.82 2.00 -0.96 1.09

h 0.73 0.67 0.51 0.53 0.84 0.89

Al3 EFG -1.75 1.93

h 0.64 0.59

Al4 EFG -2.51 2.77

h 0.39 0.38


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30 M. Iglesias, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


CCrreecciimmiieennttoo eeppiittaaxxiiaall ddee yyeessoo ssoobbrree aannhhiiddrriittaa::EEssttuuddiioo iinn ssiittuu mmeeddiiaannttee mmiiccrroossccooppííaa ddee ffuueerrzzaa

aattóómmiiccaa ((AAFFMM))

EEppyyttaaxxiiaall ggrroowwtthh ooff ggyyppssuumm oovveerr aannhhyyddrriittee:: AAnn iinn ssiittuu ssttuuddyy uussiinngg aattoommiicc ffoorrccee

mmiiccrroossccooppyy ((AAFFMM))

C.M. PINA(1), U. BECKER(1) Y L. FERNÁNDEZ-DÍAZ(2).

(1) Institut für Mineralogie. Universität Münster. Correnstrasse 24. D-48149 Münster, Alemania.(2) Dpto. Cristalografía y Mineralogía. Universidad Complutense. 28040 Madrid. España.

La transformación de anhidrita (CaSO4)en yeso (CaSO4 · 2H2O) es un proceso fre-cuente que se encuentra en el origen de granparte de los depósitos secundarios de yeso. Sinembargo, el proceso de yesificación no seconoce bien. Se han propuesto diversos meca-nismos para explicarlo (disolución-recristali-zación, hidratación directa de la superficie decristales de anhidrita, hidratación vía bassani-ta). En la mayoría de los casos, las texturasindican que la yesificación se ha desarrolladopreferentemente sobre las superficies de exfo-liación de la anhidrita. El estudio a escalamolecular de los procesos superficiales querelacionan ambos minerales debe ayudar acomprender esta transformación.

En este trabajo se presenta un estudio insitu mediante microscopía de fuerza atómi-ca (AFM) de la disolución de anhidrita y delcrecimiento de yeso sobre un substrato deanhidrita en un medio acuoso. Los experi-mentos se realizaron a 25ºC en una celda defluidos incorporada a un AFM y consistieronen pasar soluciones acuosas sobre un subs-trato de anhidrita. En los experimentos dedisolución se utilizó agua destilada, mien-tras que en los experimentos de crecimientode yeso se emplearon soluciones acuosasconcentradas de CaSO4 (10-70 mmol/l). Lassuperficies de anhidrita usadas como subs-trato se exfoliaron inmediatamente antes decada experimento y correspondieron a caras(100), (010) y (001). Las observaciones deAFM muestran que la disolución de anhi-drita tiene características muy diferentesdependiendo de la superficie expuesta.Mientras que sobre las caras (100) y (010) sedesarrollan pozos de disolución someros ylos escalones de exfoliación retroceden lenta-mente, la cara (010) se disuelve a gran velo-cidad, desarrollándose pozos de disolución

profundos que coalescen rápidamente.Cuando se utilizan soluciones acuosas con-centradas de CaSO4, en el caso de la cara(100), pocos minutos después de iniciarse elexperimento sobre el substrato de anhidritase produce la nucleación epitaxial de mono-capas de yeso. El crecimiento de estas capasmonomoleculares de yeso está fuertementecontrolado por el substrato (Fig. 1). La capade yeso siempre se inicia a partir de un esca-lón de exfoliación preexistente en la superfi-cie (100) de la anhidrita (normalmente para-lelo a las direcciones <011> y con una altu-ra de ~ 7 Å) y avanza hasta alcanzar la aris-ta de otro escalón de anhidrita más alto. Apartir de ese punto crece una nueva mono-capa de yeso, que se desplaza sobre la mono-capa previa en dirección opuesta. El estudiomicrotopográfico indica que la superficie nomuestra discontinuidades después del creci-miento de yeso, de modo que dos monoca-pas de yeso parecen sumar la misma alturaque un escalón de exfoliación de anhidrita.

32 C. M. Pina, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

FFiigg..11.. IImmaaggeenn ddee AAFFMM qquuee mmuueessttrraa uunnaa ssuuppeerrffiicciiee((110000)) ddee aannhhiiddrriittaa,, ssoobbrree llaa eessttáá ccrreecciieennddoo uunnaa mmoonnoo--ccaappaa ((001100)) ddee yyeessoo.. SSee eemmpplleeoo uunnaa ssoolluucciióónn aaccuuoossaa ddeeuunnaa ccoonncceennttrraacciióónn [[CCaaSSOO44]] == 00..0077 mmooll//ll..

XXas Jornadas S.E.M. Crecimiento epitaxial de yeso sobre anhidrita 33

Las relaciones de epitaxia entre el subs-trato de anhidrita y el sobrecrecimiento deyeso se han determinado a partir de medi-das goniométricas sobre la superficie. Losplanos y direcciones de coincidencia son:(100)anhidrita//(010)yeso y [001]anhidri-ta//[001]yeso. Estas relaciones de epitaxiase han interpretado considerando las simi-litudes estructurales y las energías de inte-racción entre las dos superficies implicadas.Para ello se han realizado simulacionesmoleculares utilizando los programas deordenador Cerius2 y GULP. La menorenergía de interacción calculada correspon-de a la relación epitaxial entre yeso y anhi-drita determinada experimentalmente.


LLaa ccrriissttaalliizzaacciióónn ddee ((CCaa,,SSrr))CCOO33 ssoobbrree ssuuppeerrffiicciieess{{11001144}} ddee ccaallcciittaa

CCrryyssttaalllliizzaattiioonn ooff ((CCaa,,SSrr))CCOO33 oovveerr tthhee {{11001144}}ssuurrffaaccee ooff ccaallcciittee

J.M. ASTILLEROS (1), C.M. PINA (2), L. FERNÁNDEZ-DÍAZ (1) Y A. PUTNIS(2).

(1) Dpto. Cristalografía y Mineralogía. Universidad Complutense. 28040. Madrid España(2) Institut für Mineralogie. Universität Münster. Corrensstrassa 24. D-48149. Alemania

En este trabajo se presenta un estudioexperimental mediante microscopía defuerza atómica (AFM) de la cristalizaciónde (Ca, Sr)CO3 sobre la superficie {1014}de la calcita a partir de soluciones acuosas.Los experimentos se llevaron a cabo a 25º Cen una celda de fluidos incorporada a unAFM. En todos los experimentos se utiliza-ron superficies recién exfoliadas. Las solu-ciones acuosas de CaCO3 y SrCO3 emplea-das se prepararon por mezcla de solucionesde Na2CO3, Sr(NO3)2 y Cl2Ca. Se utilizarondistintas concentraciones de Sr2+, Ca2+ yCO3

=, pero manteniendo en todos los expe-rimentos una sobresaturación constantecon respecto a la calcita (β=5).

Con el fin de evitar el equilibrio solu-ción/substrato, se inyectó solución nuevacada 30 segundos. En todos los experi-mentos se observó el avance de los escalo-

nes de exfoliación inmediatamente des-pués de inyectar la solución. Sin embargo,cuando la cantidad de Sr2+ en la soluciónera elevada, las imágenes microtopográfi-cas mostraron el desarrollo simultaneo dedisolución y crecimiento sobre la superfi-cie de la calcita. El comportamiento fuesimilar cuando se realizaron experimentosutilizando la misma concentración dereactivos pero inyectando la solución úni-camente al comienzo de cada experimento.Tras un periodo inicial de crecimiento, sesucedía un periodo de disolución, el cualafectaba tanto a la superficie {1014}recién formada como al substrato previo.La observación de la superficie mostró laformación de pequeños núcleos tridimen-sionales de una fase secundaria, que proba-blemente corresponde a estroncianita.

36 J. M. Astilleros, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

FFiigg.. 11.. IImmaaggeenn ddee AAFFMM qquuee mmuueessttrraa llaa nnuucclleeaacciióónn ttrriiddiimmeennssiioonnaall ddee eessttrroonncciiaanniittaa ssoobbrree llaa ssuuppeerrffiicciiee {{11001144}}ddee llaa ccaallcciittaa..

XXas Jornadas S.E.M. La cristalización de (Ca,Sr)CO3 37

La interpretación de los fenómenos des-critos debe hacerse teniendo en cuenta fac-tores de tipo estructural, termodinámico ycinético. En este sentido, la termodinámi-ca señala la posible existencia de dos fasesdiferentes que bajo determinadas condicio-nes pueden coexistir en equilibrio termodi-námico: para relaciones Ca2+/(Sr2++Ca2+)próximas a la unidad, la fase estable esortorrómbica, mientras que para el resto delas relaciones la fase estable es romboédri-ca. Aunque, dadas las concentraciones deCa y Sr de las soluciones utilizadas en estosexperimentos, la fase que debería formarsees ortorrómbica, la presencia de un subs-trato de calcita permite que el sistemarebaje inicialmente su energía libremediante del crecimiento metaestable deuna fase romboédrica. Sin embargo, trans-currido un cierto periodo de tiempo, sesupera la barrera energética para la nuclea-ción tridimensional de la fase ortorrómbicay el sistema se aproxima al equilibriomediante un proceso de disolución de cal-cita y cristalización de estroncianita.


CCrriissttaalliizzaacciióónn ddee ((CCaa,,CCdd))CCOO33mmeeddiiaannttee eell mmééttooddoo ddee llaa ''ggoottaa ccoollggaannttee''

CCrryyssttaalllliizzaattiioonn ooff ((CCaa,,CCdd))CCOO33 uussiinngg tthhee ‘‘hhaannggiinnggddrroopp’’ mmeetthhoodd

A. VILLANUEVA , A. FERNÁNDEZ-GONZÁLEZ Y M. PRIETO.

Dpto. de Geología, Universidad de Oviedo. Arias de velasco, s/n. 33005-Oviedo

El carbonato de cadmio y la calcita formanuna solución solida que es completa y casiideal (Könisgsberger et al., 1991) a tempera-tura ambiente. Debido a su interés medio-ambiental los estudios sobre esta solución soli-da son muy numerosos (Stipp et al., 1992).

La gran diferencia entre los productosde solubilidad de la calcita y la otavita con-diciona enormemente la conducta de cris-talización de (Ca,Cd)CO3 a partir de solu-ciones acuosas. A temperatura ambiente, lamayoría de las soluciones acuosas están enequilibrio con sólidos extremadamentericos en cadmio mientras que las composi-ciones intermedias y las más cálcicas estánen equilibrio con soluciones acuosas prácti-camente libres de Cd. Este hecho se tradu-ce en una fuerte partición preferencial delCd hacia la fase sólida. Aunque la particiónpreferencial se ve amortiguada por efectoscinéticos, se observa incluso cuando lanucleación se produce muy lejos del equi-librio (Fernández-González et al., 1999).

Se presenta aquí un trabajo experiemen-

tal de cristalización de esta solución sólida apartir de soluciones acuosas con el métodode la “gota colgante”; una técnica muycomún en el crecimiento de macromolécu-las orgánicas, pero nunca utilizada hastaahora para crecer soluciones sólidas de car-bonatos. El dispositivo experimental apare-ce representado en la Figura 1. En el crista-lizador inferior se coloca una solución decarbonato amónico y sobre la placa unasgotas de una solución de CaCl2+CdCl2,manteniendo la placa unida a los dos crista-lizadores mediante un sello de silicona. Deeste modo, en el pequeño espacio aisladopor los cristalizadores se va produciendo unincremento progresivo en la presión de CO2

y llega un momento en que es suficientepara que el carbonato reaccione con el Cd yCa presentes en la gota y comiencen a cre-cer cristales de la serie calcita-otavita. Sehan llevado a cabo varios experimentoscombinando diferentes proporciones de Cay Cd con el fin de obtener distintos térmi-nos composicionales de la solucion solida.

40 A. Villanueva, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

FFiigg.. 11..11:: DDiissppoossiittiivvoo eexxppeerriimmeennttaall:: aa)) ccrriissttaalliizzaaddoo--rreess;; bb)) ppllaaccaa aagguujjeerreeaaddaa;; cc)) jjeerriinnggiillllaa ddee 11mmll..

Tabla 1.1: Molaridad de CaCl2 y CdCl2 en las gotas.Para cada una se realizaron dos experimentos: con(NH4)2CO3 0,5 y 0,05M.

GOTA CdCl2 CaCl2

G-1 0 0,5

G-2 0,01 0,5

G-3 0,03 0,5

G-4 0,05 0,5

G-5 0,1 0,5

G-6 0,3 0,5

G-7 0,5 0,5

G-8 0,5 0,3

G-9 0,5 0,1

G-10 0,5 0

XXas Jornadas S.E.M. Cristalización de (Ca,Cd)CO3 41

En cada experiencia, la modelizaciónde la fase acuosa ha permitido conocer laevolución de la sobresaturación hasta elmomento de la nucleación. Se ha compro-bado que la velocidad a la que se sobresa-tura el medio influye en el nivel de sobre-saturación necesario para que la nucleaciónse produzca: cuando la velocidad de sobre-saturación es más alta, el grado de sobresa-turación que el sistema debe alcanzar paraque la nucleación tenga lugar es mayor.Por otras parte, el análisis de los núcleosha permitido comprobar que la particiónpreferencial depende de la sobresatura-ción, amortiguándose para sobresaturacio-nes crecientes.


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PPrroobblleemmááttiiccaa ddee llaa eexxttrraacccciióónn yy ttrraattaammiieennttoo ddee mmiinneerraalleess eenn llaa ssaalluudd hhuummaannaa

TThhee pprroobblleemm ooff mmiinneerraall eexxttrraaccttiioonn aanndd pprroocceessssiinngg oovveerr hhuummaann hheeaalltthh

RODRÍGUEZ, I., GONZÁLEZ, I., Y CARRETERO, M.I.

Dpto. de Cristalografía, Mineralogía y Química Agrícola. Facultad de Química. Universidad de Sevilla.41071. Sevilla

Los problemas de la salud ocupacionalproducidos por inhalación de partículas ogases nocivos han sido estudiados en losúltimos años, como resultado de las conse-cuencias trágicas producidas por la exposi-ción de los trabajadores a distintos tiposde contaminación, aunque la situación esconocida desde muy antiguo. Agrícola enDe Re Metallica (1556) menciona por pri-mera vez el efecto perjudicial que causa elpolvo de las minas a los mineros. Refieretambién que los mineros de Joachimsthalusaban mascarillas como protección, sien-do ésta una de las primeras referenciasconocidas a un equipo de protección respi-ratoria (Chisholm, 1994). Sin embargo, hasido a partir de la Revolución Industrialcuando la influencia patógena de los mine-rales en el hombre comenzó a convertirseademás en un grave problema económico,ya que provocaba un alto absentismo labo-ral, y se comenzaban a exigir cuantiosassumas de dinero en concepto de indemni-zaciones por los daños sufridos tras el con-tacto profesional o accidental con estosminerales. La investigación en este campotambién se impulsó a raíz del crecienteinterés por los temas medioambientalesque cobraron auge a partir de la “Conferencia de las Naciones Unidas sobreel Medio Humano “ celebrada enEstocolmo en 1972. En los últimos añosexisten numerosos trabajos dedicados ainvestigar los efectos patológicos que tie-nen los minerales en la salud humana,cuando se está expuesto a elevadas dosis deun determinado mineral o bien cuando elcontacto es prolongado en el tiempo(Stanton et al., 1981; Davis, 1981;Guthrie, 1992; Hume & Rimstidt, 1992;

Chisholm, 1994; Soria et al., 1995;Wagner et al., 1998; Van Oss et al., 1999).

La mayoría de los efectos nocivos estánrelacionados con el contenido en la atmós-fera de gases (S02, N0x, y compuestoshalogenados) o partículas contaminantes(sílice, minerales fibrosos, caolín, barita,óxidos de hierro, cromo, cadmio, manga-neso, titanio) generados por la extraccióny/o tratamiento de minerales. Para teneruna idea de la magnitud de las emisionesatmosféricas de partículas hay que decirque sólo en la Comunidad AutónomaAndaluza la extracción de minerales metá-licos origina una emisiones de 37.765T/año, la de minerales no metálicos 2.071T/año y los productos de cantera 73.886T/año. En concreto, el papel patógeno delas partículas está relacionado con la víainhalatoria, aunque también puede afectarpor vía digestiva y a través de la piel. Larespuesta patológica del organismo se pro-duce cuando esa exposición supera lasbarreras defensivas naturales que existen,principalmente a nivel pulmonar, aunquetambién del aparato digestivo y de la piel.Esa reacción puede ser en forma de irrita-ción, inflamación, fibrosis o cáncer, siendolos pulmones el órgano más frecuentemen-te dañado. La intensidad de la respuestaestará en función del amplio rango de acti-vidad biológica que presentan los minera-les, pasando desde los aparentemente inac-tivos o ligeramente activos, como la hema-tites, a los altamente fibrogénicos o cance-rígenos, como la brucita fibrosa. Los asbes-tos y el cuarzo , junto con otros anfíbolesfibrosos, producen sin duda gran númerode enfermedades pulmonares. Con menorincidencia, o sólo en casos extraordinarios

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XXas Jornadas S.E.M. Problemática de la extracción y tratamiento de minerales 45

de exposición, están algunos minerales dela arcilla y otros filosilicatos (caolinita,sepiolita, palygorskita, clorita, talco,micas) y algunas zeolitas fibrosas como laerionita (Guthrie, 1992).

Los efectos dependen de a) la dosis, b)forma y tamaño de partícula, c) composi-ción química de la misma, d) tiempo eintensidad de la exposición y e) la solubi-lidad en los tejidos. En general la toxici-dad o patogenicidad de los minerales estárelacionada directamente con las propie-dades morfológicas y mecánicas (forma,resistencia a la flexión, fractura) y las pro-piedades químicas (mecanismos de diso-lución, cinética, actividad catalítica, pro-piedades de superficie ). Lo principal paraprever el efecto nocivo de los minerales esconocer su metabolización en el organis-mo, y la susceptibilidad individual ante elcontacto con el mineral (cómo se disuelveel mineral en los fluidos citoplásmicos,qué cationes se lavan y cuál es la parteinsoluble). Por consiguiente se necesitamucha más investigación sobre las propie-dades de disolución de los minerales encondiciones fisiológicas. Este aspecto esun campo fascinante de la MineralogíaAplicada.

El principal grupo de enfermedadesprovocadas por los minerales son las causa-das por el contacto mantenido con mine-rales en el lugar de trabajo. En este aparta-do destacan las Neumoconiosis, (Guthrier& Mossman 1993), grupo de enfermeda-des claramente definido por laOrganización Internacional del Trabajo enBucarest en 1971, siendo más frecuentesque los procesos neoplásicos y las reaccio-nes alérgicas. Otro grupo sería el de las

intoxicaciones o envenenamientos debidasa la ingestión, inhalación o contacto con lapiel, de modo accidental o suicida, de sus-tancias minerales. En este grupo destacanlas intoxicaciones por mercurio, con elcuadro de Hidrargirismo crónico, quecursa con grave deterioro a nivel del siste-ma nervioso, tanto central como periféri-co, así como su acción teratogénica enexposiciones prenatales. Destacan tambiénel plomo, por su capacidad de unión a loshematíes, compitiendo por el sitio del oxi-geno, aprovechando esa unión para vehicu-lizarse por todo el cuerpo; y el arsénico,posiblemente el tóxico sobre el que existemás literatura de todo tipo, dado el halode misterio que tienen sus efectos sobre laspersonas hasta terminar causando sumuerte.

Hay que poner de manifiesto, aunqueno tiene la misma importancia, que el con-tacto con el polvo de los minerales, no soloes posible en las minas donde se extraen oen las industrias donde se manejan, sinoque también tiene lugar en las casas dondelos tabiques, cables, conducciones de aireetc, contienen minerales nocivos. Los ali-mentos, cosméticos, cigarrillos, poseensustancias minerales que en distintas can-tidades pasan al aire y pueden introducir-se en el organismo. También

el problema de salud, asociado a losgases nocivos producidos por la desinte-gración del uranio, tiene gran interés porel riesgo potencial de provocar neoplasiasde distinta localización y gravedad evolu-tiva, causadas por el daño celular depen-dientes de la dosis y del tiempo de exposi-ción a la radiactividad.


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RReehhaabbiilliittaacciióónn cciieennttííffiiccaa ddeell TTeeaattrroo AArrrriiaaggaa ddee BBiillbbaaoo:: DDiiaaggnnóóssttiiccoo ee iinntteerrvveenncciióónn

SScciieennttiiffiicc rreehhaabbiilliittaattiioonn ooff tthhee AArrrriiaaggaa TThheeaattrree ooff BBiillbbaaoo:: DDiiaaggnnoossiiss aanndd iinntteerrvveennttiioonn

J.M. HERRERO (1), P.P. GIL (1), P. GARCÍA (1), J.A. IBÁÑEZ (1), I. YUSTA (1), G.RENOBALES (2), M.I. RODRÍGUEZ (3), M. CANO (3), M. ZALBIDE (3), E. MAS(4), B. BREA (4), P. BILBAO (4).

(1) Dpto. Mineralogía y Petrología, UPV/EHU, E-48940 Leioa (Vizcaya)(2) Dpto. Biología Vegetal y Ecología, UPV/EHU, E-48940 Leioa (Vizcaya)(3) Centro Tecnológico Labein, C. Olabeaga, E-48013 Bilbao(4) Gabinete Arquitectura, Ayto. Bilbao, Pza. Venezuela 1, E-48001 Bilbao.

El estado de deterioro de las fachadas delTeatro Arriaga de Bilbao (arquitectoRucoba, edificado en 1886-1889) llevó a lospropietarios del edificio (C.A.C. TeatroArriaga, Ayto. de Bilbao) a restaurarlo entrejunio de 1999 y marzo de 2000. Un equipomultidisciplinar ha participado en la caracte-rización de materiales y diagnóstico del dete-rioro y posteriormente ha asesorado en elproceso de intervención que se resume eneste trabajo.

Se ha elaborado una cartografía y caracte-rización de los materiales pétreos y morterosque integran las fachadas del monumento(Herrero et al., en este volumen). La edifica-ción asienta sobre sillares de piedra: areniscay varios tipos de calizas, cuyas propiedadesfísicas (hídricas, porosimétricas) y petrológi-cas fueron analizadas. Parte de los paramen-tos de las fachadas laterales y posterior son deladrillo cubierto por morteros y pinturasimitando la piedra. Los elementos decorati-vos son de caliza o modelados en estuco.

El grado de deterioro es muy variable.Aunque la colonización vegetal es incipien-te, en las áreas más húmedas se han detecta-do líquenes (Verrucaria, Sarcogyne,Lecanora, Caloplaca...) y musgos (briofitos:Tortula muralis, Bryum bicolor), plantasvasculares (Oryzopsis, Conyza), colonias dehongos y algas filamentosas. Se ha propuestosu eliminación con biocidas (cloruro de ben-zalconio) y espátulas.

En cuanto a las sales en los materialespétreos, éstas se dispersan en la superficierocosa como cloruros y sulfatos, dando lugara costras o subeflorescencias. Algunas mues-tras superficiales han dado contenidos en clo-ruros entre el 0.05 y 0.6% y en sulfatos entre0.17 y 1.45%. Los estudios de DRX, revelanuna escasa proporción de halita, mientras

que el yeso aparece en gran número de mues-tras. Algunas subeflorescencias son de the-nardita. Los mayores problemas se dan por laformación de costras negras, siendo la calcitay el yeso sus principales componentes, juntoal hollín y micropartículas metálicas. Estassales han producido desescamaciones enalgunos sillares y figuras y microalveoliza-ción en otros puntos. Otras alteraciones sonla pérdida de cromaticidad en la caliza, porblanqueo o amarilleo (óxidos de hierro). Elcobre de las planchas de la cubierta superior,proporciona carbonatos que dan lugar amanchas verdes. Se han producido pérdidasde volumen en algunas cornisas y piezas decaliza y en esculturas. Las pérdidas en ele-mentos que sustentan carga, como caneci-llos, dinteles, etc. debieron ser repuestas.

Los estucos también tenían problemas deacumulación de sales, especialmente en losmorteros de cubrición de restauracionesanteriores, hasta el punto de que éstos se des-prendían. Para corregir las roturas en lascariátides se emplearon pernos, vendajes, etc.La pérdida de pigmentación en estucos ymorteros se abordó con el uso de pinturasminerales, con carga de TiO2 en los estucosque imitan caliza y con carga de óxidos de Feen los que imitan arenisca.

Se recomendó la participación de equiposde restauradores para los grupos escultóricosen piedra caliza de la fachada principal, abor-dando una limpieza con eliminación previade sales (apósitos de celulosa y papetasAB57). Las partículas desescamadas fueronpreconsolidadas con resinas reversibles.Después se utilizaría la limpieza con microa-renadoras, en seco, a muy baja presión, conárido de microsferas de vidrio. Para la lim-pieza de los paramentos de calizas y superfi-cies de mortero de marmolina se emplearon

48 J. M. Herrero, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Rehabilitación científica del teatro Arriaga de Bilbao 49

microesferas de vidrio (0.05-0.12 mm), conmáquinas de chorro de agua de presión con-trolada, inferior a 1,5-2 Kg/cm2. Los sillaresde arenisca no deteriorados y los elementosde estuco se limpiaron con chorreado enhúmedo a baja presión (< 2 Kg/cm2) con deárido cuarzo (máximo de 0.2-0.3 mm). Laaplicación sobre las cariátides y otros decora-dos, tendría que hacerse de manera especial-mente controlada para no eliminar el dibujo,ni la capa de pigmento.

Se planteó la eliminación de juntas y susustitución por morteros con bajas propieda-des mecánicas, ya que muchas de ellas sobre-salían sobre los sillares y su mortero conteníacemento duro y árido de cuarzo. Ante la difi-cultad de encontrar productos comercialesbasados en morteros de cal, para la reposiciónde volúmenes en la caliza se recurrió a mor-teros de cuarzo y puzzolana con componen-tes que impidieran la precipitación de sulfa-tos y aplicados en capas. La base de elemen-tos que sustentan carga necesitó el armadocon elementos de acero inoxidable mientraslos acabados necesitaron bases con pigmen-tos naturales.

Se recomendó el uso de consolidantessobre la arenisca y caliza. De entre los ensa-yos realizados sobre distintos tipos comercia-les, se ha seleccionado un producto basado ensilicatos de etilo, con aceptable penetrabili-dad en obra y relativamente buen comporta-miento durante el envejecimiento con crista-lización de sales. En la aplicación sobre lacaliza, la profundidad de penetración fue de8 mm sin aparente cambio de color. Comohidrofugante, ha resultado eficaz, en losensayos, la mezcla de poliésteres y polisiloxa-nos. Su comportamiento ha sido satisfactoriotanto sobre la roca natural como sobre la pro-tegida con silicatos de etilo. Se ha recomen-

dado la aplicación de este hidrófugo sobrecalizas y areniscas, con independencia deltratamiento o no con consolidante.

Para el futuro, planteamos la convenien-cia de tomar medidas protectoras de cara altráfico rodado en las inmediaciones, por elefecto nocivo que los motores tienen al cata-lizar la formación de sulfatos. También se haprevisto monitorizar periódicamente el esta-do de la fachada para reducir el impacto queuna falta de conservación tendría sobre unbien histórico.

Agradecimientos

Este proyecto ha sido financiado por laUTE Arriaga (Amenabar-Eraiker) y pro-movido por el Gabinete de Arquitecturadel Ayuntamiento de Bilbao, Consejo delTeatro Arriaga y Departamento de Culturade la Diputación Foral de Vizcaya, entida-des a las que agradecemos las facilidadespara desarrollar el trabajo y publicar estosdatos.


CCoonnssiiddeerraacciioonneess mmeettooddoollóóggiiccaass aacceerrccaa ddeell eessttuuddiioo ddee iissóóttooppooss eessttaabblleess eenn rreessttooss óósseeooss

ffóóssiilleess

MMeetthhooddoollooggiiccaall ccoonnssiiddeerraattiioonnss oonn tthhee uussee ooff ssttaabbllee iissoottooppeess ooff ffoossssiill bboonnee rreemmaaiinnss

D. FERNÁNDEZ MOSQUERA & M. VILA TABOADA.

(1) Dpto. de Mineralogía y PetrologíaInstituto Universitario de Xeoloxía "Isidro Parga Pondal". Universidade da Coruña.Campus da Zapateira s/n. 15071. A Coruña ([email protected])

La medida de isótopos estables en los restosfósiles óseos puede ser de gran utilidad paraobtener información de las condicionesambientales en las que se desarrolló el organis-mo y aun más cuando se trata de la única fuen-te de datos posible para obtener datos sobre elmetabolismo de animales extinguidos [1].

Tanto los minerales biogénicos (apatito)como la materia orgánica (colágeno princi-palmente) que se encuentra en el huesofósil tienen una composición isotópica rela-cionable con los procesos físico-químicosde fraccionamiento isotópico que sufren losdistintos isótopos desde su estado naturalhasta que se incorporan al organismocorrespondiente. Así, el 18O del fosfato delapatito puede ser relacionado con su abun-dancia natural en la precipitación a escalaregional. Y los isótopos 13C y 15N que seencuentran en el colágeno fósil aportandatos sobre el tipo de vegetación, dieta yposición trófica del animal estudiado.

En ambos casos, es requisito imprescin-dible que el material a analizar no hayasufrido alteraciones diagenéticas en su com-

posición isotópica original después de lamuerte del animal. Para el caso del apatitoesto se comprueba observando que en ladifracción por R-X del mineral no existanrecristalizaciones [2]. Para el caso del colá-geno se utiliza la relación atómica C/Ncomo índice de conservación [3]. Convienetener en cuenta las especiales característicasde las muestras fósiles cuando se trata deobtener información paleoambiental. Sedebe contar con un número representativode muestras, (lo que no siempre es posible),para cada yacimiento. También deben consi-derarse los efectos metabólicos debidos a laedad del individuo, a las características de sufisiología, a las especies comparadas, o a lasdistintas poblaciones, aun de la misma espe-cie, que se analizan. Por último, es necesariocontar con una buena datación absoluta delos restos estudiados. Solo así es posibleextraer información paleoambiental fiablede los análisis isótopicos de restos óseos.

En la Figura 1 se presenta el resultado dela comparación de las abundancias de 13C y15N en colágeno extraído de restos fósiles de

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FFiigg 11.. IInnfflluueenncciiaa ddee llaa eeddaadd eenn llaa sseeññaall iissoottóóppiiccaa mmeeddiiddaa eenn rreessttooss ffóóssiilleess..

XXas Jornadas S.E.M. Consideraciones metodológicas acerca del estudio 53

Ursus speleaus de dos yacimientos de Galicia[4,5]. La influencia de la edad del individuoen la señal medida se pone de manifiestocuando se compara la diferencia de la señalentre lactantes, juveniles y adultos.

Los primeros presentan una concentra-ción más alta de 15N debido a su alimenta-ción exclusiva por leche materna, lo querepresenta un nivel trófico superior al de sumadre, y menor abundancia de 13C debido ala mayor abundancia en grasas de la lechematerna respecto a la dieta vegetariana delos adultos. Es posible apreciar en la Figura1 como estos efectos se diluyen a medidaque el animal crece. Por esta razón la señalde los adultos es la que mejor refleja las con-diciones ambientales que afectaron el desa-rrollo de la especie estudiada en este caso.

En el caso en que se comparen los resulta-dos del análisis isotópico de individuos adul-tos de la misma especie procedentes de dis-tintos yacimientos con diferentes edadesabsolutas, al tiempo que se elimina el factordiferencias fisiológicas se reducen las causasde variación a los parámetros ambientales:(clima, vegetación, sustrato geológico, ali-mentación, etc.). En la figura 2 se puedenapreciar las diferencias existentes entre distin-tos yacimientos datados en 24Ka BP (Eiros)y 38Ka BP (Liñares), que se interpreta quecorresponden únicamente a la variación en lascondiciones ambientales existentes entre losdos yacimientos. Dado que se trata de dosyacimientos fósiles muy próximos correspon-dientes a la misma área de Galicia, con elmismo substrato geológico, la misma vegeta-ción y que han sido analizados para la mismaespecie animal, las únicas diferencias corres-ponden a la diferente edad del yacimiento ypor tanto a los cambios climáticos entre los

dos episodios representados en los dos yaci-mientos analizados: un clima mucho mascálido para Liñares que para Eirós.


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FFiigguurraa 22.. CCoommppaarraacciióónn eennttrree ddiissttiinnttooss yyaacciimmiieennttooss..


EExxppeerriimmeennttaall aalltteerraattiioonn ooff aa ssuubbvvoollccaanniicc rroocckk wwiitthh 11 MM NNaaOOHH ssoolluuttiioonn

AAlltteerraacciióónn eexxppeerriimmeennttaall ddee uunnaa rrooccaassuubbvvoollccáánniiccaa ccoonn uunnaa ssoolluucciióónn 11 MM NNaaOOHH

A. DRIEF, F. NIETO AND A. SANCHEZ-NAVAS.

Departamento de Mineralogía y Petrología. Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra. Universidad deGranada-C.S.I.C. Av. Fuentenueva s/n, 18002 Granada, Spain.

INTRODUCTION

Smectites are widely distributed overthe earth's crust as the weathering productsof volcanic glasses or rock-formingminerals. They have been synthesised at lowtemperature using various startingmaterials. On the other hand, berthierine iscommonly considered to be typical ofmarine sediments, undoubtedly as a resultof its frequent occurrence in marine ooliticironstone formations. But, there are still fewexperimental works dealing with itsformation. Because most syntheses of clayswere carried out using synthetic startingmaterials under hydrothermal conditions,the aim of the present study is the formationof clay minerals from a subvolcanic rockduring its interaction with 1 M NaOHsolution at room temperature.

Material and experimental methods

The subvolcanic rock used in the presentstudy is characterised by the presence ofolivine, calcic plagioclase and pinkish Ti-rich augite associated in ophitic texture. Ti-rich amphibole, biotite, are accessoryminerals together with apatite and Fe-Tiores. The absence of clays in the starting rockwas confirmed by a previous TEM/AEMstudy using copper grids. The subvolcanicrock was gently ground in an agate mortar.The specific surface area obtained was 3.16m2/g. Three g were then placed in a glassflask with 500 ml of 1 M NaOH solution.The experiments were performed at roomtemperature for 1, 3, 14 and 40 days. Aftereach reaction period, solids and solutionswere separated. The residual material wasthen cleaned by distilled-deionized water to

remove adhering salts. The solid fraction ofeach reaction was then studied by X-raydiffraction (XRD) and analyticaltransmission electron microscopy(TEM/AEM). Smectite from the subvolcanicderived soil was used for further comparison.

Results and discussion

The structural formulas of the smectiteprecipitated in the third day of theexperiment, calculated from AEM analysesshow that both Si and Al contents rangewidely. Silica varies between 3.23 and 3.98pfu while Al ranges from 2.16 to 1.44 pfu.The ranges in which Mg and Fe vary arewide as well, suggesting that differentkinds of smectites are present. The Fecontent is, in general, higher than that ofMg. These analyses showed a veryheterogeneous interlayer composition withregard to the interlayer cations. At 14 daysof reaction, TEM lattice fringe imagesshow the presence of smectite layers andberthierine-smectite mixed-layer (B-S).The structural formulas of B-S, calculatedfrom AEM analyses performed on B-Spackets of TEM images revealed acomposition which is compatible with thatpreviously reported in the literature forberthierine. In addition, TEM images alsorevealed the presence of amorphousmaterials tightly intergrown with smectiteparticles: one of them corresponds to anFe-Si-Ca amorphous substance and formsovoidal to ellipsoidal structures and twoothers tightly associated with smectitesthe composition of which is quite similarto that of the adjacent smectite. At 40 daysinto the experiment we found similar

56 A. Drief, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Experimental alteration of a subvolcanic rock 57

characteristics to the 14-day reaction werefound. Randomly interlayered 0.7 and 10nm packets were observed. However, theirchemical composition showed that the0.7-nm phase is a Mg-rich-greenalite-smectite mixed-layers (Mg-G-S) instead ofthe 14-day berthierine.

The use of HRTEM/AEM wasindispensable to characterise the differentphases generated during the alterationprocess, their chemical compositions, andtheir textural relationships. In the firststeps of the alteration process, experimentalinteraction with 1 M NaOH solution led tothe formation of dioctahedral beidellite toFe-rich montmorillonite after 1 and 3 daysof reaction. This range of smectitecomposition is similar to that from naturalsubvolcanic-derived soil formed from thesame parent material. After 14 days ofreaction, a berthierine-smectite (B-S)mixed-layer clay had partially replaced thesmectite. Although, the presence ofsmectite interlayers prevented analysis ofpure berthierine, berthierine-rich B-Smixed-layers have a composition similar topure berthierine. After 40 days, thealteration process led to a 7Å-S mixed-layerthe composition of which falls betweengreenalite and lizardite. In fact, the increasein Si in the tetrahedral sheet produced adecrease in Al (in both the tetrahedral andoctahedral sheets) and a concomitantincrease in Mg in the octahedral sheet, thatis, the Tchermack substitution favored bythe progressive increase with time of theSi/Al ratio into the solution. Because of theprecipitation of Si-Ca-Fe amorphousmaterial as a sink of Fe, such substitutioninvolved Mg rather than Fe.

Acknowledgements

Financial support was supplied byResearch Project nº PB96-1383 of theSpanish Ministry of Education andResearch Group RNM-0179 of the Juntade Andalucía.


CChheemmiissttrryy ooff ccllaassttiicc sseeddiimmeenntt--ffoorrmmiinnggssmmeeccttiitteess aanndd iittss iimmpplliiccaattiioonnss ffoorr tthhee

ssmmeeccttiittee--ttoo--iilllliittee ttrraannssffoorrmmaattiioonn

QQuuiimmiissmmoo ddee uunn sseeddiimmeennttoo cclláássttiiccoo ffoorrmmaaddoorr ddee eessmmeeccttiittaa yy ssuuss iimmpplliiccaacciioonneess

eenn llaa ttrraannssffoorrmmaacciióónn eessmmeeccttiittaa--iilliittaa

A. DRIEF AND F. NIETO.

Departamento de Mineralogía y Petrología. Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra. Universidad deGranada-C.S.I.C. Av. Fuentenueva s/n, 18002 Granada, Spain.

INTRODUCTION

Prior to the development of "in-situ"analysis techniques, data on the chemicalcomposition of minerals was derivedexclusively from whole rocks usingmonomineral samples or from assemblages inwhich the separation of minerals was possible.Therefore, knowledge concerning the realcomposition of smectites in soils andsediments was significantly delayed, and itwas assumed that the typical smectitecomposition was that of materials in whichthey were the only phase or easily separated.Recently, Analytical Electron Microscopy(AEM) analyses have demonstrated thatsmectites forming sediments or sedimentaryrocks can also be analysed in spite of theirsmall size and their defective nature. Smectitesplay an important role in the geological cycle.They are the basic material for the smectite-illite transformation during the diagenesis ofsedimentary materials giving rise to illite-bearing sedimentary rocks.

Material

Five smectite-bearing soils andsediments were collected from differentareas. They were chosen as representativeof the different steps of the geologicalevolution of smectites from clasticmaterials. Also, the compositions of fourK-rich marine smectites reported in theliterature have been used to compare theirinterlayer occupancy with those of thepresent study.

Results and discussion

Smectite was the principle clay mineralphase present in all the studied samples,with significant amounts of mica,kaolinite and chlorite, in some of thesamples. The XRD patterns of the clayfraction after various treatments show atypical behaviour of natural smectite, butno smectite-illite mixed-layers were found.

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FFiigguurree 11.. PPlloott ooff tthhee iinntteerrllaayyeerr ccoommppoossiittiioonn ooff ssmmeeccttiitteess iinn tthhee CCaa--KK--NNaa tteerrnnaarryy ssyysstteemm.. ((aa)) == ssmmeeccttiitteess oofftthhee pprreesseenntt ssttuuddyy,, ((bb)) == mmaarriinnee ssmmeeccttiitteess rreeppoorrtteedd iinn tthhee lliitteerraattuurree..

Analytical Electron Microscopy of thestudied smectites revealed that K waspresent in significant proportions (Figure

1). It was the major interlayer cation insoils developed on pelitic rocks (MM), andin continental and marine sediments (GC-

XXas Jornadas S.E.M. Chemistry of clastic sediment-forming smectites 61

0 and GC-2), independently of theirdiagenetic grade. Na was predominantonly in soils from basic rock (VS). Fluvialsediments (CR) contained smectites withboth kinds of interlayer compositions. Theoctahedral composition of each sampleranged widely, covering various fields ofdioctahedral-smectite types. These fieldsdefined by Güven (1988) have nosignificance for clastic-sediment-formingsmectites because they are in origin aresult of genetic rather than crystal-chemical factors. The most importanttrend was the substitution of Al by Fe andMg; the chemistry of each smectiteparticle was determined by the parentmineral from which it formed.

All the models developed for thesmectite-illite transformation assumedthat smectites were originally Ca-Na-richand K-poor. The compositions used in thecalculations were based on pure smectitematerial which is far to be representative ofsediment-forming smectites. Therefore,the smectite enrichment in K and aconcomitant loss of Ca and Na wereconsidered as the first step in thediagenetic transformation of smectite intoillite. The present study shows that thereal interlayer composition as determinedby AEM method has importantimplications for the diagenetic smectite-illite transformation. When considering atypical K content such as that found inthis study, the smectite-illite reaction,with chlorite and quartz as subproducts,needs only 0.21 K atoms (on the basis of11 O). For more K-rich compositions, areaction could be possible even without anexternal supply of K.

Acknowledgements

Financial support was supplied byResearch Project nº PB96-1383 of theSpanish Ministry of Education andResearch Group RNM-0179 of the Juntade Andalucía.

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MMooddeelloo ddee llaa rreeaacccciióónn aallccaalliinnaa hhiiddrrootteerrmmaall ddee uunnaa bbeennttoonniittaa

AA mmooddeell ffoorr tthhee hhyyddrrootthheerrmmaall aallkkaalliinnee rreeaaccttiioonn ooff aa bbeennttoonniittee

JAIME CUEVAS, SUSANA RAMÍREZ Y SANTIAGO LEGUEY.

Departamento de Química Agrícola, Geología y Geoquímica; Facultad de Ciencias; Universidad Autónonade Madrid. Cantoblanco s/n 28049 Madrid

El estudio de la reactividad de la bento-nita en las condiciones alcalinas impuestaspor la degradación del cemento es un obje-tivo importante para la evaluación delcomportamiento de un almacenamientogeológico profundo (AGP) de residuosradiactivos. Durante la degradación delcemento, debido a la disolución de suscomponentes en contacto con flujos deagua, se producen lixiviados de carácteralcalino con distinto pH en función deltiempo . Inicialmente, el pH del aguaintersticial lixiviada tiene valores superio-res a 13 dada la disolución de los hidróxi-dos de sodio y potasio. Cuando éstos soneliminados, el pH está controlado por elequilibrio con portlandita (Ca(OH)2) a pH=12,6. Posteriormente, se produce la diso-lución de los silicatos de calcio hidratados(gel CSH, pH 11-10) y de las fases de alu-minato y ferrito (pH <10).

La duración de la etapa hiperalcalina(pH >13) está limitada por la cantidad decemento presente en el sistema, ya que losóxidos alcalinos son minoritarios en elcemento portland (0,5-1%). Si bien, sonfácilmente solubles. La etapa dominada porla disolución de portlandita supone el reem-plazamiento de varios miles de volúmenesdel agua de poro total presente en el hor-migón y por tanto su duración puede llegara ser muy larga (Glasser and Atkins, 1994).

Durante la realización del proyectoeuropeo ECOCLAY (Effects of Cement OnCLAY barrier performance) se ha estudiadola estabilidad de una bentonita española dereferencia denominada bentonita FEBEX(ENRESA, 1998) en contacto con lixivia-dos de cemento. La composición de éstos sesintetizó de acuerdo con los datos aporta-

dos por Andersson et al., 1989, sobre lasaguas intersticiales del cemento portland(KOH/NaOH: 2/1, pH 13.5-13.2, satura-das en Ca(OH)2). La reactividad de la ben-tonita y de la montmorillonita (fracción<2mm de la bentonita) se analizaron en sis-tema cerrado mediante la realización deexperimentos con reactores herméticos deteflon en condiciones hidrotemales (35-90ºC) empleando una relación agua/sólidode 3/1. La duración de los experimentos sefijó entre un mes y un año (Ramírez, 2000).

Los resultados obtenidos han permitidodefinir dos procesos reactivos característi-cos de la bentonita FEBEX en medio hipe-ralcalino:• Formación de ceolitas sódicas (filipsita y

analcima; pHinicial=13.5, pHfinal 12.6-12.0)• Formación de esmectita magnésica

(enrriquecimiento en magnesio de lamontmorillonita, pHinicial=13.5-13.2,pHfinal 12.6-10.0)A pesar del predominio del potasio en

los lixiviados alcalinos de cemento, lamayor selectividad del potasio por el com-plejo de cambio de la bentonita hace que lasdisoluciones resultantes de la interacciónagua-bentonita sean fundamentalmentesódicas (10-2M). La retención del magnesioen forma de fases cristalinas y del calcio enla región interlaminar de la esmectita con-tribuyen a fijar su composición. Por otrolado, la actividad de calcio está regulada porla presencia de calcita (< 10-4 M).

De acuerdo con los procesos observadosse ha definido un modelo de reacción basa-do en el estado termodinámico de los mine-rales de la bentonita en función de las diso-luciones resultantes de los experimentos. Enprimer lugar se realizó la especiación quími-ca de las disoluciones mediante el módulo

64 Jaime Cuevas, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Modelo de la reacción alcalina 65

EQ3NR del código EQ3/6 (Wolery andDaveler, 1992), calculándose los índices desaturación respecto a los minerales presentesen la base de datos del programa.

Los componentes iniciales de la bento-nita, esto es, montmorillonita, feldespatopotásico, plagioclasa y cuarzo, se encuen-tran subsaturados con respecto a las disolu-ciones resultantes de la alteración hidroter-mal alcalina (pH inicial > 13.2). Por lotanto, seguirían disolviéndose con el tiem-po. La calcita (mineral accesorio) es la únicafase que refleja condiciones de equilibrio.La filipsita no está representada en la basede datos utilizada, no obstante, el sistema seencuentra subsaturado con respecto a laceolita sódica analcima. La formación deceolitas en estado subsaturado puede estarfavorecida por la existencia de entornosreactivos locales donde se favorezca lanucleación heterogénea, en este caso por lapresencia de trazas vidrio volcánico en labentonita, en torno a un 1% en peso. Encuanto a los minerales que estarían sobresa-turados en el sistema, y por tanto quepodrían formarse, destacan la esmectitamagnésica de tipo saponita y la ceolita sódi-

ca natrolita como fases que presentan losmayores índices de saturación en el sistema.

Basándonos en los resultados experi-mentales y en las variables termodinámicasdisponibles se realizó una simulación de ladisolución en medio básico (pH 13.5) deuna asociación mineral simplificada querepresenta a la bentonita FEBEX:

(Mg-montmorillonita (93.4 %); calcita(2.4%); feldespato potásico (4.2%)) +Na(OH) 0.5M

Considerando las condiciones de rela-ción disolución/sólido de 3/1 se simuló lareacción mediante el módulo EQ6 del códi-go EQ3/6, que permite obtener un caminode reacción irreversible en función delgrado de avance de la reacción a distintastemperaturas, en este caso en función de losmoles consumidos de uno de los reactivos(montmorillonita saturada en magnesio).En la figura se representa el modelo obteni-do a 90ºC. Estos resultados predicen ladisolución de montmorillonita, feldespatopotásico y calcita para dar lugar a saponita(20%) y natrolita (46%) como principalesproductos de la reacción. Este resultado escoherente con las observaciones experimen-tales en cuanto al tipo de reacción , si bien

en los experimentos con un año de duraciónse han estimado valores máximos de forma-ción de saponita de un 1% en peso. Estosupone que la reacción se encuentra en unaetapa inicial y se necesita conseguir unmayor grado de avance para comprobar lafiabilidad de este modelo y calibrar losparámetros cinéticos necesarios.


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66 Jaime Cuevas, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


EEffeeccttoo ddee uunn ddoommoo vvoollccáánniiccoo ssoobbrree llaa bbeennttoonniittaaddee CCaallaa ddeell TToommaattee ((AAllmmeerrííaa))

TThhee eeffffeecctt ooff aa vvoollccaanniicc ddoommee oovveerr tthhee CCaallaa ddeell TToommaattee bbeennttoonniittee ((AAllmmeerrííaa))

J. A. MARTÍNEZ, E. CABALLERO, C. JIMÉNEZ DE CISNEROS Y J. LINARES.

Estación Experimental del Zaidín (CSIC). C/ Profesor Albareda 1, 18008 Granada, España

INTRODUCCIÓN

El estudio del efecto térmico en bento-nitas ha sido puesto de manifiesto tanto ensecuencias de enterramiento, donde se handescrito los procesos de ilitización quesufre la esmectita y/o los interestratifica-dos ilita-esmectita durante la diagénesis(Buatier et al., 1992; Nieto et al., 1996;Dong et al., 1997), como en zonas con ungradiente geotérmico anómalo como con-secuencia de una intensa actividad ígnea(Pytte, 1982; Pytte et al. 1989; Elliot etal., 1999; Bouchet et al., 1999). Es en estesegundo caso de gradiente geotérmicoanómalo y en condiciones de presión cer-canas a la atmosférica, donde tiene lugareste trabajo. Concretamente, este estudiotiene como objetivo aportar nuevos datossobre las variaciones físico-químicas ymineralógicas sufridas por la bentonita encondiciones naturales debido a la influen-cia de un foco térmico, contribuyendo alconocimiento de los procesos que actúanen la degradación de la bentonita.

Materiales y Métodos

El estudio se ha realizado en el aflora-miento de Cala del Tomate, situado en laregión volcánica de Cabo de Gata(Almería). En dicho afloramiento un domode composición andesítica corta a unastobas muy bentonitizadas, produciendouna aureola de alteración térmica endichas tobas. El muestreo se ha realizadoen dirección perpendicular a la laminaciónde flujo del domo y a distancias conocidasdel mismo. El análisis mineralógico de lasmuestras se ha llevado a cabo medianteDifracción de rayos X (DRX), tanto sobre

la muestra total como sobre la fracción<20 μm. La cuantificación de los minera-les a partir de los difractogramas se ha rea-lizado mediante el método de Huertas etal., (1991) que permite tener en cuenta lapresencia de fases amorfas y/o de muy bajacristalinidad. El análisis químico se ha rea-lizado mediante fluorescencia de rayos X(FRX), espectrometría de masas (ICP-MS)sobre la muestra total y microscopía elec-trónica de transmisión con microanálisis(TEM-AEM) de la esmectita. También seha realizado análisis isotópico del oxígenode la esmectita (δ 18O).

Resultados

El afloramiento de Cala del Tomate pre-senta evidencias macroscópicas de laactuación de un frente térmico, pudiendoobservar el efecto de rubefacción en la ben-tonita cercana al domo térmico.

El análisis mineralógico pone de mani-fiesto una serie de fluctuaciones en las pro-ximidades del domo térmico que son refle-jadas de igual modo en al análisis quími-co, tanto de la muestra total como de lafracción arcilla.

Los resultados de TEM-AEM muestranun aumento de la carga ilítica de las esmec-titas con el aumento de temperatura. Esteincremento de carga es compensado con laentrada de cationes en la interlámina.

Por otra parte, los análisis isotópicosconstantan como la proximidad del domoproduce una disminución del parámetroδ 18O(SMOW) en la esmectita, indicando laexistencia de un fraccionamiento isotópicodebido al incremento de la temperaturapor la proximidad del domo.

68 J. A. Martínez, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Efecto de un domo volcánico 69

El efecto de la temperatura sobre la bento-nita provoca la transformación de los filosili-catos (esmectita), formándose dos grupos biendiferenciados de esmectitas: esmectitas liga-das al efecto térmico (neoformadas) y esmecti-tas ligadas al efecto de la bentonitización de latoba. Los procesos de fraccionamiento isotópi-co en las esmectitas neoformadas abogan porun proceso de disolución precipitación comoprincipal mecanismo de neoformación.

El análisis estadístico de cluster de losdatos químicos y mineralógicos confirmalos dos grupos bien diferenciados deesmectita y el análisis de componentesprincipales indica que ambos grupos sonquímicamente diferentes.

Conclusiones

Se puede probar la actuación de unfrente térmico sobre la bentonita de Caladel Tomate, así como su influencia en labentonita. Su efecto ha sido constatado porlos datos isotópicos del δ 18O de la esmec-tita, los cuales muestran un gradiente iso-tópico y por tanto térmico.

El efecto térmico produce un incre-mento de la carga ilítica de las esmectitas,incremento que es compensado con laentrada de cationes en la interlámina.

El incremento de temperatura favorecela cristalización de fases minerales a partirdel vidrio así como la movilización de flui-dos. La movilización de fluidos en las cerca-nías del contacto, al contrario que la tempe-ratura, no se da de forma homogénea produ-ciendo un gradiente lineal, sino que se pro-duce un bandeado de zonas de alta movili-zación (zonas más oxidantes) donde baja larelación U/Th y Ni/Co, y aumenta la suma

de Tierras Raras, y zonas donde ocurre elcaso contrario. Esta variabilidad es lo queprovoca que tanto el análisis químico comoel mineralógico no estén linealmente rela-cionados con el incremento de temperatura.


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DDeeggrraaddaacciióónn nnaattuurraall ddee uunn mmaatteerriiaall aarrcciilllloossooppoorr ppeerrccoollaacciióónn ddee ssoolluucciioonneess áácciiddaass

NNaattuurraall ddeeggrraaddaattiioonn ooff aann aarrggiillllaacceeoouuss mmaatteerriiaall dduuee ttoo aacciidd ssoolluuttiioonn ppeerrccoollaattiioonn

J. A. MARTÍNEZ, E. CABALLERO, C. JIMÉNEZ DE CISNEROS Y J. LINARES.

Estación Experimental del Zaidín (CSIC). C/ Profesor Albareda 1, 18008 Granada, España

Resumen

El material bentonítico debido a susexcelentes propiedades químicas, físicas ymineralógicas, ha sido propuesto comobarrera ingenieril en el almacenamientogeológico profundo. Durante el almacena-miento los procesos locales de oxidacióndel contenedor o la oxidación de zonas cer-canas con presencia de sulfuros promuevenla aparición de ácido sulfúrico en las solu-ciones meteóricas presentes en el almace-namiento, produciéndose la caída de losvalores de pH de dichas soluciones. Eneste trabajo se constata como dichos lixi-viados de carácter ácido ejercen importan-tes cambios mineralógicos, físicos y quí-micos en el material bentonítico. Estoscambios incluyen, por un lado la disolu-ción de feldespato potásico, cristobalita yesmectita, entre otros, junto a la moviliza-ción de elementos litófilos y tierras raras ypor otro, la precipitación de mineralescomo la alunita y la jarosita unida a la con-centración de elementos calcófilos.

Introducción

En el presente trabajo se estudian lasvariaciones físicas, químicas y mineralógi-cas sufridas por la bentonita del Toril(Cabo de Gata, Almería) como consecuen-cia del avance de un lixiviado ácido pro-ducto de la oxidación de sulfuros presentesen una colada volcánica suprayacente adicho material. El tiempo en que la bento-nita ha estado sometida al efecto de solu-ciones ácidas es como mínimo de 10,5 Ma(edad de las rocas más modernas de laregión volcánica de Cabo de Gata datadaspor Zeck et al., 2000) por tanto la bento-

nita del Toril ha sufrido el proceso de aci-dificación durante un periodo de tiempolo suficientemente largo como para serrepresentativo de la duración de un alma-cenamiento geológico profundo, el cual noes reproducible en ensayos de laboratorio.

Materiales y métodos

El yacimiento de bentonita selecciona-do ha sido el del Toril. Este yacimiento selocaliza en la hoja 1060 del IGME (1981)escala 1:50000 correspondiente al Pozo delos Frailes. La mineralogía de este yaci-miento ha sido estudiada en diversos tra-bajos (Augustín, 1973; Caballero et al.,1985 y Linares et al., 1996).

Geológicamente, el yacimiento de ben-tonita se encuentra enclavado en la zonadenominada Área de Los Frailes (Pozo delos Frailes – San José – Isleta), dentro deltipo de materiales inferiores (Pre – Frailes)(Fernández Soler, 1992). El área de estudioestá compuesta por una colada piroclásticade composición andesítica dispuesta sobreunos materiales tobáceos muy bentonitiza-dos. Los procesos de oxidación sufridos porlos sulfuros existentes en el material supra-yacente a la bentonita han favorecido laformación de sulfatos y la acidificación delas aguas meteóricas percolantes. Estassoluciones con pH bajo son las responsa-bles de los cambios químicos y mineralógi-cos sufridos por la bentonita suprayacente.

Para el estudio del avance de dicho frenteácido las muestras se han tomado en un per-fil vertical distribuidas de la siguiente forma:la primera muestra en la colada andesíticasuprayacente a la toba bentonitizada, el restode las muestras en la toba bentonitizada.


XXas Jornadas S.E.M. Degradación natural de un material 73

El análisis mineralógico se ha realizadopor microscopía óptica y mediante difrac-ción de rayos X (DRX) siguiendo las nor-mas de Wilson (1987) y Moore et al.,(1989), tanto para la preparación de lamuestra total, como para los agregadosorientados secados al aire y con etiléngli-col de la fracción menor de 20 μm. Lacuantificación de las fases minerales a par-tir de DRX se ha realizado mediante elmétodo de Huertas et al., (1991), que per-mite tener en cuenta la presencia de fasesamorfas y/o de baja cristalinidad. El análi-sis químico se ha realizado mediante fluo-rescencia de rayos X (FRX) y espectrome-tría de masas (ICP-MS). También se haanalizado el contenido en hierro libre, laconductividad y el pH.

Resultados y discusión

El estudio por microscopía óptica de lamuestra perteneciente a la colada piroclás-tica suprayacente a la bentonita indica laexistencia de pequeños huecos producto dela disolución de sulfuros, presumiblemen-te pirita (1765 ppm de As en el análisis dela muestra total), junto con huecos demayores dimensiones en los cuales aún esposible apreciar restos de feldespato potá-sico parcial o totalmente corroído.Mediante el estudio mineralógico porDRX es posible observar como en éstamisma muestra han precipitado sulfatostales como la jarosita y la alunita. En lamuestra localizada en la toba bentonitiza-da (inmediatamente en contacto con lacolada piroclástica superior), es donde elfrente ácido ejerce los cambios químicos ymineralógicos más drásticos: completa

disolución de minerales silicatados(esmectita, cuarzo, feldespato potásico,cristobalita, etc), precipitación de alunita,desaparición de los elementos litófilos (Si,Mg, Ti, Rb, Ba, Nb, Ta, etc), fijación deelementos calcófilos (As, Cr, Co, Ni, etc) yuna movilización importante de tierrasraras. A partir de dicha muestra, lasdemás, tomadas en la bentonita, aun con-servan los minerales heredados tanto de latoba como del proceso posterior de bento-nitización. Sin embargo, el avance delfrente ácido ha favorecido la formación denuevas fases como son la jarosita y la alu-nita, así como filosilicatos tales como cao-linita y haloisita, más estables a pH bajos.Químicamente estas muestras tambiénpresentan una evolución que refleja elavance del frente ácido, como muestran lasvariaciones de las curvas de pH (figura 1)y de contenido en tierras raras (figura 2)con respecto a la distancia a la andesita atecho de la bentonita.

Conclusiones

El proceso de oxidación de los sulfurospertenecientes a la andesita localizada atecho de la bentonita implica:

• Una caída del pH• La formación de un frente ácido• Movilización importante de elementos

litófilos y de las fases minerales silica-tadas especialmente en la zona de con-tacto entre ambos materiales

• Crecimiento de nuevas fases mineralesestables en las nuevas condiciones delsistema (jarosita, alunita, caolinita, etc)

• Concentración de elementos calcófilos

Por tanto, se puede concluir que cam-bios locales en las condiciones redox, pue-den implicar la formación de un frente dealteración ácida que ejerza importantes

cambios en las propiedades geotécnicas dela barrera ingenieril de bentonita en elalmacenamiento geológico profundo.


FFiigguurraa 11.. FFiigguurraa 22..


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PPeettrrooggrraaffííaa yy MMiinneerraallooggííaa ddee llaass rrooccaass bbáássiiccaassee iinntteerrmmeeddiiaass ddee SSaannaabbrriiaa ((ZZaammoorraa))

PPeettrrooggrraapphhyy aanndd mmiinneerraallooggyy ooff tthhee bbaassiicc aanndd iinntteerrmmeeddiiaattee rroocckkss ooff SSaannaabbrriiaa

((ZZaammoorraa))

O. GARCÍA-MORENO(1), J. D. DE LA ROSA(2), A. CASTRO(2), L. G. CORRETGÉ(1)Y C. FERNÁNDEZ(2).

(1) Dpto. Geología. Universidad de Oviedo. C/ Jesús Arias de Velasco s/n. 33005. Oviedo.(2) Dpto. Geología. Universidad de Huelva. Cta. Palos de la Frontera. 21819. Huelva.

Las rocas ígneas que afloran en la zonade los Lagos de Sanabria (Anticlinal deOllo de Sapo) constituyen un ejemploúnico en el Macizo Ibérico de interacciónde rocas granodioríticas, zonas migmatíti-cas y rocas básicas, dentro de los sectores de“granodioritas precoces” en el NO penin-sular (Gallastegui, 1993). En este trabajose presentan los aspectos petrográficos deesta variedad de rocas, haciendo especialénfasis en las rocas de carácter tonalíticoque presentan un fuerte bandeado texturaly composicional. El objeto de este trabajoes discutir y precisar el origen de dichobandeado.

Petrografía

Desde el punto de vista petrográfico sehan distinguido los siguientes tipos derocas magmáticas:

a) Gabro anfíbólico y hornblendita.Los gabros anfibólicos pueden aflorar

como cuerpos decamétricos incluidos enzonas de interacción magmática, y encuerpos alargados y deformados. En losnúcleos de los gabros existen hornblendi-tas. No se reconoce el contacto entre loscuerpos de hornblenditas y los gabrosencajantes debido a la alteración existente.La hornblendita posee una textura hipi-diomórfica de tamaño de grano medio agrueso con tendencia ortoacumulada,constituida por anfíbol, biotita y plagio-clasa (<10%). Los minerales accesorios sonapatito, picotita ± esfena y minerales opa-cos. El gabro anfibólico posee una texturahipidiomórfica de tamaño de grano medioy está constituido por anfíbol, plagioclasay biotita. Sus minerales accesorios sonpicotita y apatito acicular.

b) Cuarzodiorita y tonalita biotíticabandeada.

La textura de las cuarzodioritas es hipi-diomórfica de tamaño de grano fino amedio orientada y deformada. Está consti-tuida por plagioclasa, biotita, cuarzo ± fel-despato alcalino. Los minerales accesoriosson esfena, circón y apatito. En ocasionesse distinguen dos generaciones de plagio-clasa. Posee grandes cristales poiquilíticosde feldespato alcalino que incluye biotita yplagioclasa. Las texturas de las tonalitasbandeadas han sido estudiadas en detalle.El bandeado observado tanto a escalamicroscópica como de afloramiento, segúnlas texturas observadas, es de origen mag-mático. Los datos de química mineral quese muestran a continuación corroboranesta hipótesis, ya que se observa equilibrioentre las fases, y los cambios composicio-nales observados reflejan, así mismo elestado magmático.

c) Tonalita anfibólica.La textura es hipidiomórfica de tamaño

de grano medio. Está constituida esencial-mente por plagioclasa, cuarzo, biotita yanfíbol. Los minerales accesorios son esfe-na apatito, circón y minerales opacos. Labiotita rodea a los agregados policristali-nos de anfíbol.

d) Tonalita biotítica.Suele aflorar en zonas próximas al Ollo

de Sapo migmatizado, pero también en laszonas de reacción magmática en las proxi-midades de las rocas más básicas. La textu-ra es hipidiomórfica de tamaño de granogrueso a medio, en ocasiones también fino,constituida esencialmente por plagioclasa,cuarzo, biotita y feldespato alcalino. Susminerales accesorios son circón, apatito,opacos, allanita y esfena.

76 O. García Moreno, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Petrografía y mineralogía de las rocas 77

e) Granodiorita.Contiene enclaves de facies Ollo de

Sapo y nódulos de cordierita. Su textura eshipidiomórfica de tamaño de grano fino amedio a veces con megacristales de feldes-pato alcalino. Está constituida por cuarzo,feldespato alcalino, biotita y plagioclasa.Los minerales accesorios son circón, esfenay apatito.

f) Leucogranito.Forma el Macizo de Peñas aflorando

también en otros sectores. Posee una tex-tura hipidiomórfica de tamaño de granomedio. Está constituida esencialmente porfeldespato alcalino, cuarzo, plagioclasa(An20), biotita y moscovita. Los mineralesaccesorios son apatito y circón. Se altera aclorita y opacos. Los megacristales de fel-despato alcalino son subhedrales y poseeninclusiones de cuarzo, biotita, plagioclasa.

g) Leucosome.Los leucosomes aparecen en bolsadas

o venas a favor de la foliación, o en relle-nos en zonas de cizalla y estructurasextensionales.

Química Mineral

Anfíboles.Se han analizado anfíboles en cuarzo

gabros hornbléndicos y en ciertas bandas detonalitas bandeadas. Se clasifican segúnLeake (1978) como Mg-hornblendas aActinolitas. Domina la sustitución acopladapargasítica observada en el diagrama AlVI ysum A vs AlIV. También la buena correlaciónentre Ti y AlIV y AlVI indican la existencia decorrelaciones Ti-Tschermak. Los anfíboles se

encuentran zonados y sus núcleos están enri-quecidos en Al total y empobrecidos enMg/(Mg+Fe2+) en relación al borde.

Biotitas.Los análisis se proyectan en el campo

de BIOTITAS del diagrama de clasifica-ción AlIV vs Fe/(Mg+Fe) de Deer et al.(1966), observándose que el rango devariación de Fe/(Mg+Fe) es menor que elde AlIV. Las rocas plutónicas muestran unenriquecimiento en AlIV y #Fe con elincremento en SiO2 de la roca. Las biotitasde la tonalita bandeada posee una buenacorrelación positiva, evolucionando haciael polo de la siderofilita.

Con objeto de reconocer los tipos de sus-tituciones acopladas que tuvieron en lasrocas, se ha realizado diferentes tipos de dia-gramas de variación con los valores de catio-nes obtenidos con la fórmula estructural (sinrecálculo de Fe3+). De todas las correlacionesrealizadas se deduce que las mayores correla-ciones (superiores a 0.5) son:Fe2+ vs Si Mg vs Si AlVI vs FM Suma VI vs FM

Las buenas correlaciones entre Al VI vsFM y Suma VI vs FM implica la presencia desustituciones di-trioctaédrica que originanvacancias en huecos octaédricos. También seobservan, en algunas rocas no pertenecien-tes a la serie bandeada, sustituciones Al-Tschermak (Si vs Al IV y Al VI vs FM).

Las tie-lines que unen biotita-rocatotal y anfíbol muestran un paralelismo,indicando un equilibrio químico durantela cristalización de los minerales existentesen dichas bandas.

Química mineral de la sección de cuarzodioritasbandeadas.

Con objeto de reconocer las variacionesen la química mineral de anfíboles, bioti-tas y plagioclasas de la sección de tonalitasbandeadas, se han estudiado los rangos devariación de cationes y relaciones catióni-cas representativos de cada muestra frentea la distancia en la sección bandeada. Enlos diagramas de variación con anfíbol seobserva que la variación de las láminas essimétrica. Al aumentar AlIV, aumenta AlVI

y sum A y disminuye #Mg. Hay querecordar que la sustitución mineral acopla-da dominante es pargasítica. La variacióndel contenido en An es mínima, estandocomprendida entre 56.1 y 33.5 %. En lasláminas donde existe anfíbol, la biotitamuestra una variación parecida, es deciraumenta AlVI, disminuye #Mg y tambiéndesciende Ti. AlVI permanece prácticamen-te constante.

Las observaciones texturales realizadasen las láminas delgadas de las rocas que for-man la sección de tonalitas bandeadas hacenconstar el origen magmático del bandeado.

Los datos de química mineral, como se hanpresentado, indican a su vez este origen,reflejando los cambios en la química de losminerales producidos en equilibrio en esta-do magmático. El bandeado magmático noes debido exclusivamente a esfuerzos debi-dos al flujo del magma, sino que está rela-cionado con los esfuerzos regionales queactuaron simultáneamente cuando el siste-ma magmático aún no se encontraba com-pletamente cristalizado.


GALLASTEGUI, G. (1993). Petrología del MacizoGranodiorítico de Bayo-Vigo. (Provincia dePontevedra). Tesis Doctoral. Universidad deOviedo.

LEAKE, B. E. (1978). Nomenclature of amphibo-les. Mineral. Mag., 42: 533-563.

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78 O. García Moreno, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

FFiigguurraa 11..


CCoonnttrrooll ddee llaass rreellaacciioonneess ddee ffaasseess ssoobbrree llaa ggeeooqquuíímmiiccaa ddee llooss ffuunnddiiddooss aannaattééccttiiccooss yy lleeuuccooggrraannííttiiccooss aassoocciiaaddooss aall OOlllloo ddee SSaappoo

PPhhaassee rree llaatt iioonn ccoonnttrrooll ss oovveerr tthhee ggeeoocchheemmiissttrryy ooff aannaatteeccttiicc aanndd lleeuuccooggrraanniittiicc

mmeellttss aassssoocciiaatteedd ttoo tthhee OOlllloo ddee SSaappoo

CASTRO, A.(1), CORRETGÉ, L.G.(2) Y DE LA ROSA, J.D.(1)

(1) Departamento de Geología. Universidad de Huelva. Campus de La Rábida, 21819 Huelva.(2) Departamento de Geología. Universidad de Oviedo. Arias de Velasco s/n. Oviedo.

La modelización geoquímica de lacomposición en elementos trazas, princi-palmente de las Tierras Raras (REE) de losfundidos anatécticos produce resultadosque frecuentemente se apartan de las com-posiciones reales de los leucosomas. Estehecho ha llevado a interpretar la existenciade procesos de desequilibrio y/o fracciona-ción cristalina durante la fusión parcial enprotolitos corticales relacionados con laproducción de granitoides. La mayor partede dichas modelizaciones se basan en elsupuesto de que la fusión ha tenido lugarsobre un protolito de composición cuarzo-feldespática en presencia de agua. No obs-tante, los recientes avances en el campo dela experimentación sobre protolitos corti-cales indican claramente que la fusión ocu-rre en condiciones anhidras mediante laruptura de fases hidratadas, gneralmentemicas, y en presencia de plagioclasa ycuarzo.

Los leucosomas analizados de las mig-matitas del Ollo de Sapo de la Región deSanabria tienen una composición en ele-mentos mayores casi idéntica a la compo-sición de los leucogranitos y de los líqui-dos obtenidos experimentalmente porfusión anhidra de la misma roca. Sinembargo, las concentraciones de elementostraza difiere entre leucogranitos desenrai-zados y leucosomas. Los leucosomas mues-tran un patrón de REE ligeramente másempobrecido que los leucogranitos y conuna característica anomalía positiva de Eu(Fig. 1). Los leucogranitos presentan unaligera anomalía negativa de Eu. El patrónde REE de los leucogranitos es muy simi-lar al del protolito del que supuestamentederivan: el Ollo de Sapo. Dado que el Eu

es principalmente concentrado en los fel-despatos, especialemte en la plagioclasa, laanomalía encontrada en los leucosomasdebe relacionarse con la consumición deuna fase feldespática en la reacción defusión. Las relaciones de fases deducidas delos experimentos de fusión realizadossobre el Ollo de Sapo (Castro et al. 2000)indican que las principales fases reactantesson Qtz, Ms y Pl dando como productosilicato de Al, Kfs y un fundido peralumí-nico leucogranítico. De los patrones deREE observados se deduce que el principalcontrol sobre el Eu de los leucosomas lotiene la Pl que se consume en la reacciónde fusión. Esta observación coincide con labaja proporción de Kfs neoformado en lareacción antes mencionada en compara-ción con la mayor proporción de Pl consu-mida. El resultado es un enriquecimientodel líquido en Eu. Esta interpretación estábasada en las relaciones de fases de la reac-ción de fusión anhidra de manera que no esnecesario implicar cualquier otro procesosuperpuesto de fusión en desequilibrio y/ofraccionación cristalina durante la genera-ción de los leucosomas. Por otra parte, losleucogranitos alóctonos que aparecen for-mando pequeños cuerpos intrusivos en lasmigmatitas del Ollo de Sapo presentan unpatrón muy similar al de la roca fuente ycon una ligera anomalía negativa de Eu.En este caso el patrón de REE es un refle-jo de la fuente y la única explicación satis-factoria es que su control lo ejercen mine-rales accesorios (circón, monacita, etc.) queson incorporados como material restítico alos fundidos movilizados de la región defusión. Este material restítico está ausenteen los leucosomas, lo cual implica que

80 Castro, A., et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Control de las relaciones de fases 81

tales leucosomas pueden representar fun-didos puros que se han acumulado en ban-

das por percolación a través de la rocafuente.

FFiigg.. 11..-- PPaattrroonneess ddee RREEEE ddee lleeuuccooggrraanniittooss yy lleeuuccoossoommaass ddee mmiiggmmaattiittaass ddeessaarrrroollllaaddaass ssoobbrree eell ggnneeiissss OOllllooddee SSaappoo ddee llaa RReeggiióónn ddee SSaannaabbrriiaa..


CASTRO, A., CORRETGÉ, L.G., EL-BIAD, M.EL-HMIDI, H., FERNÁNDEZ, C. & PATIÑODOUCE, A.E (2000). Journal of Petrology (enprensa).


RReellaacciioonneess ddee ffaasseess ddeell ggnneeiiss OOlllloo ddee SSaappoo eenn llaa rreeggiióónn ssuuppeerrssóólliidduuss yy ssuuss iimmpplliiccaacciioonneess eenn llaa ggéénneessiiss ddee llooss lleeuuccooggrraanniittooss ppeerraalluummíínniiccooss

ddee GGaalliicciiaa

PPhhaassee rreellaattiioonnsshhiippss ooff tthhee OOlllloo ddee SSaappoo ggnneeiissss iinn tthhee ssuuppeerrssoolliidduuss rreeggiioonn aanndd

tthheeiirr iimmpplliiccaattiioonnss oonn tthhee ggeenneessiiss ooff tthhee ppeerraalluummiinniicc ggrraanniitteess ooff GGaalliicciiaa

CASTRO, A. (1) Y CORRETGÉ, L.G.(2).

(1) Departamento de Geología. Universidad de Huelva. Campus de La Rábida, 21819 Huelva.(2) Departamento de Geología. Universidad de Oviedo. Arias de Velasco s/n. Oviedo.

El gneiss Ollo de Sapo, que constituyeuna de las formaciones litológicas demayor relevancia del Macizo Ibérico, hasido considerado como material fuente delos granitos en estudios anteriores (Ortegay Gil Ibarguchi 1990). Los primeros resul-tados experimentales sobre esta formacióngneísica y la comparación de las composi-ciones de los líquidos experimentales conlos leucogranitos peralumínicos (Castro etal.1999) apoyan las hipótesis que relacionaal Ollo de Sapo como protolito de los gra-nitoides peralumínicos del NW delMacizo Ibérico. Sin embargo, muchasincógnitas acerca de las condiciones defusión, relaciones de fases, composición delos residuos de fusión y fertilidad de estegneis no habían sido determinadas y nece-sitan un estudio experimental más amplio.Este estudio de las relaciones de fases en el

campo supersolidus del Ollo de Sapo ha sidorealizado recientemente y un avance de losresultados se presenta en esta comunicación.

El material de partida usado en estosexperimentos es el referenciado en Castroet al. (1999). Se trata de una roca com-puesta esencialmente de Qtz (42%), Ms(20%), Bt (10%), Pl (20%), Kfs (8%).También se han realizado algunos experi-mentos con muestras de Ollo de Sapo de laregión de Sanabria (Zamora) para compa-rar los resultados con los de muestras de laRegión de Hiendelaencina (Guadalajara).Hay que resaltar que dada la gran simili-tud de las paragénesis de ambos materia-les, los resultados son prácticamente idén-ticos tanto en lo referente a composicionesde fundidos como a paragénesis residualesy tasas de fusión observadas.


FFiigg..11 ..-- DDiiaaggrraammaa PPTT mmoossttrraannddoo llaass ppaarraaggéénneessiiss mmiinneerraalleess ddee llooss ddiivveerrssooss eexxppeerriimmeennttooss ddee ffuussiióónn yy llaassccuurrvvaass ddee iinniicciioo ddee ffuussiióónn ppaarraa ccoonnddiicciioonneess aannhhiiddrraass ee hhiiddrraattaaddaass..

XXas Jornadas S.E.M. Realaciones de fases del gneis Ollo de Sapo 85

Los procedimientos experimentalesaparecen detallados en Castro et al.1999,2000). Los experimentos han sidorealizados en equipos de alta presión inter-namente calentados en medio sólido (“pis-ton-cylinder”) en la Universidad deHuelva. El rango de temperaturas abarcadesde el solidus hasta los 900 °C para pre-siones de 3, 6, 10 y 15 kbar.

Los resultados se muestran de formaresumida en el diagrama de fases de la Fig.1. La reacción de inicio de fusión en ausen-cia de fase vapor corresponde a la reacciónde ruptura de Ms en presencia de Qtz y Pldando como productos Kfs, silicato de Aly fundido. Esta curva tiene una pendientepositiva en el espacio PT de forma que lafusión de este protolito en ausencia deagua libre en el sistema es fuertementefavorecida a baja P. Esta inferencia secorresponde con las tasas de fusión obser-vadas, que para la misma T de 900 °C, porejemplo, varía desde el 30 % en volumena baja P (3 kbar) hasta menos del 5 % paraalta P (15 kbar). Otro de los resultadosmás relevantes de este estudio experimen-tal es la determinación de la contribuciónrelativa de cada una de las fases reactantesa los componentes del fundido. Esto hasido posible gracias a las secuencias deexperimentos cada 50 °C a la P de 6 kbar.Los resultados indican que la Ms es la faseprincipal implicada en el proceso defusión. Esta observación coincide con lasobservaciones de campo en áreas de mig-matización del Ollo de Sapo en la que, apesar de haberse desarrollado un alta tasade fusión (>30 % vol.), las glándulas deKfs permanecen en las migmatitas. A Tmayores de 800 °C para 6 kbar se inicia la

ruptura de Bt con la consiguiente forma-ción de las fases peritécticas Crd y/o Grt.

La composición de los fundidos experi-mentales es bastante constante para unamplio rango de P y T. Esta composiciónse corresponde con la de un leucogranitoperalumínico, de idénticas características alos leucosomes de las migmatitas asociadasal Ollo de Sapo y muy similares a los leu-cogranitos peralumínicos y granitos de dosmicas del NW del Macizo Ibérico.

Los resultados experimentales sobre lasrelaciones de fases del protolito considera-do tienen implicaciones geológicas derelevancia ya que restringen los posiblesprocesos orogénicos en los que puedenalcanzarse las condiciones de fusión. Lasimplicaciones tectónicas surgen de la com-paración de las paragénesis experimentalesy los fundidos con las observadas en lanaturaleza y de la comparación de la curvasolidus en el espacio PT con las trayecto-rias PT deducidas de forma independienteen áreas metamórficas relacionadas (e.g.Escuder Viruete et al. , 1997; GilIbarguchi & Martínez, 1982; Martínez etal., 1990). Esta comparación se muestra enla Fig. 2 para dos sectores del NW delMacizo Ibérico. Dos observaciones impor-tantes pueden ser derivadas de esta com-paración: Una es que la curva de inicio defusión (solidus) es intersectada por las tra-yectorias PT durante la etapa de descom-presión. La otra observación es que las tra-yectorias PT no se adentran en la región dealta T del diagrama, lo cual coincide con laausencia de Grt y/o Crd en muchas de lasáreas migmatíticas a las que se asocian losleucogranitos peralumínicos en el NWpeninsular. El hecho de que las trayecto-

rias PT se adapten en gran medida a lacurva de solidus indica el efecto tampo-

nante que tendría la fusión sobre la tem-peratura.


FFiigg.. 22.. -- CCoommppaarraacciióónn ddee llaa ccuurrvvaa ssoolliidduuss ddeell OOlllloo ddee SSaappoo ddeetteerrmmiinnaaddaa eexxppeerriimmeennttaallmmeennttee ccoonn llaass ttrraayyeecc--ttoorriiaass PPTT ddeedduucciiddaass ppoorr oottrrooss aauuttoorreess ((ee..gg.. EEssccuuddeerr VViirruueettee eett aall.. ,, 11999977;; GGiill IIbbaarrgguucchhii && MMaarrttíínneezz,,11998822;; MMaarrttíínneezz eett aall.. ,, 11999900)) ppaarraa ddiiffeerreenntteess sseeccttoorreess ddeell NNWW ddeell MMaacciizzoo IIbbéérriiccoo..


CASTRO, A., PATIÑO DOUCE, A.E.,CORRETGÉ, L.G., DE LA ROSA, J.D., EL-BIAD, M. & EL-HMIDI, H. (1999).Contributions to Mineralogy and Petrology, 135,255-276.

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LLaass mmiinneerraalliizzaacciioonneess ddoo oorroo aassoocciiaaddaass aall ggrraanniittooddee BBoobboorrááss ((BBrruuééss,, OOrreennssee))

GGoolldd mmiinneerraalliizzaattiioonnss aassssoocciiaatteedd ttoo tthhee BBoobboorrááss ggrraanniittee ((BBrruuééss,, OOrreennssee))

ASENSIO PÉREZ, B.(1); PAGÉS VALCARLOS, J.L.(2); SIERRA LÓPEZ, J.(1);GONZÁLEZ DEL TÁNAGO, J. (3).

(1) Dpto. de Cristalografía y Mineralogía. Fac. de CC. Geológicas (UCM)(2) Dpto. CC. de la Navegación y de la Tierra. Fac. de Ciencias. Univ. de La Coruña(3) Dpto. de Petrología y Geoquímica. Fac. de CC. Geológicas. (UCM)

Los yacimientos de oro del área deCarballiño (E. N. Adaro, 1991) seencuentran situados en el DominioEsquistoso de Galicia Central - Tras osMontes (Fig.- 1). Los materiales aflorantesen el sector de Brués son metasedimentosde edad paleozoica, pertenecientes alGrupo Nogueira, y rocas graníticas detendencia alcalina (Marquínez, 1985)

acompañadas por un cortejo filoniano for-mado por aplitas, pegmatitas, filones decuarzo y manifestaciones de greisen. Lasmineralizaciones auríferas están relaciona-das con estas intrusiones y su cortejo filo-niano; los indicios de mayor importanciase localizan en filones de cuarzo, próximosal contacto norte y noroccidental delmacizo granítico de Boborás.

88 Asensio Pérez, B., et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

Estos filones, muy variables en cuanto apotencia y continuidad, atraviesan tanto elgranito como los metasedimentos en losque el complejo filoniano alcanza su mayordesarrollo. Presentan una dirección predo-minante comprendida entre N 75º E y N85º E, aunque existe otra agrupación menorde dirección N 30º E; los buzamientos varí-an entre 50º y 90º, y su potencia osciladesde 1 cm hasta 1,5 m. Se emplazan afavor de fallas de tensión, que en algunoscasos han evolucionado a fallas normales.

El máximo exponente de estos yaci-mientos son las minas de Brués (explota-das en diversas épocas hasta finales de

1970), de las que no se han encontradodatos ni sobre las leyes de las zonas explo-tadas, ni sobre la geometría de las labo-res. El indicio de San Bartolomé lo for-man labores de menor entidad, perdidashoy en día, que presentan característicassimilares.

Petrográficamente los filones mani-fiestan una textura brechoide generaliza-da. Las relaciones texturales mineralógicasindican una secuencia de cristalización enla que se puede reconocer una etapa hidro-termal temprana y otra tardía y finalmen-te, la formación de minerales secundariosde origen supergénico y de oxidación.

XXas Jornadas S.E.M. Las mineralizaciones do oro asociadas al granito 89

Los componentes metálicos de estosfilones son: arsenopirita, que es el sulfuromás abundante, pirita, marcasita, pirroti-na, calcopirita, covellina, oro nativo (cuyafórmula representativa sería Au90 Ag9.29

Bi0.61) bismuto nativo, bismutinita, mal-donita, con relaciones Au-Bi comprendi-das entre 2.04 y 2.07, protojoseita conrelacioenes S-Te variables, entre S26, Te14,Bi51, y S14, Te25, B51, tetradimita (S1, Te1.85,Bi1.94) esfalerita, molibdenita, scheelita,arsenobismita y rooseveltita (estos dosúltimos provenientes de la oxidación deminerales de Bi), escorodita, lepidocrocitay goethita. La arsenopirita aparece contres morfologías: masiva brechoide, idio-mórfica y con textura en caries. La arseno-pirita masiva contiene numerosas inclu-siones de pirrotina, calcopirita, bismutonativo, bismutinita, maldonita, protojo-seita, tetradimita, y excepcionalmente, demolibdenita y esfalerita. De estos minera-les, oro nativo y calcopirita, también seencuentran en vetillas de cuarzo tardío, depotencia micrométrica, que cortan a laarsenopirita masiva. La scheelita seencuentra siempre incluida en cuarzo.

Los análisis de Microsonda Electrónica(WDS) ponen de manifiesto la inexisten-cia de diferencias tanto en la composiciónentre los distintos tipos morfológicos dearsenopirita, como en la composición delos distintos minerales analizados enmuestras procedentes de Brués y de SanBartolomé. Por otra parte, en todos losanálisis de Microsonda Electrónica(WDS) se ha detectado que el Au siemprese encuentra como oro nativo, dado subajo contenido en Ag, inferior al 10 %. Laausencia de diferencias de composición

entre especies minerales, consideradas enprincipio como de etapas hidrotermalestempranas y tardías (arsenopirita masivabrechoide y arsenopirita idiomórfica, oronativo en inclusiones y oro en vetillas decuarzo tardío), parece indicar unas condi-ciones fisicoquímicas del fluido hidroter-mal similares a lo largo de su evolución.La textura brechoide de los filones podríadeberse a procesos de implosión - explo-sión durante su formación y no a episodiosdiferentes.

Esta mineralogía, aunque es muysimilar a la encontrada en los yacimientosde oro asociados a zonas de cizalla deGalicia Occidental, tienen un quimismo ycontexto geológico diferente, lo queimplica clasificar estos yacimientos comodos tipologías distintas.


E.N. ADARO (1991). Las mineralizaciones metáli-cas. El oro. En: La Minería de Galicia. Xunta deGalicia. Consellería de Industria y comercio.402 p.

FARIAS, P., GALLASTEGUI, G., GONZÁLEZLODEIRO, F. MARQUÍNEZ, J., MARTÍNPARRA, L.M., MARTÍNEZ CATALÁN, J.R.,PABLO MACIÁ, J.G DE. & RODRÍGUEZFERNÁNDEZ, L.R. (1987). Aportaciones alconocimiento de la litoestratigrafía y estructurade Galicia Central. IX. Reunión Geol. OestePeninsular. Oporto. Anais da Facultade deCiencias. Univ. do Porto.

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MMoorrffoollooggííaa ddee llaass aalltteerraacciioonneess yy llooss ccoonntteenniiddooss ddee oorroo ddeell yyaacciimmiieennttoo aauurrííffeerroo ddee SSaallaavvee,,

TTaappiiaa ddee CCaassaarriieeggoo,, AAssttuurriiaass

AAlltteerraattiioonn mmoorrpphhoollooggiieess aanndd ggoolldd ggrraaddeess iinn tthhee ggoolldd--bbeeaarriinngg oorree ddeeppoossiitt ooff SSaallaavvee,,

TTaappiiaa ddee CCaassaarriieeggoo,, AAssttuurriiaass

LUIS M. RODRÍGUEZ TERENTE, DÁMASO B. MOREIRAS BLANCO & CELIAMARCOS PASCUAL.

Área de Cristalografía y Mineralogía, Departamento de Geología, Universidad de Oviedo.C/ Arias de Velasco s/n, 33005 Oviedo.

En los últimos años se están realizandoprospecciones de oro en el norte de Españay Salave constituye un yacimiento muyimportante, conocido a escala mundial, yexplotado ya por los romanos, que reciente-mente ha vuelto a ser prospectado paracuantificar sus reservas. Uno de los proble-mas encontrados por las diferentes empresasque han realizado prospecciones ha sido ladifícil correlación de los sondeos con unoscortes ideales que acoten los cuerpos mine-ralizados. Con este estudio se pone de mani-fiesto la influencia de la red de fracturaspreexistente como responsable del emplaza-miento de las mineralizaciones y causa de ladificultad mencionada con anterioridad.

La concesionaria actual, San DiegoGold Minery (SDGM), ha realizado sonde-os en un lugar no explorado anteriormen-te situado al NW de la concesión; sobresus logs y leyes de oro se basan los resulta-dos preliminares expuestos en esta comu-nicación y actualmente estamos estudian-do el resto de los sondeos para comprobarsi es extrapolable a todo el yacimiento.

Sobre una cartografía de detalle con lasmedidas de fallas y diaclasas tomadas en losacantilados, se deducen las dos direccionesde fracturación dominantes. La primera,con dirección NE-SW, coincide con uno delos principales lineamientos deducidos porClaverol et. al. (1988). La segunda, aproxi-madamente paralela a la costa (WNW-ESE), es posiblemente de edad Alpina yresponsable en su mayor parte del modela-do de la costa actual. Su existencia hace quela zona esté muy fracturada, afectando a lamorfología de los cuerpos mineralizados.Las relaciones estructurales observadas enel campo coinciden con las citadas porMartínez Catalán et. al. (1990).

La presencia del cabalgamiento basaldel Manto de Mondoñedo, perteneciente ala segunda fase de deformación Hercínica(Marcos, 1973), y que con trazado N-Safecta a la granodiorita de Salave, añade untercer sistema de fracturación .

La granodiorita de Salave es un cuerpoalargado con dirección NW-SE, aproxima-damente perpendicular a las estructurasregionales. En detalle, sus relaciones con elencajante muestran una estructura tancomplicada que ha sido imposible realizarun corte geológico que refleje con exacti-tud su geometría y la distribución de lasdistintas zonas de alteración que la afectan.

En la zona estudiada los dos sistemasde diaclasas que la atraviesan desplazan lamineralización. Ésta se desarrolla princi-palmente a partir de las fracturas relacio-nadas con el sistema de fallas NE-SW.Estas fracturas condicionan igualmente elemplazamiento de diques de pórfido, pos-teriores al cuerpo granodiorítico.

La mineralización está geométricamen-te desarrollada en una sucesión vertical decuerpos lenticulares e irregulares, condimensiones de hasta 300 m de largo por80 m de espesor, y con buzamientos de 40a 50º hacia el oeste-noroeste, concordanteesto con la dirección e inclinaciones de lasestructuras locales.

Es importante destacar la relaciónentre el oro y el máximo grado de altera-ción alcanzado por la granodiorita, quetiene contenidos en este metal superiores a1 ppm. Anteriormente, Harris (1980) rea-lizó una simulación con contenidos de oroen las zonas alteradas del granitoide, con elobjeto de visualizar la morfología deldepósito, obteniendo algo parecido a unhongo. En este estudio se ha establecido

92 Luis M. Rodríguez Terente, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Morfología de las alteraciones y los contenidos de oro 93

que en Salave existe una secuencia de repe-tición de los cuerpos mineralizados a dife-rentes profundidades, reconociéndose, almenos, tres niveles principales y otrossituados entre ellos de menor potencia. Sinembargo el granitoide presenta alteraciónhidrotermal hasta la mayor profundidadalcanzada por los sondeos (700 m).

Se pone de manifiesto la relación exis-tente entre las alteraciones observadas y elcontenido de oro en las mismas aprecián-dose claramente los siguientes aspectos:• El oro está íntimamente ligado al mayor

grado de alteración hidrotermal (serici-tización + albitización).

• Se ha encontrado que su aparición nodepende del espesor de esta alteración.

• Los fluidos hidrotermales debieron apro-vechar el sistema de fracturas NE-SWy la presencia del Cabalgamiento delManto de Mondoñedo para que tuvieralugar la mineralización.

• La morfología irregular de los cuerposalterados es consecuencia de la utiliza-ción de estas fracturas como vía de losfluidos.

• Movimientos posteriores a lo largo deestas fracturas originaron la situaciónobservada actualmente: presencia decuerpos mineralizados de roca alteradaaislados y situados entre rocas sin alte-rar y rocas con diferentes grados dealteración (su espesor medio es de 20m).

• No hay relación entre la alteración clorí-tica y los contenidos en oro.

• Los cuerpos mineralizados son más ricosen oro a medida que se avanza en pro-fundidad, independientemente delespesor de éstos.

Agradecimientos

Los autores desean expresar su agradeci-miento a la empresa San Diego GoldMinery por las facilidades prestadas para larealización de este trabajo.


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AAlltteerraacciióónn hhiiddrrootteerrmmaall ddeell yyaacciimmiieennttoo aauurrííffeerrooddee SSaallaavvee,, TTaappiiaa ddee CCaassaarriieeggoo,, AAssttuurriiaass

HHyyddrrootthheerrmmaall aalltteerraattiioonn ooff tthhee ggoolldd--bbeeaarriinngg oorree ddeeppoossiitt ooff SSaallaavvee,, TTaappiiaa ddee CCaassaarriieeggoo,,

AAssttuurriiaass

LUIS M. RODRÍGUEZ TERENTE, DÁMASO B. MOREIRAS BLANCO & CELIAMARCOS PASCUAL.

Área de Cristalografía y Mineralogía, Departamento de Geología, Universidad de Oviedo.C/ Arias de Velasco s/n, 33005 Oviedo.

Salave es un yacimiento de oro que seencuentra en la parte noroccidental deAsturias, 3 Km al este de Tapia deCasariego. Geológicamente se encuentra enel norte de la Zona Asturoccidental Leonesa.El yacimiento se encuentra en un complejoplutónico constituido por un cuerpo grano-dirítico que intruye en otro gabroico deedad anterior (Suárez, 1970), estando ambosrodeados por los sedimentos Cambro-Ordovícicos de la serie de Los Cabos y laFormación Agüeira. La granodiorita estáafectada por una intensa alteración hidroter-mal, cuyo resultado es un cambio textural,mineralógico y químico con un importanteaporte de elementos metálicos.

La zona del presente estudio se centra enla parte noroccidental del yacimiento queocupa el lugar en el que la empresa SanDiego Gold Minery ha realizado prospeccio-nes recientemente hasta los 700 m. de pro-fudidad. En ella se ha pretendido caracterizarlas alteraciones observadas previamente porHarris (1979) en la parte superficial del yaci-miento (hasta los 200 m. de profundidad).

Las alteraciones han sido establecidasde acuerdo con las observaciones macros-cópicas y microscópicas de las muestrasestudiadas del yacimiento, además de aná-lisis con microsonda electrónica. A conti-nuación se exponen los detalles de la trans-formación de la granodiorita, por aparta-dos, teniendo en cuenta que los procesosno ocurren de manera independienteA. 1. Aparición de la clorita. La transición

de la biotita a clorita no es completa,ya que es frecuente observar cristales debiotita parcialmente transformados aclorita, conservándose siempre la formaoriginal de los granos de biotita.

A. 2. Desaparición de la biotita. Es conse-cuencia de la completa cloritización dela misma. Este fenómeno conlleva laformación de epidota, titanita y rutilo.

A. 3. Sericitización de feldespatos y plagioclasas.Esta alteración se realiza de forma simul-tánea a la anterior e implica la alteraciónde los núcleos de la plagioclasas, por unlado, y por otro, la alteración total de losfeldespatos a sericita. En las plagioclasasse inicia en los núcleos, ricos en calcio, yse extiende hacia los bordes de grano. Esfrecuente su avance por los planos demacla. Se observa que la plagioclasa con-serva su morfología una vez ha sido subs-tituida por sericita. Desde el punto devista macroscópico, estas reacciones leconfieren a la roca un tono verdoso.

A. 4. Desilicificación incipiente. Este procesocomienza simultáneamente con la seri-citizacion. Se manifiesta por una corro-sión incipiente en los bordes de granodel cuarzo.

B. 1. Sericitización y cloritización. En estaetapa, se produce la sericitización com-pleta de la plagioclasa, al mismo tiem-po que se sigue generando clorita,puesta de manifiesto por los análisis demicrosonda. Como consecuencia deestos procesos se produce un aumentoen el contenido en clorita y sericita,que se manifiesta en un cambio a tonososcuros en el color verdoso de la roca.

B. 2. Desilicificación. Este proceso implicala movilización de la sílice, que originala coalescencia de los granos de cuarzoy dan como resultado agregados y veni-llas de cuarzo lechoso, puesto de mani-fiesto por la presencia de inclusionesfluidas.


XXas Jornadas S.E.M. Alteración hidrotermal del yacimiento aurífero de Salave 97

B. 3. Albitización. Este proceso puede con-siderarse prácticamente simultáneo alanterior, y se caracteriza por la precipi-tación de la albita.

B. 4. Carbonatización. Finalmente precipi-tan carbonatos, que se hallan rellenandohuecos entre los demás constituyentes.Asociado a estas alteraciones existe un

proceso de piritización bien desarrollado queconlleva la formación de diversos sulfurosque componen la mena de este yacimiento.

Por otra parte, existe un proceso desilicificación que afecta a los materialesmetasedimentarios de la cobertera delyacimiento, cuya sílice podría derivar de ladesilicificación de la granodiorita.

La diferencia entre los procesos inclui-dos en los apartados A y B se manifiestapor un cambio textural en la roca, ya quepasa de una textura magmática a otramagmático-metasomática.

Como consecuencia de los procesos ante-riormente descritos se observa una roca deno-minada “roca holoplagioclásica” (FernándezCatuxo 1997), anteriormente denominada“hongo-rock” (Harris 1979). En realidad setrata del resultado de la interacción de todaslas alteraciones aquí descritas, destacandosobre todo la sericitización y la albitización.

En la roca se aprecia que el cuarzo esmuy escaso o está ausente. Los relictos delas antiguas plagioclasas se han sericitiza-do. Los cristales de albita metasomática, dehasta 6 mm de tamaño, son localmenteabundantes, llegando a formar “albititas”.La clorita anterior pasa a formar agregadosde clorita-sericita. Esta roca, en muestra demano, y debido a la abundancia relativa dealbita, clorita-sericita y minerales de mena,presenta tres coloraciones diferentes:

- Color blanquecino debido a altos conte-nidos en albita (albitita, sensu stricto)y ausencia casi total de sericita/clorita.

- Color verdoso resultante de la presenciamayoritaria de filosilicatos. El tono de laroca varía de claro a oscuro, al disminuirel tamaño de grano de los filosilicatos, yal aumentar el contenido en sulfuros.

- Color rojizo que corresponde al alto con-tenido en óxidos de Ti-Fe, mayoritaria-mente cristales de rutilo en albita. Encontra de lo que cabría esperar, estecolor no se debe a la presencia de fel-despatos potásicos, pues están ausentesen la secuencia de alteraciones.Finalmente se puede concluir diciendo

que:a. La alteración consiste principalmen-

te en un metasomatismo sódico,acompañado de procesos de cloritiza-ción, desilicificación, sericitización ycarbonatización, principalmente.

b. Los procesos de alteración que danlugar a esta roca mineralizada, a par-tir de la granodiorita, son graduales.

c. El espesor de los materiales alteradoses muy variable, oscilando desdeunos pocos milímetros hasta variosmetros de potencia.

d. La secuencia de las alteraciones des-critas en este trabajo no siempre sepresenta completa en cada porción deroca alterada.

Agradecimientos

Los autores desean expresar su agradeci-miento a la empresa San Diego GoldMinery por las facilidades prestadas para larealización de este trabajo.


FERNÁNDEZ CATUXO, J. (1997). Informe delos trabajos efectuados en Salave por San DiegoGold Minery. (Inédito).

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LLaass eessppiinneellaass ccrroommííffeerraass ccoommoo iinnddiiccaaddoorreess ppeettrrooggeennééttiiccooss eenn llaass rrooccaass mmaaggmmááttiiccaass ddeell

SSiinncclliinnaall ddee AAllmmaaddéénn

CChhrroommiiffeerroouuss ssppiinneellss aass ppeettrrooggeenneettiicc iinnddiiccaattoorrss iinn mmaaggmmaattiicc rroocckkss ooff tthhee

AAllmmaaddéénn SSyynncclliinnee

HIGUERAS, P.L.(1), GERVILLA, F.(2) Y MORATA, D.(3).

(1) Departamento de Ingeniería Geológica y Minera, UCLM, Almadén (Ciudad Real)(2) Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra (Universidad de Granada-CSIC), Granada(3) Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile,

Santiago de Chile.

Las rocas magmáticas presentes en elsinclinal de Almadén pueden agruparse entres grandes conjuntos (Higueras, 1995;Higueras et al., 2000):1. Rocas subvolcánicas, de naturaleza bási-

ca y textura dolerítica (diabasas).2. Lavas basálticas (basanitas/nefelinitas),

compactas, con enclaves o xenolitos derocas ultramáficas de diámetros quealcanzan el decímetro, y ocasionaleslavas traquíticas y riolíticas.

3. Rocas piroclásticas básicas (fundamental-mente tobas de lapilli), formadas porclastos muy vesiculados de basaltos oli-vínicos, acompañados por otros de natu-raleza muy diversa, incluyendo algunosultramáficos. Estas rocas reciben ladenominación local de “roca frailesca”.Todas estas rocas están afectadas por un

metamorfismo de grado bajo en faciesprehnita-pumpellyita (Higueras et al.,1995) y por una alteración generalizada detipo propilítico que reemplaza la minera-logía original de silicatos por carbonatosde composición variable, clorita y sílice, yla magnetita por óxidos de Fe-Ti. El gradode evolución del proceso se relaciona condos factores: (i) el tipo de roca (las másbásicas/primitivas están sistemáticamentemás alteradas) y (ii) la mayor o menor pro-ximidad a yacimientos de mercurio: (en lasinmediaciones de éstos la alteración essiempre mayor, Higueras, 1993).

La espinela aparece como mineralminoritario, y sistemáticamente inaltera-do, en tres de los tipos litológicos estudia-dos en el distrito: en los enclaves ultrabá-sicos, en las rocas piroclásticas de tipo frai-lesca y en las basanitas/nefelinitas. Laausencia de alteración en esta fase mineralpermite analizar su quimismo original y,

dado su carácter de indicador petrogenéti-co (Dick y Bullen, 1984; Leblanc, 1985),aportar nuevos datos sobre las rocas volcá-nicas. En particular, permitirá aproximar-nos a la litología de los enclaves ultramáfi-cos que contienen y, consecuentemente, ala naturaleza del manto superior de laregión de Almadén durante el Silúrico, delcual probablemente proceden las minerali-zaciones de cinabrio del distrito.

En conjunto, las espinelas de los xenoli-tos de rocas ultramáficas de las rocas piro-clásticas de tipo frailesca y los encajados enlavas de composición basáltica poseen com-posiciones químicas comparables, dentro deun amplio campo composicional caracteri-zado por una correlación negativa entre el#Cr [#Cr=Cr/(Cr+Al+Fe3+)], el cual oscilaentre 0,78 y 0,20, y el #Mg[#Mg=Mg/(Mg+Fe)] que oscila entre 0,53y 0,80. Este campo composicional se carac-teriza, igualmente, por presentar valores del#Fe3+ [#Fe3+/(Fe3++Cr+Al)] entre 0,01 y0,16, y de TiO2 entre 0,01% y 1,16% enpeso. Si se compara el campo descrito conlos publicados en la literatura para espine-las cromíferas de xenolitos lherzolíticos enbasaltos alcalinos (Leblanc, 1985), se obser-va que las estudiadas en este trabajo mues-tran composiciones parcialmente solapadascon las de aquellas, aunque con contenidosen Cr2O3 generalmente superiores, proyec-tándose en los campos de las harzburgitas ydunitas de la mayoría de los complejos ofio-líticos. Esta interpretación evidenciaría unanaturaleza suboceánica para el manto supe-rior en la región de Almadén durante elSilúrico, lo cual es inconsistente con losdatos geológicos existentes, que sugierenque el volcanismo estudiado tuvo lugar enun contexto de intraplaca continental

100 Higueras, P. L., et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Las espinelas cromíferas como indicadores petrogenéticos 101

(Higueras, 1995; Higueras et al., 2000).Sin embargo, las heterogeneidades en lalitología de los xenolitos estudiados y en elquimismo de las espinelas cromíferas ponende manifiesto que la porción del mantomuestreada por las rocas volcánicas seencontraba bastante empobrecida comoconsecuencia de procesos de fusión parcialcaracterizados por tasas localmente superio-res al 35%. Puesto que los basaltos alcalinosse generan a partir de tasas moderadas abajas de fusión parcial, parece razonablepensar que la heterogeneidad del mantodescrita es una característica heredada,generada durante procesos magmáticos másantiguos.

Considerando los xenolitos de formaindividual se observa que la mayoría con-tienen espinelas cromíferas de composi-ción relativamente homogénea, mientrasque en algunos este mineral muestradiversas tendencias de variación química.El espectro composicional observado enespinelas cromíferas en un mismo xenolitoultrabásico se solapa con el de las espinelascromíferas accesorias de los xenolitos lher-zolíticos de basaltos alcalinos y con el delas harzburgitas y dunitas de los complejosofiolíticos, lo cual es difícilmente explica-ble en un solo xenolito de una litologíadeterminada. En consecuencia, cabe supo-ner que las variaciones composicionales deestas espinelas fueron causadas, no tantopor los procesos que determinaron la natu-raleza de la roca encajante (p.e. fusión par-cial), sino por eventuales procesos de inte-racción de tal roca con fundidos magmáti-cos de composición variable.

En conclusión, el estudio del quimis-mo de las espinelas cromíferas de las rocasmagmáticas del Sinclinal de Almadén

aporta nuevos datos sobre la compleja evo-lución de la actividad magmática duranteel Silúrico. Igualmente, las variacionesquímicas encontradas entre espinelas dediferentes afloramientos, y entre espinelasde una misma muestra, reflejan diferentesmecanismos genéticos en el manto del queprocede el magmatismo silúrico delSinclinal de Almadén y, muy probable-mente, las mineralizaciones de mercurioasociadas.

Agradecimientos

Este trabajo ha sido financiado por laUCLM y la DGES (PB97-1211) y es unacontribución al PICG 427.


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TTrraaccee ppllaattiinnuumm ggrroouupp eelleemmeennttss iinn aarrsseenniiddeess aanndd ssuullffaarrsseenniiddeess ffrroomm mmaaggmmaattiicc oorreess:: AAnn

eelleeccttrroonn mmiiccrroopprroobbee aanndd pprroottoonn mmiiccrroopprroobbee((mmiiccrroo--ppiixxee tteecchhnniiqquuee)) ssttuuddyy

EElleemmeennttooss ttrraazzaa ddeell ggrruuppoo ddeell ppllaattiinnoo eennaarrsseenniiaattooss yy ssuullffooaarrsseenniiaattooss ddee mmeennaassmmaaggmmááttiiccaass:: eessttuuddiioo aa llaa MMiiccrroossoonnddaa

eelleeccttrróónniiccaa yy aa llaa MMiiccrroossoonnddaa ddee pprroottoonneess((ttééccnniiccaa mmiiccrroo--ppiixxee))

GERVILLA, F.(1), CABRI, LJ.(2), KOJONEN, K.(3), SIE, S.H.(4), PAPUNEN, H.(5)& FENOLL HACH-ALÍ, P.(1).

(1) Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra (Universidad de Granada-CSIC), Granada.(2) Consulting Mineralogist, Ottawa, Ontario (Canada)(3) Geological Survey of Finland, Espoo (Finland)(4) Department of Geology, University of Turku, Turku (Finland)(5) CSIRO, Perth, Western Australia (Australia)

The usefulness of micro-PIXE techniqueto determine ppm quantities of platinum-group elements in sulfide minerals has beenwidely demonstrated in the past twentyyears (e.g., Cabri et al., 1984; Czamanske etal., 1992), although only few data arepublished on the distribution of suchelements in arsenides and sulfarsenides (e.g.Ryan et al., 1990). On the other hand, thedevelopment of the CSIRO-trace analysispackage at CSIRO, Perth, WesternAustralia (Robinson and Graham, 1992)has also made possible the determination ofnoble metals (at ppm levels) in ore mineralsby means of electron microprobe (e.g.,Gervilla et al., 1998; Kojonen andJohanson, 1999). In this note we present theresults obtained by these two techniques onarsenides and sulfarsenides from thefollowing localities: i) chromite-Ni arsenideores (Cr-Ni ores) and arsenide-bearingsulfide-graphite ores (S-G ores) of thebetico-rifean ultramafic massifs in Spainand Morocco (Gervilla and Leblanc, 1990),ii) arsenide-rich sulfide ores of the VammalaNi-Cu mine and iii) arsenide-sulfide andarsenide ore types from the Kylmäkoski Ni-Cu mine in the Vammala Nickel Belt,Finland (Gervilla et al., 1998).

Though the analyses were not made onthe same points, a comparison of both setsof results provides an opportunity to makesome observations.

The micro-PIXE analyses were done atCSIRO Exploration and MiningLaboratories, North Ryde, Australia. Themeasurements were carried out with 10 x15µm beam spots. Typical measurement timefor a 6 micro-Coulomb (µC) integratedcharge was 25 to 30 minutes. Count rate

was kept below 3000 counts per second.Under these conditions the detection limitfor Pd is of the order of 20 to 30 ppm.Detection limits for Ru and Rh are slightlylower, of the order of 10 to 15 ppm. Twoadditional runs were made at 32 and 58 µCfor about 3 and 5 hours, respectively, on onegrain of nickeline and one grain ofnickeliferous löllingite from betico-rifeanores, to reduce the detection limit down to≈ 2 ppm for Ru and Rh and 2.5 ppm for Pd.These two analyses will be called hereLDLA (low detection limit analysis). Thedetection limit for Pt is very high (≈ 400ppm) because of strong interferences withBi for the relatively weak PtLα line.

The EMP analyses were performedwith a CAMECA SX50 instrument at theGeological Survey of Finland, Espoo, bymeans of the CSIRO-trace analysispackage. The calculated detection limit forPt (30-34 ppm) in the analyzed minerals ishigher than that for Rh (24-28 ppm), Ir(20-22 ppm) and Pd (18-20 ppm).

With the micro-PIXE technique Ruwas detected in nickeline (4-23 ppm) andnickeliferous löllingite (9-19 ppm); Rhwas found in single LDLA in nickeliferouslöllingite (6 ppm) and in cobaltite (14ppm); Pt was not found above thedetection limit except for one analysis ofnickeliferous löllingite (756 ppm) andtwo of cobaltite (717 and 1031 ppm); Pdwas measured in nickeline (7-149 ppm),in nickeliferous löllingite (8-30 ppm), andprincipally in maucherite (18-265 ppm).Pd partitioning between coexistingnickeline and maucherite varies fromprimary ores crystallized at hightemperature (≈ 800ºC) to ore assemblages

104 Gervilla, F., et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Trace platinum group elements 105

formed by remobilization at lowertemperatures (≈ 500ºC). Thus, in thearsenide globules occurring in S-G ores(Gervilla et al., 1996) nickeline contains70 ppm Pd and maucherite 58 ppm Pd.In the late magmatic, arsenide-rich Ni-Cusulfide ores of Vammala, nickelinecontains 44-149 ppm Pd and maucherite92-117 ppm Pd. In contrast, the Pdcontent in nickeline is close to or belowthe detection limit and ranges between 83and 265 ppm in maucherite in theremobilized sulfide-arsenide and arsenideores from Kylmäkoski

By means of EMP only Pt and Pd wereboth found to be above the detection limit.Pt was detected in nickeliferous löllingite(52-162 ppm) and cobaltite (122-650 ppm).Pd was found in nickeline and maucheritefrom the arsenide-rich Ni-Cu sulfide ores ofVammala (28-63 ppm and 67-84 ppm,respectively) and maucherite from arsenideores of Kylmäkoski (76-120 ppm). Pdvalues close to the detection limit weremeasured too in nickeline (20-38 ppm),maucherite (21-38 ppm), nickeliferouslöllingite (22-38 ppm) and cobaltite (22-27ppm). As in the above set of results Pddistribution between coexisting nickelineand maucherite indicate a higher affinity ofPd for maucherite at relatively lowtemperatures (≈ 500ºC).

Conclusions: i) The two techniques used give rise to

comparable analytical results for PGEabundances well above their respectivedetection limits.

ii) In ore assemblages crystallized at hightemperature (≈ 800ºC) nickeline andmaucherite contain comparable

amounts of Pd whereas at ≈ 500ºCmaucherite is the principal Pd carrier.This is in agreement with theexperimental results in the system Pd-Ni-As at 790º and 450ºC (Gervilla etal., 1994).

iii) In spite of the high detection limits forPt by micro-PIXE, comparison of dataobtained with those from EMP suggestthat the principal carriers of Pt arenickeliferous löllingite and cobaltite.These minerals also carry some Ru andRh.


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CCaarraacctteerrííssttiiccaass tteexxttuurraalleess yy ggeeooqquuíímmiiccaass ddee llaappiirriittaa eenn llaa mmiinneerraalliizzaacciióónn iinnttrraammaaggmmááttiiccaa ddee

NNii--CCuu--PPGGEE ddee AAgguuaabbllaannccaa ((BBaaddaajjoozz))

TTeexxttuurraall aanndd ggeeoocchheemmiiccaall ffeeaattuurreess ooff ppyyrriitteeffrroomm tthhee iinnttrraammaaggmmaattiicc NNii--CCuu--PPGGEE mmiinneerraa--

lliizzaattiioonn ooff AAgguuaabbllaannccaa ((BBaaddaajjoozz))

MARTÍN ESTÉVEZ, J.R.(1) ; ORTEGA, L. (1); LUNAR, R. (1) Y GARCÍAPALOMERO, F. (2).

(1) Dpto. Cristalografía y Mineralogía, Universidad Complutense, 28040 Madrid.(2) Atlantic Copper, S.A., Av. Francisco Montenegro S/N, 21001 Huelva.

El yacimiento de Aguablanca (SE deExtremadura, España) consiste en unamineralización de sulfuros de Ni-Cu-EGP(elementos del grupo del platino) de inte-rés económico asociada al stock básico deAguablanca, en el borde norte delComplejo Plutónico de Santa Olalla deCala (Casquet, 1980). Las rocas encajantespertenecen a la Unidad de Arroyomolinos(Apalategui et al., 1990) una secuenciametasedimentaria de edad PrecámbricoSuperior - Cámbrico Inferior en la que laintrusión ígnea genera un metamorfismode contacto y fénomenos de skarn (conmagnetita y pirita; Casquet, 1980) que sesuperponen al metamorfismo regionalcadomiense y hercínico.

La mineralización de sulfuros se con-centra en las facies ígneas más máficas,principalmente gabros y noritas con inter-calaciones de piroxenitas y peridotitas, for-mando dos cuerpos lenticulares subvertica-les (80ºN). El cuerpo principal está consti-tuido por mineralización masiva en suborde septentrional y en la parte centralque grada a mineralización diseminada enel borde meridional. En el núcleo presentaun zona brechoide con enclaves redondea-dos de rocas máficas y ultramáficas sinmineralizar englobados en mineralizaciónmasiva. El cuerpo menor contiene funda-mentalmente mineralización diseminada.La asociación mineral está constituída porpirrotina, pentlandita, pirita y calcopirita,junto con minerales del grupo del platino(MGP), principalmente telururos de Pt yPd y arseniuros de Pt (Bomatí, 1999;Ortega et al., 1999). La mineralogía, sudistribución y las texturas que se observanen la actualidad son el resultado de la cris-talización fraccionada a alta temperatura de

un líquido sulfurado inmiscible con elmagma silicatado, que dió lugar a unasolución sólida monosulfurada rica en Ni(mss, mena masiva) y una solución sólidaintermedia rica en Cu (iss, mena disemina-da). Estas fases durante su enfriamientohan sufrido extensivos procesos de exolu-ción y recristalización subsólidus a los quese ha superpuesto un importante hidroter-malismo que se refleja en la formación deabundante pirita.

Una de las características que presentala mineralización de Aguablanca es precisa-mente el alto contenido en pirita en rela-ción con otros yacimientos intramagmáti-cos de Ni-Cu y su gran variedad textural.De los difentes tipos observados, algunoscorresponden claramente a pirita de origenhidrotermal. Sin embargo, en algunos casoslas relaciones texturales con pentlanditadentro de pirrotina sugieren que podríahaberse generado por exolución. Estoimplicaría que el yacimiento deAguablanca se habría formado a partir deun magma muy rico en S. Por lo tanto, lacaracterización textural, geoquímica ygenética de la pirita y su relación con losdemás sulfuros es de gran interés para lainterpretación de la génesis del yacimiento.

En los cuerpos mineralizados se handescrito los siguientes tipos de pirita: 1)Grandes cristales idiomorfos a subidiomor-fos que pueden alcanzar tamaños centimé-tricos; 2) Cristales subidiomorfos de menortamaño, formando agregados con calcopiritay pentlandita, dentro de pirrotina. Estetipo solo se observa en la mena masiva ypodría ser producto de exolución a partirde la mss; 3) Piritas en cintas, caracterizadaspor presentar formas elongadas, paralelas alas maclas de deformación de pirrotina. Se

108 Martín Estévez, J. R., et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Características texturales y geoquímicas de la pirita 109

presentan individualmenteo de forma masiva; 4) Comorelleno de fracturas de <1 mmde espesor. Pueden coexistiren la misma fractura con cal-copirita, cuarzo y carbona-tos; 5) Pirita de reemplaza-miento de pirrotina y plagio-clasa, con morfologías noelongadas diferentes de laspiritas en cintas. Las relacio-nes texturales entre los dis-tintos tipos piríticos y conotros sulfuros sugieren elsiguiente orden de formación:

- Etapa temprana: cristales idiomorfos yagregados, aunque las relaciones tempora-les entre ellos son inciertas.

- Etapa de reemplazamiento 1: cintas- Etapa de reemplazamiento 2 + relleno de

espacios abiertos: reemplazamiento de pirroti-na y plagioclasa y relleno de fracturas.

El estudio geoquímico de elementostraza (Ni y Co) en pirita permite enmuchos casos discriminar su ambiente deformación (Bralia et al., 1979; Xu, 1998).Los contenidos de Ni y Co de las piritas deAguablanca (Fig. 1) definen varios gruposcomposicionales: (A) grandes cristales idio-morfos, (B) cintas y agregados, (C) piritarellenando fracturas y (D) reemplazamien-to de pirrotina y plagioclasa. El grupo (E)corresponde a pirita del skarn, fuera de loscuerpos mineralizados.

Las evidencias geoquímicas y texturalesindican que los cristales idiomorfos de piri-ta son los más tempranos y posiblementefueron precipitados en relación con elskarn, en la fase de aposkarn (400-350ºC).En una etapa de circulación hidrotermalposterior se formaron las cintas y los agre-

gados, probablemente por reemplazamien-to de pirrotina. Cabe destacar que pese a lasnotables diferencias texturales, ambostipos presentan las mismas característicasgeoquímicas, por lo que debe tratarse dediferentes modos de cristalización de lapirita controlados por las característicastexturales internas de la pirrotina. Por últi-mo, y en una fase hidrotermal tardía seprodujo la precipitación de la pirita enfracturas y el reemplazamiento de pirrotinay plagioclasa por pirita. Con esta interpre-tación la posibilidad de que exista pirita deexolución en Aguablanca quedaría en prin-cipio descartada.

Agradecimientos

Este trabajo es una contribución alProyecto Internacional de CorrelaciónGeológica nº 427 y a través de fondos de laDGICYT (proyecto PB98-0815)


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110 Martín Estévez, J. R., et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


EEvviiddeenncciiaass ddee ffrraacccciioonnaacciióónn eenn eell yyaacciimmiieennttooiinnttrraammaaggmmááttiiccoo ddee NNii--CCuu--EEGGPP ddee

AAgguuaabbllaannccaa ((BBaaddaajjoozz))

FFrraaccttiioonnaattiioonn eevviiddeenncceess iinn tthhee iinnttrraammaaggmmaattiiccNNii--CCuu--PPGGEE mmiinneerraalliizzaattiioonn ooff

AAgguuaabbllaannccaa ((BBaaddaajjoozz))

L. ORTEGA(1), R. LUNAR(1), F. GARCÍA PALOMERO(2), J.R. MARTÍNESTÉVEZ(1)

(1) Dpto. Cristalografía y Mineralogía, Universidad Complutense, 28040 Madrid.(2) Atlantic Copper, S.A., Av. Francisco Montenegro S/N, 21001 Huelva.

Los yacimientos magmáticos de sulfu-ros de Ni-Cu se consideran generados porla acumulación de gotas de líquido sulfu-rado segregadas por inmiscibilidad a par-tir de un magma silicatado de composi-ción máfica o ultramáfica (Naldrett yDuke, 1980). La sedimentación por grave-dad de estas gotas en el fondo de la cáma-ra magmática como consecuencia de suelevada densidad puede dar lugar a con-centraciones de gran interés económico (ej.yacimientos de Bushveld, Noril’sk oSudbury, entre otros). El fundido sulfura-do concentra cantidades importantes deCu, Ni y elementos del grupo del platino(EGP) cuya distribución espacial en elyacimiento suele estar controlada por pro-cesos de cristalización fraccionada(Naldrett et al., 1996). Estos dan lugar ala cristalización inicial a alta temperaturade una solución sólida monosulfurada(mss) rica en Ni, que coexiste con unlíquido residual rico en Cu. La cristaliza-ción posterior de este líquido da lugar a loque se conoce como solución sólida inter-media (iss). Entre los EGP, Os, Ir y Ru sefraccionan preferentemente en la mss,mientras que Pd y Pt lo hacen en la iss (Liet al., 1996).

El yacimiento de Aguablanca es unamineralización mágmática de sulfuros deNi-Cu asociada a acumulados máficos yultramáficos del stock de Aguablanca, enel borde norte del Complejo Plutónico deSanta Olalla de Cala (Badajoz). Se concen-tra fundamentalamente en un cuerpo sub-vertical zonado de 60-100 m de potencia yhasta 500 m de profundidad, caracterizadopor mineralización masiva (relaciónNi/Cu:5), presente sobre todo en el bordenorte y en la zona central del cuerpo, que

grada a mineralización diseminada (rela-ción Ni/Cu:1.5) hacia el sur. En el núcleode este cuerpo se encuentra una zona bre-choide, caracterizada por la presencia deenclaves subredondeados englobados pormineralización masiva. Un segundo cuer-po menor, situado al norte del principal,contiene sobre todo mineralización dise-minada y probablemente corresponde auna parte del cuerpo principal desplazadopor una falla.

La mineralización masiva está asociada anoritas y niveles centimétricos de peridoti-tas y piroxenitas que muestran un bandea-do ígneo subvertical y texturas de tipo acu-mulado. Los sulfuros pueden constituirhasta el 90% de la roca y consisten en pirro-tina y pentlandita con cantidades menoresde calcopirita y pirita. Las texturas que seobservan en la actualidad son en gran medi-da resultado de la recristalización subsóli-dus de la mss inicial, con exolución genera-lizada de pentlandita y calcopirita. La piri-ta se considera mayoritariamente formadapor procesos hidrotermales posteriores a laformación de la mss, pero en parte contem-poránea con la exolución (Martín Estevez etal., este volumen). Los sulfuros masivoscontienen abundantes minerales del grupodel platino (MGP), incluídos mayoritaria-mente en pentlandita y pirrotina (Ortega etal., 1999). Las fases encontradas son teluru-ros y telurobismuturos de Pd y Pd-Pt(michenerita, merenskyita-moncheita ymelonita paladinífera), así como esperrilita(arseniuro de Pt). La mineralización masivaestá atravesada en algunos puntos por vetascentimétricas de calcopirita que podríanrepresentar parte del líquido residual (iss)inyectado en esta zona o removilizacioneshidrotermales tardías. En estas vetas se han

112 L. Ortega, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Evidencias de fraccionación en el yacimiento intramagmático 113

observado cristales idiomorfos de merensk-yita y michenerita.

La mineralización diseminada se locali-za en el seno de gabros piroxénicos y anfi-bólicos y aparece como sulfuros intersti-ciales entre los silicatos. La calcopirita esmás abundante que en la mena masiva,pero también hay cantidades significativasde pirrotina con pentlandita de exolución.En estas zonas diseminadas se han obser-vado nódulos (entre algunos mm y varioscm de diametro) constituídos por pirroti-na y calcopirita que se disponen en zonasbien diferenciadas del agregado y siempreen la misma posición relativa. Así, enmuestras orientadas se ha observado que lapirrotina ocupa la parte norte de los nódu-los y la calcopirita la parte sur. Estas tex-turas han sido interpretadas como gotasdel líquido sulfurado inicial que han sufri-do cristalización fraccionada, siendo lapirrotina (mss) la primera en cristalizar.Los minerales del grupo del platino encon-trados en la mineralización diseminadason similares a los de la mena masiva, aun-que en distinta proporción, y solo la melo-nita paladinífera está ausente.

Los patrones de distribución de los ele-mentos del grupo del platino, normaliza-dos a los valores condríticos, muestran unatendencia similar para los dos tipos demineralización, con una pendiente planapara Os, Ir, Ru y Rh y enriquecimiento enPd y Pt. La mineralización diseminadapresenta menores contenidos en EGP enroca total (silicatos + sulfuros) que la mine-ralización masiva, si bien el contenido enPt de una de las muestras es el mayor detodos los encontrados. Sin embargo, si losvalores de las muestras diseminadas serecalculan a 100% sulfuros se observa que

los contenidos en EGP, y en particular, dePd y Pt, son mucho más altos en la mine-ralización diseminada que en la masiva.Por otra parte, la relación Pt/Pd también esmayor en las muestras con sulfuros disemi-nados que en las masivas. Todos estos datosson indicativos de la fraccionación dellíquido sulfurado inicial, ya que Pd y Pt seconcentran preferentemente en el líquidoresidual rico en Cu (Naldrett et al., 1996;Barnes et al., 1997).

Los datos expuestos anteriormentemuestran que Aguablanca es un yacimien-to zonado desde un punto de vista minera-lógico, textural y químico. La zonaciónmineralógica y textural se pone de mani-fiesto en la existencia de dos tipos demineralizaciones, masiva y diseminada,con distintas proporciones relativas de lossulfuros y MGP presentes y localizadas endiferentes zonas del yacimiento. Por otraparte, la zonación química se refleja en lasdiferentes relaciones Ni/Cu y Pt/Pd enambos tipos de menas y en la concentra-ción preferente de EGP en la mena dise-minada. Esta zonación sugiere que el yaci-miento se ha formado por un proceso decristalización fraccionada. Los nódulos decalcopirita-pirrotina encontrados en laszonas diseminadas pueden ser utilizadoscomo criterios geopetales, y su distribu-ción interna indica que la base de la mine-ralización estaría situada en el borde nortedel plutón de Aguablanca, probablementea lo largo del cuerpo mineralizado princi-pal. Esto implica que el yacimiento no seencuentra actualmente en su posición ori-ginal, sino que ha sido verticalizado. Estaconclusión está apoyada también por elbandeado ígneo vertical observado en lasrocas ultramáficas.

Agradecimientos

Este trabajo es una contribución alProyecto Internacional de CorrelaciónGeológica nº 427.


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114 L. Ortega, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


OOrriiggeenn ddee llaass aagguuaass rreessppoonnssaabblleess ddeell pprroocceessoo ddeesseerrppeennttiinniizzaacciióónn eenn llaa FFaajjaa OOffiioollííttiiccaa

MMaayyaarríí--BBaarraaccooaa ((CCuubbaa oorriieennttaall)).. UUnn eessttuuddiioo iissoottóóppiiccoo ddee HH yy OO

OOnn tthhee oorriiggiinn ooff wwaatteerrss rreessppoonnssiibbllee ffoorr sseerrppeennttiinniizzaattiioonn pprroocceesssseess iinn tthhee MMaayyaarríí--BBaarraaccooaa OOpphhiioolliittiicc BBeelltt

((EEaasstteerrnn CCuubbaa)).. AAnn HH aanndd OO iissoottooppee ssttuuddyy

J.A. PROENZA(1), P. ALFONSO(2), J.C. MELGAREJO(1), F. GERVILLA(3), J.TRITLLA(4), Y A.E. FALLICK(2).

(1) Departament de Cristal·lografia, Mineralogia i Dipòsits Minerals. Facultat de Geologia. Universitat deBarcelona. Martí i Franquès s/n, 08028 Barcelona. E- mail: [email protected]

(2) Isotope Geosciences Unit, SURRC, East Kilbride, Glasgow, UK.(3) Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra (Universidad de Granada-CSIC), Facultad de Ciencias.

Avda Fuentenueva s/n, 18002 Granada.(4) Departamento de Geoquímica, Instituto de Geología, Circuito de la Investigación Científicas, UNAM,

Ciudad Universitaria, 14510 México D.F., México.

La composición isotópica del H y O enlos minerales del grupo de la serpentinaproporciona una valiosa información acer-ca de los fluidos involucrados en los proce-sos de serpentinización que sufren las rocasbásicas y ultrabásicas (Wenner y Taylor,1973, 1974; Burkhard y O’Neil, 1988;Yui et al.,1990, Sakai et al., 1990). Estostrabajos sugieren la existencia de 4 tiposde agua responsables de los procesos deserpentinización: 1) agua derivada de ladeshidratación de la placa subducente(“serpentinas de suprasubducción”); 2)agua marina, con un menor componentede agua magmática (“serpentinas oceáni-cas”), 3) agua metamórfica (“serpentinascontinentales”); y 4) agua meteórica (“ser-pentinas ofiolíticas”). Teniendo en cuentaestos resultados, en este trabajo se preten-de caracterizar la composición isotópica delos fluidos implicados en el proceso de ser-pentinización de las rocas ultrabásicasbasales de la faja ofiolítica Mayarí-Baracoa,a partir de muestras de cromititas y duni-tas serpentinizadas, representativas de lostres distritos mineros existentes en la faja.Estos distritos mineros se denominan, deeste a oeste, distrito de Moa-Baracoa (con-tiene cromitas ricas en Al), distrito deSagua de Tánamo (contiene cromitas ricasen Al y ricas en Cr) y distrito de Mayarí(contiene cromitas ricas en Cr). De acuer-do con Proenza et al. (1999a), el ambientemás probable para la formación de estosdepósitos de cromita es una porción delmanto situada por encima de una zona desubducción.

Las principales fases minerales prima-rias presentes en las muestras selecciona-das son cromita y olivino. En menor pro-

porción se presentan, también, pargasita,clinopiroxeno, ortopiroxeno, plagioclasa,rutilo, sulfuros de Ni y laurita. Estas aso-ciaciones minerales han sufrido dos etapasde alteración (Proenza et al., 1999b): a)una etapa de serpentinización, en la cual seproduce el reemplazamiento del olivinopor minerales del grupo de la serpentina, yb) una etapa de ferricromitización-cloriti-zación, en la cual se produce el reemplaza-miento de la cromita por ferricromita, y elde los minerales del grupo de la serpenti-na por clorita. Los principales mineralesdel grupo de la serpentina presentes sonlizardita y crisotilo y, en menor propor-ción, antigorita.

Los resultados analíticos obtenidosmuestran que todas las serpentinas inters-ticiales en la matriz de las cromititas pre-sentan un estrecho rango de variación deδ18O y δD (+4.7 ≤ de δ18O ≤ +6‰, -66 ≤δD ≤ -60‰). En las serpentinas de las cro-mititas de Moa-Baracoa los valores de δ18Ovarían entre +5.3 y +6‰, y los δD entre -65 y -60‰. En las serpentinas de las cro-mititas de Sagua de Tánamo los valores deδ18O oscilan entre +5.4 y +5.8‰ y los δDentre -66 y -64‰. Las serpentinas de lascromititas de Mayarí presentan valores deδ18O entre +4.7 y +5.2‰, mientras quelos de δD varían entre -63 y -60‰. Estosvalores son similares a los que presentanlas serpentinas de las dunitas serpentiniza-das encajantes de las cromititas de Moa-Baracoa (δ18O = +6.2‰ y δD = -66‰).En cambio, las serpentinas en las dunitasserpentinizadas de Mayarí presentan valo-res similares de δD (-68 a -63‰), peromayores de δ18O (+10.3 a +11.3‰), quelas serpentinas de las cromititas y de las

116 J. A. Proenza, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

dunitas de Moa-Baracoa. Las cloritas quese han formado como producto de la alte-ración de las serpentinas tienen valores deδ18O que oscilan entre +4.7 y +7.5‰ y losδD entre -52 y -10‰.

Los datos presentados en este trabajomuestran que los valores de δ18O y δD enlas serpentinas de la faja ofiolítica Mayarí-Baracoa se sitúan fuera del dominio de las“serpentinas ofiolíticas” definido porWenner y Taylor (1973, 1974). Sin embar-go, se localizan dentro, o muy cerca, deldominio de las “serpentinas oceánicas”(+0.8 ≤ δ18O ≤ +6.7‰, -68 ≤ δD ≤ -35‰),y del de las “serpentinas de suprasubduc-ción” (+6.1 ≤ δ18O ≤ +8.2‰, -63 ≤ δD ≤ -52‰) (Sakai et al., 1990). Estos resultadosponen claramente de manifiesto que lasaguas responsables del proceso de serpenti-nización en la faja Mayarí-Baracoa no fue-ron aguas meteóricas, ni metamórficas. Porel contrario, sugieren un origen de los pro-cesos de serpentinización bien a partir deaguas marinas, o bien a partir de aguas deri-vadas de la deshidratación de una cortezaoceánica subducente. Esta última conclu-sión es soportada a partir del modelo (paraun sistema abierto) de Sakai et al. (1990).No obstante, el origen de las aguas respon-sables del proceso de serpentinización en loscomplejos ofiolíticos es muy polémico. Así,Wenner y Taylor (1973) concluyen que lasserpentinas en los complejos ofiolíticos sehan formado a partir de la interacción deaguas meteóricas, y definen campos, muybien delimitados, diferentes para las “ser-pentinas ofiolíticas” y para las “serpentinasoceánicas”. Esta conclusión, en principio,parece paradójica dado que los complejosofiolíticos serían un equivalente “fósil” de la

litosfera oceánica. Sin embargo, otros datosde H y O en serpentinas de varios comple-jos ofiolíticos (ej: Sturchio et al., 1989;Melcher et al., 1999) son coherentes con elcampo de “serpentinas ofiolíticas” definidopor Wenner y Taylor (1973) y con la idea deque las “serpentinas ofiolíticas” se han for-mado a partir de aguas meteóricas locales.Alternativamente, Sherppard (1980) hasugerido que aguas metamórficas puedenser una posible fuente para explicar losdatos isotópicos de las serpentinas de loscomplejos ofiolíticos de Troodos y Vourino.En otros casos, el agua marina ha sido laresponsable de la formación de las serpenti-nas, como en el complejo ofiolítico deFengtien (Yui et al., 1990) y en las serpen-tinitas de Valmalenco (Burkhard y O’Neil,1988).

Como conclusión, se puede establecerque, de acuerdo con nuestros datos y los deYui et al. (1990) y Burkhard y O’Neil(1988), el denominado dominio de las“serpentinas ofiolíticas” establecido porWenner y Taylor (1973) tiene exclusiva-mente un carácter descriptivo, no genético.

Agradecimientos

Este trabajo es una contribución al pro-yecto PB97-1211 y a los PICG 427 y 433.


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118 J. A. Proenza, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


DDeetteerrmmiinnaacciióónn ddee ppaarráámmeettrrooss mmiinneerraallóóggiiccoossmmeeddiiaannttee aannáálliissiiss ddiiggiittaall ddee iimmaaggeenn

MMiinneerraallooggiiccaall ppaarraammeettrree ddeetteerrmmiinnaattiioonn uussiinnggddiiggiittaall iimmaaggee ssyysstteemm aannaallyysseess

GARCÍA DEL AMO D.

(1) Universidad Nacional de Educacion a Distancia, Facultad de Ciencias, Dpto. de Ciencias Analíticas.

Resumen

El cálculo de parámetros mineralógicoscuantitativos, tales como porcentaje, área,perímetro y superficie específica, comple-mentario del estudio petrográfico tradicio-nal, puede realizarse de manera precisamediante el análisis digital de imágenes,tanto macroscópicas, cuando el tamaño degrano lo permite, en el caso de porcentajemineral, como microscópicas, siempre quese trate de parámetros texturales o de por-centajes minerales en el caso de que éstossean de tamaño microscópico. (El mineralestudiado en este trabajo es el cuarzo)

Desarrollo

Los equipos utilizados para la toma deimágenes son: un escáner HP Scan Jet 4C-Tpara muestras de mano y un MicroscopioLeitz Laborlux 12 POL con cámara de videoJavelin Chromachip IV CCD (752 x 582pixel) conectada para la toma de imágenesmicroscópicas. El proceso de análisis digitalse ha realizado con el equipo Q500MC deLeica Cambridge Ltd. que incorpora la tarjetadigitalizadora, el software y el ordenadorque compatibiliza todo el sistema.

Para el cálculo de los parámetros porcen-tuales de las diferentes fases minerales seutilizaron imágenes digitales tomadas aescala real mediante un escáner. Sobre lasimágenes segmentadas multiespectralmentese obtuvieron imágenes binarias donde serealizaron las mediciones porcentualescorrespondientes a cada componente mine-ral. Para la obtención de imágenes de la tex-tura de una roca, la técnica más apropiada esla microscopía óptica de polarización. Sinembargo, para la caracterización microtex-

tural del cuarzo y la cuantificación delmismo en rocas microgranudas, a partir deimágenes microscópicas‚ la discriminaciónde los granos minerales en rocas cristalinaspresenta grandes dificultades cuando trata-mos de abordarla mediante el empleo demétodos automáticos de segmentación,debido a que en estas imágenes los granosminerales no resaltan del fondo de unamanera clara. Además se presentan proble-mas añadidos como son: mismo color deinterferencia para distintos granos minera-les, presencia de minerales muy alterados,maclas, inclusiones, etc.

Para evitar estos problemas se ha recurri-do a tinciones, cuando era suficiente y posi-ble, o bien a la captación selectiva de imá-genes monominerálicas de cuarzo cuando elobjetivo buscado era exclusivamente el estu-dio textural del cuarzo presente en el árido yno su cuantificación. Los aumentos seleccio-nados dependen del tamaño de grano decada roca siguiendo las recomendaciones dePirard E. [1].

Los parametros texturales cuantificadosson el porcentaje de fase mineral en volu-men y la Superficie específica del cuarzo. Elporcentaje de la fase mineral en volumen sebasa en que el porcentaje de una determi-nada fase mineral en el plano de una imagenes igual al porcentaje en volumen de dichafase

Vv = (1)

En el caso de análisis de imágenes elvalor de Vv de cada fase mineral vendrá dadopor:

Vv = (2)

120 García del Amo, D., et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

a(obj)

a(ref)

pixels(fase)

pixels(totales)

XXas Jornadas S.E.M. Determinación de parámetros mineralógicos 121

El parámetro que mide la superficie decada grano mineral por unidad de volumenes la superficie específica‚ Sv y sus unidadesson área/volumen (L-1). Superficie específicaes un concepto que se refiere a medidas entres dimensiones, siendo su valor real paraun grano mineral: (superficie del grano) /(volumen que ocupa), pero dado que lasmedidas en el análisis digital se realizan endos dimensiones, se asume que el valor de lasuperficie específica se acercará al valor obte-nido por Underwood E.E. [2], para medi-das en dos dimensiones:

Sv = (3) donde:

Bi (obj) = Longitud del borde del granomineralAi (ref) = Área del grano mineral (El fac-tor 4/π es introducido por principios estere-ológicos)

Para obtener el valor de superficie espe-cífica de una fase (en este caso cuarzo) sedetermina como área de referencia, Ai (ref),la de la imagen tratada (resolución del pixel* área en pixels). La resolución del pixelvariará con los aumentos utilizados en elmicroscopio petrográfico, por tanto, en lasimágenes tomadas con el objetivo de 2,5aumentos, el área de la imagen seráRx(512x512) (R=3,32 µm, el área de laimagen es 2889456,03 µm2) y en las toma-das con el objetivo de 5 aumentos, el área dela imagen será Rx(512x512) (R=1,66 µm,el área de la imagen es 722364,006 µm2).

Los parámetros perímetro y área seobtienen directamente a través de las ope-raciones estándar del analizador de ima-gen: el perímetro viene determinadocomo la longitud total del borde del obje-

to, calculado desde las proyecciones hori-zontales y verticales (número de cuerdashorizontales y verticales en el objeto) conun factor de descuento para el número deesquinas, y el área del objeto como elnúmero total de pixels detectados dentrodel objeto. En el caso de la superficie espe-cífica se ha introducido la Eq. (3) comoparámetro de interés definido por el usua-rio y que está referido a otros parámetrospropios del analizador. Así, sobre cadagrupo litológico de imágenes digitales seprogramó una rutina de trabajo con el pro-grama de análisis digital, de manera quetratara tantas imágenes como se le estable-ciera (20 imágenes por lámina delgada)hasta conseguir los parámetros descritos(perímetro, área y superficie específica) decada grano de cuarzo que apareciera encada una de las imágenes obtenidas. Lospasos programados en la rutina son:Adquisición de la imagen-Operaciones demejora de la imagen-Cálculo del gradien-te y detección del mismo para obtener unaimagen binaria-Tratamiento de la imagenbinaria obtenida tras la detección del gra-diente-Realización de medidas

Discusión y Resultados (Tabla 1)

El análisis digital a escala microscópicaa través del microscopio polarizanterequiere de un tratamiento previo de dis-criminación de la fase cuarzo, bien median-te técnicas de tinción selectiva, o bienmediante la búsqueda selectiva de imáge-nes monominerálicas. Esto es debido a queel cuarzo con nícoles paralelos puede con-fundirse con diversos minerales, particular-mente con los feldespatos (color y relievesimilares) y bajo nícoles cruzados posee

Bi (obj)

Ai (ref)

4π

unos colores de interferencia muy similaresa los de otros minerales con los que presen-ta paragénesis habituales (feldespato potá-sico, plagioclasa, etc.). En los casos en quela matriz en la que se encuentran los granosde cuarzo es susceptible de tinción (ej. cal-cita, árido código U, feldespato potásico,etc), se procede a discriminar el cuarzoaplicando una máscara realizada en nícolesparalelos, y en la que previamente hemossegmentado las zonas coloreadas, sobre laimagen obtenida en nícoles cruzados. Deesta forma, la imagen en la que vamos aestudiar las propiedades texturales delcuarzo posee exclusivamente cristales deesta última fase. Si la fase mineral cuarzocomparte paragénesis con minerales colore-ados (ej. óxidos de hierro en árido códigoM), el procedimiento es idéntico al casoanterior, utilizando el propio color naturalde los minerales. Cuando el árido posee fasecuarzo en exclusividad, árido código T, setrabaja sobre toda la imagen, y en los casosen los que el entorno mineral de la fasecuarzo no sea fácilmente discriminable,árido código E, es necesario seleccionarimágenes de nícoles cruzados donde éstaaparezca en exclusividad. Si los problemasse plantean por el tamaño de grano (áridocódigo S), la solución se puede entrever através de dos caminos: utilizar objetivospara el microscopio polarizante inferiores a2,5, o, conseguir una utilidad del softwareque permita integrar imágenes tomadascon una cadencia determinada, a partir delos pixels que posean en común.

Sup. Esp.CÓDIGO % Grano cuarzo

DEL ÁRIDO CUARZO (μm-1)

E 43 0,22S 44U 39,3 0,11M 86,5 0,23T 100 0,22

Tabla 1. Datos de caracterización del cuarzo de losáridos mediante Análisis digital de imagen (ADI).


[1] PIRARD E., 1997. Colour image analysis inmineralography COM-IMA. Short Course"Modern Approaches to ore and environmentalmineralogy", Porto, Septiembre,1997

[2] UNDERWOOD E.E., 1970. Quantitative ste-reology Addison Wesley, 1970, 23-47



WWEEBB CCRRIISSTTAAMMIINNEE:: DDoocceenncciiaa ddee ccrriissttaallooggrraaffííaa yy mmiinneerraallooggííaa eenn IInntteerrnneett

WWEEBB CCRRIISSTTAAMMIINNEE:: TTeeaacchhiinngg ccrryyssttaallllooggrraapphhyyaanndd mmiinneerraallooggyy wwiitthh IInntteerrnneett

GARCÍA DEL AMO D.(1), CALVO PÉREZ B.(2), GAVRILENKO E.(2), CUETOHINSCHBERGER R.(2).

(1) Universidad Nacional de Educacion a Distancia, Facultad de Ciencias, Dpto. de Ciencias Analíticas, Madrid. (2) Universidad Politécnica de Madrid, Escuela Técnica Superior de Ingenieros de Minas,

Dpto. de Ingeniería Geológica.

INTRODUCCIÓN

La educación a distancia ha evoluciona-do significativamente en los últimos añosdebido tanto a factores socio-económicos(necesidad de aprendizaje continuo, altoscostos de los sitemas tradicionales) comoal rapidísimo desarrollo tecnológico.

La conexión de ordenadores en red secomienza a realizar a principios de la déca-da de los 70, estando en su origen los finesacadémicos relacionados con la investiga-ción. Es en 1990, al producirse el bautizode la World Wide Web y el fenómenoInternet se populariza, cuando las aplica-ciones para la docencia se ponen de mani-fiesto. Nuestros Departamentos, conscien-tes de la importancia de la introducción deesas tecnologías en la educación a distan-cia, diseñaron el proyecto CristaMine.

Desarrollo del Proyecto Cristamine

A comienzos del año 1999, un grupo deprofesores del Departamento de CienciasAnalíticas de la UNED y del Departamentode Ingeniería Geológica de la ETSI deMinas de Madrid (UPM), a tenor de las nue-vas posibilidades ofrecidas por la aplicaciónde nuevas tecnologías (especialmenteInternet) a la educación niversitaria, decidióestablecer un marco que permitiera promo-ver actividades de I+D para la mejora yfomento de la docencia de la Cristalografía yMineralogía en lengua castellana.

Los primeros frutos de esta colabora-ción se presentan en el presente sitio Webque pretende que, tanto alumnos de laUNED o de la UPM, como cualquier otrohispanohablante, puedan beneficiarse deun útil de estudio, moderno y agradable,

que permite una combinación de textos eimágenes, a nuestro parecer, imprescindi-ble en la docencia de la Mineralogía yCristalografía en las puertas del siglo XXI.

El presente sitio Web ha sido diseñadoutilizando el programa FrontPage, por ellola mejor visualización se obtiene, actual-mente, con Microsoft Internet Explorer(versiones 4.0 y posteriores).

Sentimos mucho las modificaciones enla apariencia de algunas páginas observadasen otros navegadores. En actualizacionesposteriores intentaremos remediar, en loposible, estas disfunciones.

Recomendamos, para una óptimavisión del sitio, si se utiliza un monitor de15 pulgadas, un ajuste de pantalla de 800x 600 pixeles, color verdadero de 32 bits, yun tamaño de fuente - normal.

Cualquiera de los cinco cursos en losque está dividida esta Web es accesibledesde la hoja de Inicio activando los hiper-vínculos relacionados con unos iconos dis-puestos en una estructura circular quequiere reprentar, esquemáticamente, unciclosilicato. Los desplazamientos dentrodel curso se realizan mediante una barra deexploración, situada en la parte izquierdade la mayoría de las páginas.

Las fichas de minerales y grupos deminerales se abren a pantalla completa dis-poniendo de una barra de vínculos en laparte inferior de las mismas. La gran mayo-ría de dichas fichas están ilustradas porminuaturas de los minerales. Al pincharcualquiera de esas minuaturas puede obte-nerse una imagen ampliada con su corres-pondiente pie de foto donde se precisa laprocedencia geográfica de la muestra, asícomo la colección de la que forma parte.


XXas Jornadas S.E.M. Web Cristamine (http://www.uned.es/cristamine) 125

Este sitio Web educativo deCristalografía y Mineralogía está estructu-rado en cinco cursos:

1. CRISTALOGRAFÍA 2. CRISTALOGRAFÍA ÓPTICA3. MINERALOGÍA4. MINERALOGÍA DESCRIPTIVA 5. GEMOLOGÍAHemos decidido publicar este sitio WEB

al comienzo del año 2000, aunque ciertosapartados se encuentren aún en realización,debido a la entidad que habían alcanzadoaquellos que ya se habían terminado (el cursode Mineralogía descriptiva y el de Gemología).• El curso de Mineralogía descriptiva sigue

una estructura basada en la clasificaciónmineralógica de Dana y Strunz que, porotra parte, es la más habitual en el estu-dio de la Mineralogía en España. Las cla-ses, subclases y grupos minerales sondescritos en diferentes fichas, así comoun total de 146 minerales, pudiéndosepasar de unas a otras siguiendo los abun-dantes enlaces internos, de tal maneraque no existe una única manera de con-sultar el curso, sino que cada visitantepuede moverse por él en función de susintereses. La presencia de buscadorespermiten, a su vez, localizar las diferen-tes fichas de minerales en función decuatro criterios diferentes: por sistemacristalino, por elemento químico, porgrupo mineralógico y alfabéticamente.Siguiendo cualquiera de estos cuatrocriterios de búsqueda, se accede a lasfichas de minerales,en las que, ademásde una somera descripción de sus pro-piedades químicas, físicas, cristalográfi-cas, ópticas y genéticas, es posibleencontrar diferentes imágenes del mine-

ral. Estas imágenes se han obtenido enalgunos de los más importantes museosy colecciones particulares españolas(consulte lista de museos y colecciones).

• El curso de Gemología posee una estruc-tura algo más clásica y lineal, articula-da en los siguientes capítulos:¿Que es una gema? - Propiedades físi-cas y químicas de las gemas -Clasificaciones de las gemas - Los prin-cipales grupos de gemas - Yacimientosy distribución geográfica de las gemas- Exploración, investigación y explota-ción de yacimientos - Métodos de recu-peración y beneficio - La talla de lasgemas - Gemas de imitación, com-puestas y tratadas - Métodos de síntesisde gemas - Producción mundial degemas - Mercados y precios.En los apartados que se están diseñando

actualmente (los cursos de Cristalografía,Cristalografía óptica y Mineralogía) se pre-sentan ya los futuros epígrafes que regiránsu estructura. Su publicación esta previstaen el presente año.

COLABORADORES

En Gemología:Cristina Sapalski Roselló ([email protected])Javier García Guinea ([email protected])Instituto Gemológico Español - IGE ([email protected])

En Fotografía:José Manuel Sanchís Calvete ([email protected])A. Sanz AndrésLuis Arancón BozalCristina Sapalski Roselló ([email protected])Javier García Guinea ([email protected])Instituto Gemológico Español - IGE ([email protected])Instituto Tecnológico GeoMinero de España - ITGE,Directora del Museo: Isabel Rábano([email protected])


AAlltteerraacciióónn hhiiddrrootteerrmmaall yy mmiinneerraalleess aacccceessoorriioosseenn uunnaa zzoonnaa ddee ffaallllaa ddeell ggrraanniittoo ddee LLaa CCaabbrreerraa

((SSiisstteemmaa CCeennttrraall EEssppaaññooll))

HHyyddrrootthheerrmmaall aalltteerraattiioonn aanndd aacccceessssoorryy mmiinneerraallssiinn aa ffaauulltt zzoonnee ooff tthhee LLaa CCaabbrreerraa ggrraanniittee

((SSppaanniisshh CCeennttrraall SSyysstteemm))

R. GONZÁLEZ LAGUNA(1), R.P. LOZANO(1,2) Y C. CASQUET(1).

(1) Dpto. de Petrología y Geoquímica. Facultad de Geología. U.C.M. 28040 Madrid(2) Museo Geominero (ITGE). Ríos Rosas, 23. 20003, Madrid.

El plutón de La Cabrera se encuentraen el sector más oriental del SistemaCentral. Está formado por granitos biotíti-cos de grano grueso y leucogranitos degrano fino a medio. Posteriormente a suemplazamiento, tuvieron lugar varias eta-pas de alteración hidrotermal a favor demicrofracturas y fallas, producto, a su vez,de varias fases de deformación alpina.

Este trabajo se centra en un tipo de alte-ración relacionado con una banda de fractu-ración de dirección NNE-SSO en la que elgranito adquiere una coloración muy paten-te que va de color rosa al rojo en las zonasdonde la alteración es más intensa. El estu-dio se ha realizado combinando la observa-ción en microscopía óptica con la microsco-pía electrónica de barrido (SEM; CAI deMicroscopía Electrónica de la UCM).

Petrográficamente el granito, lejos dela banda de alteración, consta de cuarzo,feldespato potásico algo pertitizado, pla-gioclasa zonada débilmente seritizada ybiotita ligeramente cloritizada. Dentro delos cristales de biotita se reconocen inclu-siones de circón, monacita y xenotima(dentro del circón) asi como de ilmenita yapatito. Puede encontarse algo de esfenarelacionada con la cloritización incipientede la biotita.

La alteración muestra las siguientescaracterísticas: El cuarzo presenta una lige-ra extinción ondulante, planos de inclusio-nes fluidas poco numerosos y, en general,tiende a reemplazar a el resto de los mine-rales mayoritarios de la roca (silicificación).El feldespato potásico, responsable delaspecto rojizo de estas rocas, se encuentramuy anubarrado, completamente pertitiza-do y algo reemplazado por calcita . Las pla-

gioclasas se han transformado a albita ypresentan núcleos muy alterados a sericita,calcita y hematites. La biotita ha sido com-pletamente cloritizada, y ocasionalmentereemplazada por moscovita. Es sin duda elmineral más interesante por el elevadonúmero de minerales accesorios incluidos(circón, apatito, ilmenita, rutilo, torita,monacita, xenotima, pirita, hematites yesfena). En los casos extremos, la cloritaestá casi totalmente reemplazada por calci-ta, hasta tal punto que únicamente sedetecta la misma por la presencia de algu-nos minerales accesorios que han resistidolos procesos de alteración. La clorita mues-tra, en ocasiones, morfologías kinkadas.

El estudio con microscopía electrónicade barrido (SEM + EDS) de los mineralesaccesorios incluidos en la clorita ha permi-tido establecer las relaciones texturalesentre ellos y organizarlos cronológicamen-te. Los minerales accesorios ígneos, comoya se ha dicho son monacita, xenotima,circón, apatito y ilmenita. Los accesoriosde origen hidrotermal son: esfena, rutilo,apatito, xenotima, monacita, calcita, fluo-carbonato, pirita, hematites .

La xenotima secundaria se encuentrarodeando a los granos de circón ígneos. Asu vez la monacita secundaria rellenamicrofracturas en los mismos o bien recu-bre a la xenotima secundaria. La torita seencuentra como inclusiones en el circón yen la monacita secundaria y pesamos que,al menos parte de ella, es también secun-daria. El rutilo y el apatito secundariosparecen ocupar “microcavidades” dentrode la clorita, encontrándose rodeados porcalcita o cuarzo más tardíos. La pirita sepresenta como cristales cúbicos aislados o,

128 R. González Laguna, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Alteración hidrotermal y minerales accesorios 129

a veces, como recubrimientos alotriomor-fos de la monacita secundaria. A su vezpuede esar parcialmente reemplazada porcalcita. La hematites (más frecuente comoinclusión en las plagioclasas alteradas queen la clorita) muestra un comportamientoantagónico a la pirita, siendo característicade la zonas de alteración más intensa en lasque esta última está ausente. El fluorocar-bonato es probablemente parisita, ya des-crita en otras alteraciones en granitos de laSierra de Guadarrama (Villaseca, et al.,1999). Este mineral aparece asociado a laxenotima y monacita secundaria, junto alcircón, aunque también se puede encon-trar aislado dentro del feldespato potásicoo de la albita.

Además de los anteriores, se observa unsegundo tipo de clorita de hábito fibroso-radiado, de composición magnésica , comorellenos de huecos o reemplazamientosdentro de la clorita anterior, o fuera de lamisma, asociada a sericita, en el interior decristales de albita.

Interpretamos que este conjunto deminerales secundarios (en clorita) son elresultado de, al menos, dos etapas de alte-ración diferentes de distinta edad y tem-peratura: 1) formación de monacita, xeno-tima, rutilo, apatito y esfena, y 2) forma-ción de pirita, hematites, calcita, fluocar-bonato (parisita?), cuarzo y clorita magné-sica fibroso-radiada.

Agradecimientos

Este trabajo se ha realizado con finan-ciación del proyecto PB96-0575 de laSEUID (MEC).


VILLASECA, C., REYES, C., GONZÁLEZ DELTÁNAGO, J. Y FERNÁNDEZ, M. (1999):Actas II Cong. Ibérico de Geoquímica. Lisboa(Portugal), 333-336.


HHiigghh δδ 1188OO aanndd llooww δδDD rraattiiooss ooff ssttrriinnggeerrssyysstteemmss ooff tthhee nnoorrtthheerrnnmmoosstt IIPPBB VVHHMMSS

ddeeppoossiittss:: EEvviiddeennccee ffoorr aa mmaaggmmaattiicc iinnppuutt ttoo tthhee hhyyddrrootthheerrmmaall oorree--ffoorrmmiinngg fflluuiiddss??

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mmiinneerraalliizzaacciióónn hhiiddrrootteerrmmaall??

F.J. SÁNCHEZ–ESPAÑA(1), F. VELASCO(1), A. BOYCE(2) AND A. E. FALLICK(2).

(1) Dpto. Mineralogía y Petrología. Universidad del País Vasco. Apdo. 644.E-48080 Bilbao, Spain(2) Isotope Geosciences Unit, SURRC, East Kilbride, Glasgow, G75 0QF, Scotland, UK

A stable isotopic study has beenundertaken on some VHMS deposits(Aguas Teñidas East, Concepción, SanMiguel, San Telmo and Cueva de la Mora)situated at the northernmost region of theIberian Pyrite Belt (IPB). The analyseswere mainly performed on quartz, chlorite,carbonate and whole rock samples collectedfrom the stockwork and associatedhydrothermally altered footwall zones ofthe deposits, also comprissing some directmeasurements of fluid inclusion waters.Preliminary studies on fluid inclusionsyielded homogenization temperatureranges from 120 to 280°C with salinities of2 to 14 wt.% NaCl eq., with a few fluidinclusions having Th=80–110°C andsalinity of 16 to 24 wt.% NaCl eq. Inaddition, fluid inclusions from theSoloviejo Mn–Fe–jaspers (160–190°C and6 wt.% NaCl eq.) and some Late toPost–Hercynian quartz veins (130–270°Cand 4 wt.% NaCl eq.) were also studied.

Isotopic results indicate that fluids inequilibrium with measured quartz(δ18Ofluid–2 to 4‰), chlorites (δ18Ofluid 8 to14‰, δDfluid–45 to –27‰), whole rocks(δ18Ofluid4 to 7‰, δDfluid–15 to –10‰) andcarbonate (δ18OAnkerite14.5 to 16‰,

δ13Cfluid=–4 to –8‰) followed at least twomain stages (waxing and waning stage) atcontinously increasing temperature anddecreasing water/rock ratio, alsosuggesting that the processes involved inthe isotopic evolution of ore fluids weresimilar to those reported for most modernand ancient hydrothermal systems.

In short, the results (fluid inclusions,18O/16O and D/H ratios) point to a highlyevolved seawater, along with a variable(but significant) contribution of magmaticwater as the most probable sources for thehydrothermal ore–forming fluids, alsosuggesting an intense interaction of thefluid with the underlying volcanic andsedimentary rocks after convectivecirculation through the upper crust duringthe lifetime of the system. Additionally,the suggested relative contribution of amagmatic volatile phase to thehydrothermal ore–forming fluid isconsiderably higher with respect to otherIPB deposits (Barriga and Kerrich, 1984;Munhá et al., 1986) and similarvolcanogenic massive sulphide provinces(such as the Kuroko district; Ohmoto andRye, 1974; Ohmoto, 1976).

132 F. J. Sánchez España, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. High δ 18O and low δD ratios of stringer systems 133

FFiigg.. 11.. ((AA)) SSyynntthheessiiss ooff iissoottooppiicc δδDD aanndd δδ1188OO rraattiiooss ooff oorree––ffoorrmmiinngg fflluuiiddss iinn tthhiiss ssttuuddyy,, aalloonngg wwiitthh tthhee ffiieellddssooff eessttiimmaatteedd fflluuiidd iissoottooppiicc ccoommppoossiittiioonnss ffoorr KKuurrookkoo ((OOhhmmoottoo aanndd RRyyee,, 11997744;; OOhhmmoottoo,, 11999966)),, RRaaúúll mmiinnee((RRiipplleeyy aanndd OOhhmmoottoo,, 11997777)),, aanndd BBlluuee HHiillll,, CCrraannddoonn,, SSaallggaaddiinnhhoo,, AAlljjuussttrreell aanndd RRiioo TTiinnttoo ((MMuunnhháá eett aall..,,11998866)).. ((BB)) FFlluuiidd rreesseerrvvooiirrss ((SS,, SSeeaa wwaatteerr;; MM,, PPrriimmaarryy mmaaggmmaattiicc wwaatteerr;; GG,, MMeetteeoorriicc wwaatteerr)) aanndd mmeecchhaanniissmmss((fflluuiidd//rroocckk iinntteerraaccttiioonn aanndd mmiixxiinngg)) iinnvvookkeedd ttoo aaccccoouunntt ffoorr tthhee oobbsseerrvveedd iissoottooppiicc ddiissttrriibbuuttiioonn ooff tthhee oobbttaaiinneeddvvaalluueess.. SSyymmbboollss:: ssqquuaarreess,, wwhhoollee rroocckkss;; ddiiaammoonnddss,, cchhlloorriitteess;; cciirrcclleess,, qquuaarrttzz..

Acknowledgements

This work has been possible thanks tothe Gobierno Vasco which financiallysupports J. Sánchez with a PhD grant.


BARRIGA F.J.A.S., KERRICH R. (1984) GeochimCosmochim Acta, 48: 1021-1031.

MUNHÁ J., BARRIGA F.J.A.S., KERRICH R.(1986) Econ. Geol., 81-3: 530-552.

OHMOTO H. (1996) Ore Geol. Rev. 10, 135–177.OHMOTO H., RYE R.O. (1974) Econ. Geol., 69:

947-953.RIPLEY E.M., OHMOTO H. (1977) Econ. Geol.,

72: 1017-1041.

134 F. J. Sánchez España, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


RReellaacciióónn eennttrree ddoolloommiittiizzaacciióónn yy mmiinneerraalliizzaacciióónneenn eell yyaacciimmiieennttoo ddee ZZnn--PPbb ddee RReeooccíínn,,

CCuueennccaa VVaassccoo--CCaannttáábbrriiccaa,, EEssppaaññaa

RReellaattiioonnsshhiipp bbeettwweeeenn ddoolloommiittiizzaattiioonn aannddmmiinneerraalliizzaattiioonn iinn tthhee ZZnn--PPbb oorree ddeeppoossiitt ooff

RReeooccíínn ((BBaasscc--CCaannttaabbrriicc BBaassiinn,, SSppaaiinn))

VELASCO F(1)1, ALONSO JA(2), CUETO J(2), HERRERO JM(1), MUÑIZ F(2),SEEBOLD I(2), YUSTA I(1).

(1) Dept. Mineralogía y Petrología. Universidad del País Vasco. Apdo 644 48080 Bilbao(2) Dept. Exploración Minera. Asturiana de Zinc, SA. Apdo 1. Torrelavega (Cantabria)

El yacimiento Zn-Pb de Reocin, seencuentra encajado en dolomías del CretácicoInferior (Gargasiense-Clansayesiense), en elcierre sureste del Sinclinal de Santillana(Cantabria). Fue descubierto en 1856 y desdeentonces se encuentra en producción, esti-mándose que se han extraido unas 58.5 Mt,con leyes alrededor del 8% Zn y 1.5% Pb,por lo que puede considerarse uno de los másimportantes de Europa. Presenta una morfo-logía variable, estratiforme en la parte Oeste(Capa Sur) con potencias medias de 1 a 1.5 m,a discordante en la mitad Este (Flexión yBarrendera), donde la mineralización apareceen masas, lentejones y diseminaciones(Seebold et al, 1992). En detalle la minerali-zación aparece rellenando huecos, pequeñosfilones, y ocasionalmente diseminada en laroca de caja.

La mineralogía es relativamente simpley consiste en esfalerita mayoritaria, galena,marcasita y escasa pirita. La observaciónmacro- y microscópica revela tres tipos deesfalerita: (1) esfalerita bandeada, general-mente depositada en ritmos paralelos (“scha-lenblende”) rellenando paleocavidades, ointerlaminada con dolomita ferrosa, desarro-llando aumento de grano y cierto automor-fismo a techo de las microbandas; (2) esfale-rita coloforme a estalactítica y con creci-miento geopetal descendente; estos dostipos preceden al ciclo de depósito de ladolomita blanca (saddle dolomite) que recubrelas drusas y huecos finales; (3) eventualmen-te aparece un tercer tipo de esfalerita acara-melada, rellenando microfisuras tardías. Lacomposición de los tipos bandeados señalavariaciones zonales discontinuas en el inte-rior de los cristales, de tipo bimodal con

máximos en 2.4 y 5 % de FeS, contenidos enCd por debajo de 630 ppm y aún menoresen Hg, Mn y Cu. La galena, normalmentesubautomorfa, es pobre en Ag y se encuen-tra dispersa y sobre impuesta a los agregadoscoloformes de blenda. Localmente exhibetextura en “espina de pez”, intercrecida conesfalerita y dolomita. La marcasita y dolo-mita blanca crecen libremente y tapizan losespacios vacíos, siendo los últimos mineralesde la secuencia mineral. Localmente, pue-den encontrarse rellenando huecos, algunoscristales muy tardíos de calcita.

A partir de las relaciones entre las dife-rentes tipos de carbonatos y la mineraliza-ción, así como las zonaciones en su creci-miento, se han establecido dos fases princi-pales de dolomitización. La primera com-prende la formación de dolomita rica en Fe,con composición diferente según afecte altecho de las calizas margosas (D1, “dolomíade muro”) o al resto de la secuencia urgonia-na (D2, “dolomía de caja”). Esta dolomitiza-ción es claramente epigenética y tuvo lugarantes o durante la regresión cenomaniense,puesto que muestra una superficie discor-dante y evidencias de karstificación con desa-rrollo de cavernas, techos subsidentes y bre-chas de colapso. La segunda dolomitización,contemporánea con el depósito de los sulfu-ros, fue originada por la entrada de nuevosfluidos hidrotermales al sistema karstificado.Estos fluidos causaron disolución, minerali-zación y fracturación hidráulica (brechas). Aeste evento pertenecen la dolomita D3 (halode “dolomita blanca”), D4 (“dolomía pelíti-ca”) y D5 (“saddle dolomite”), consideradascomo previa, simultánea y posterior, respec-tivamente, al depósito de los sulfuros.

136 Velasco, F., et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Relación entre dolomitización y mineralización 137

Los análisis de microsonda señalan unpredominio de la dolomita ferrosa, variandodesde fases no estequiométricas ricas en cal-cio (D1), hasta un marcado dominio de lasricas en hierro (D2), con un máximo de12% mol. de FeCO3. El segundo episodio dedolomitización, comienza con una altera-ción o reemplazamiento local de dolomitapor dolomita (lavado del hierro de las dolo-mías de caja por dolomita blanca, D3).Continua con el depósito mayoritario dedolomita rica en hierro (mineralógicamenteentre ankerita y dolomita ferrosa, D4),coprecipitado en bandas alternantes conesfalerita. Esta dolomita puede exhibirlaminaciones y estratificación cruzada, conpresencia de materia carbonosa, illita y cuar-zo (como “sedimentos internos”).Finalmente, las drusas y resto de huecos fue-ron tapizados o rellenados por el crecimien-to de una dolomita blanca muy pura (D5).

En resumen, el primer periodo de dolo-mitización (D1 y D2), fue muy intenso,reemplazante, homogéneo y estéril, con unmarcado control tectónico (fallas E-W) ycapaz de afectar a la práctica totalidad delos términos carbonatados de la serie. Porel contrario, el segundo periodo acompañaa la mineralización, desarrolla mayor varie-dad composicional y se deposita rellenandopaleocavidades. En ambos casos, los fluidoshidrotermales se introdujeron por las fallas(sinsedimentarias según Seebold et al.1992) y superficies intraestratos del paque-te urgoniano, dando lugar a fenómenos deinteracción fluido/roca y/o fluido/fluido.

La transformación diagenética de esmec-tita y clorita por illita en sedimentos infra-yacentes, podría haber proporcionado el Mgy Fe (±Mn) necesario para la precipitación

de dolomita. Las mismas reacciones habríanfacilitado agua y metales base, al atravesar ylixiviar los sedimentos detríticos subyacen-tes (Bustillo y Ordoñez, 1995) e incluso delzócalo paleozoico. Teniendo en cuenta losescasos datos geotermométricos (inclusionesfluidas), reflectividad de la vitrinita y lastexturas xenotópicas, se puede sugerir unatemperatura de formación de δ13 ² 80-100ÞC. Considerando estas temperaturas yla composición isotópica del C y O de lasdiferentes generaciones de dolomita, sepuede proponer una composición para elfluido de δ13C ² -6‰ PDB, y δ18º ² 2 a 5‰SMOW, compatible con un fluido caliente yprofundo de cuenca. Por otra parte, los valo-res de ð34S obtenidos con esfalerita, galenay marcasita, presentan una distribución bas-tante homogénea (entre +5 y +8.5 ‰;media en +7‰ CDT) y sugieren que el azu-fre en su mayor parte procede de la termo-rreducción de sulfatos marinos y son consis-tentes con la existencia de una fuente hidro-termal. De manera adicional, la composi-ción isotópica del Pb analizado en galenas,confirma una procedencia claramente corti-cal para los metales y la existencia de unreservorio homogéneo (Velasco et al, 1996),mostrando valores más radiogénicos que losdel resto de las galenas de los distritos delcentro y este de la cuenca.


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EEvviiddeenncciiaass iissoottóóppiiccaass ssoobbrree eell oorriiggeenn ddee lloossmmeettaalleess eenn llooss ssuullffuurrooss mmaassiivvooss ddee llaa FFaajjaa

PPiirrííttiiccaa IIbbéérriiccaa

IIssoottooppiicc eevviiddeenncceess oonn tthhee oorriiggiinn ooff mmeettaallss iinn tthhee mmaassssiivvee ssuullffiiddeess ooff tthhee IIbbeerriiaann

PPyyrriittee BBeelltt

J.M. NIETO (1), G.R. ALMODÓVAR (1), E. PASCUAL (1), R. SÁEZ (1) Y E. JAGOUTZ (2).

(1) Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Experimentales, Universidad de Huelva.(2) Max-Planck-Institut für Chemie, Abteilung Kosmochemie, Mainz, Alemania.

La Faja Pirítica Ibérica (FPI) constituyeuna provincia metalogenética de relevanciamundial. El modelo tipo Kuroko tradicio-nal considerado para estos depósitos, dadasu asociación espacial con magmatismoácido, ha sido recientemente modificadodando un mayor protagonismo a los proce-sos sedimentarios en una cuenca euxínica enla que las mineralizaciones estarían relacio-nadas con un aumento del gradiente geo-térmico asociado al ascenso y emplazamien-to de rocas básicas mantélicas en un contex-to distensivo (Sáez et al., 1999).

Marcoux (1998) y Poimès et al. (1998)muestran que la composición isotópica delPb en los depósitos de sulfuros es claramen-te cortical y muy homogénea en toda laFPI, y que la escasa variabilidad observadaen la totalidad de los depósitos estudiadosera similar a la observable en un sólo depó-sito (Río Tinto). Por consiguiente, estosautores concluyen que con anterioridad a laformación de los depósitos se produce unproceso de homogeneización isotópica delsegmento cortical que contiene a estosdepósitos, y que su formación estaría aso-ciada a un sólo evento de extracción demetales de una fuente cortical homogénea.Por otro lado, Velasco et al. (1998) realizanun estudio isotópico y textural de un grannúmero de depósitos de la FPI. La principalconclusión de este estudio es la existenciade una clara correlación entre textura ycomposición isotópica del S, lo que a su vezimplica dos fuentes de S netamente distin-tas. Así, los sulfuros con texturas primariasdiagenéticas se caracterizan por valores deδ34S bajos (de -8 a -2 ‰), lo que implica unorigen asociado a la reducción bacteriana

del sulfato marino en condiciones relativa-mente superficiales. Por contra, los sulfurosmás tardíos con texturas de alta temperatu-ra que aparecen en los stockworks presentanvalores de δ34S más altos (de +3 a +5 ‰),lo que sugiere una fuente hidrotermal aso-ciada a la reducción del sulfato marino enun sistema convectivo. Además, estos auto-res observan una variación isotópica y tex-tural a escala regional dentro de la FPI, conpredominio de texturas primarias y valoresbajos de δ34S hacia el SO y predominio detexturas hidrotermales y valores más altosde δ34S hacia el NE, lo que sugiere unavariación espacio-temporal en la importan-cia relativa de cada fuente de S. Esta varia-ción espacio-temporal y en las fuentesobservada con isótopos de S, y que se esca-pa a los estudios realizados con isótopos dePb, da paso a la utilización de otros siste-mas isotópicos que sean más sensibles alorigen de los metales, como es el caso delsistema Re-Os.

Re y Os son dos elementos que entranen la estructura de sulfuros y óxidos, por loque el uso de este sistema isotópico es idealen el estudio de yacimientos minerales a lahora de establecer el origen de los metales.El Os se comporta como compatible en losprocesos de fusión parcial del manto, mien-tras que el Re es más incompatible y tiendea concentrarse en los fundidos. Esta diferen-cia de comportamiento geoquímico haceque el Re tienda a concentrarse en las rocascorticales y que por tanto la razón Re/Os seamayor en éstas que en las de origen manté-lico. La consecuencia de este hecho es quecon el tiempo las rocas corticales evolucio-nan hacia razones de 187Os/188Os muy radio-

140 J. M. Nieto, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Evidencias isotópicas sobre el origen de los metales 141

génicas (generalmente mayores de 1),mientras que las rocas mantélicas mantie-nen razones isotópicas de Os similares a ladel manto condrítico (en torno a 0.13). Portanto, la composición isotópica del Os esuna herramienta muy útil para evaluar laimportancia relativa de las fuentes cortica-les y mantélicas en cualquier proceso geoló-gico donde ambas puedan estar involucra-das. Además, dado que este elemento pre-senta un carácter calcófilo, la fuente del Osen un depósito de sulfuros polimetálicosserá similar a la del resto de elementos cal-cófilos de ese depósito. Otra ventaja del usode isótopos de Os como trazadores del ori-gen de los metales en un depósito de sulfu-ros frente a otros sistemas isotópicos comoel Pb, es que a diferencia de este último, laconcentración media de Os en las rocas cor-ticales, que es del orden de 50 ppt, es variosórdenes de magnitud inferior que en lasrocas mantélicas, por lo que una fuente deorigen mantélico resulta más difícil deenmascarar por procesos corticales.

Mathur et al. (1999) utilizan el sistemaRe-Os en muestras de sulfuros de Tharsis yRío Tinto. Algunas de las muestras de sulfu-ros masivos presentan claras evidencias depérdidas de Re con posterioridad al cierre delsistema, pero el resto se alinean definiendouna isocrona de 346 ± 26 Ma, con un valorinicial de la razón 187Os/188Os de aproximada-mente 0.69. Por otro lado, Nieto et al. (1999)analizan asociaciones piríticas de alta tempe-ratura y muestras ricas en clorita procedentesdel stockwork de Aznalcóllar (Almodóvar etal., 1998), y obtienen una isocrona Re-Os de350.75 ± 8.52 Ma, con un valor inicial de larazón 187Os/188Os de 0.1415 ± 0.0246.Ambos trabajos obtienen una edad similar

dentro de los márgenes de error, la cual es asu vez, también dentro de los márgenes deerror, similar a la edad de U/Pb obtenida encircones hidrotermales del stockwork deAznalcóllar (Nesbitt et al., 1999), y con-gruente con los datos palinológicos de laspizarras a muro de los sulfuros masivos eneste yacimiento (Pereira et al., 1996). Sinembargo, el valor de la razón inicial de Osdifiere notablemente en ambos trabajos,suponiendo en el primero una fuente básica-mente cortical mientras que en el segundo seobtiene una fuente mantélica con escasainfluencia cortical. La diferencia básica entrelos tipos de muestras utilizadas en la cons-trucción de las isocronas es que Mathur et al.(1999) utilizan sobre todo muestras de sulfu-ros masivos, mientras que Nieto et al. (1999)utilizan muestras de asociaciones piríticas dealta temperatura. Este hecho sugiere que lafuente de los metales podría ser distinta enambos tipos de muestras, por lo que se hanrealizado análisis de sulfuros masivos y gos-sans de Tharsis y Aznalcóllar para contrastaresta hipótesis. Algunas de las muestras anali-zadas presentan evidencias de pérdidas de Repor lo que no se han podido utilizar para laconstrucción de nuevas isocronas. Sin embar-go, dos muestras de Tharsis y una deAznalcóllar definen una isocrona en la queademás se proyectan 4 de las muestras anali-zadas por Mathur et al. (1999), obteniéndoseuna edad de 348.6 ± 12.3 Ma y un valor ini-cial de la razón 187Os/188Os de 0.6429 ±0.0525. Las muestras de sulfuros masivos quedefinen esta isocrona, con un valor de Os ini-cial de influencia cortical (0.6429) presentantexturas diagenéticas primarias, que se carac-terizan por valores de δ34S bajos, mientras quelas muestras del stockwork de Aznalcóllar

que definen un valor de Os inicial típicamen-te mantélico (0.1415) presentan texturas tar-días de mayor temperatura, caracterizadaspor valores de δ34S más altos. Por tanto, losdatos obtenidos son congruentes con losmodelos propuestos por Almodóvar et al.(1998), Velasco et al. (1998) y Sáez eet al.(1999). Este trabajo aporta como novedad laexistencia de una doble fuente para los meta-les. Así, en un primer estadio, se daría eldepósito de sulfuros en una cuenca sedimen-taria con aportes corticales. En un segundoestadio, la cuenca evolucionaría hacia unamayor influencia mantélica motivada por eladelgazamiento de la corteza continental y elascenso y emplazamiento de magmas básicos,momento en el que se desarrollarían sistemashidrotermales de mayor temperatura.


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142 J. M. Nieto, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


CCoo--NNii ffiilloonniiaannoo eenn llaa FFaajjaa PPiirrííttiiccaa IIbbéérriiccaa:: LLaa mmiinneerraalliizzaacciióónn ddee SSaann CCaassiiaannoo

CCoo--NNii iinn vveeiinnss ffrroomm tthhee IIbbeerriiaann PPyyrriittee BBeelltt:: TThhee SSaann CCaassiiaannoo mmiinneerraalliizzaattiioonn

G.R. ALMODÓVAR (1), R. SÁEZ (1), B. CABALLERO (2), E. PASCUAL (1).

(1) Depto. de Geología, 21819 LA Rábida, Huelva(2) NAVAN Mining PLC. Centro Minero Sotiel, Calañas, Huelva

La Faja Pirítica Ibérica (FPI) es recono-cida como una de las mayores concentra-ciones de metales base y pirita de La Tierra.Además, desde hace unos veinte años, seestá explotando en el distrito de Neves-Corvo un yacimiento de estaño asociado ala mineralización de sulfuros masivos.También, recientemente se ha puesto demanifiesto la existencia de importantesconcentraciones de Co asociadas a ciertasmineralizaciones tipo stockwork (Tharsis).La existencia en la región de mineralizacio-nes filonianas de Co-Ni es un hecho cono-cido desde hace tiempo (Calderón, 1910).Fernández (1974) describió filones centi-métricos de este tipo, cortando diques dediabasa, compuestos, entre otros minerales,por rammelsbergita, löllingita y eskuterru-dita. Además de estos, en muestras recogi-das de las escombreras hemos constatado lapresencia de bismuto, safflorita, calcopiritay cobre gris en junto a carbonato (ankeri-ta), clorita y cuarzo. La existencia de mine-rales de cobalto también ha sido descrita enotras mineralizaciones filonianas (p.e. LaRatera) aunque su contenido global en losmetales a los que nos referimos es bajo.

La mineralización de San Casiano selocaliza unos tres kilómetros al sur deValverde del Camino (Huelva) y está aso-ciada espacialmente a un sill de rocasmáficas localizado próximo al contactoentre el Grupo Pizarroso Cuarcítico (PQ) yel Complejo Vulcano-Sedimentario de laFPI. Las labores mineras antiguas datan deprincipios de siglo y consisten en un pozode unos treinta metros de profundidad yalgunas labores accesorias (Pinedo Vara,1963). La mineralización en superficie seencuentra oxidada aunque en las escom-

breras pueden obtenerse algunas muestraspara su estudio. Este trabajo, no obstante,se basa en el estudio de los testigos dealgunos sondeos de investigación realiza-dos recientemente por Almagrera S.A.(Grupo NAVAN). La potencia media de laparte mineralizada en la zona reconocida,es de unos 50 cm, su dirección es EO y seinclina unos 60º al Norte. Las muestrasestudiadas pusieron de manifiesto unamineralización distribuida como venasdecimétricas y diseminaciones en las rocasencajantes. Asociada a la mineralización,se observa una intensa alteración hidroter-mal en la que predominan cloritización ycarbonatización.

La mineralización esta compuesta poruna asociación de sulfuros de Fe, Ni, Co,Cu, con cantidades menores de galena ypirrotita. Como fases no sulfuradas seobservan cuarzo, siderita, Fe-clorita yotros filosilicatos. Las fases más significa-tivas, identificadas petrográficamente yanalizadas mediante SEM, son:

Pirita.- Forma cristales idiomorfos detamaño fino a medio crecidos en dos fasessucesivas. La más precoz constituye crista-les de hasta varios milímetros, agrupadosen masas granudas o diseminados en laroca. Puntualmente tienen inclusiones decalcopirita y pirrotita. La segunda fase seasocia a calcopirita y siderita en venas querellenan diaclasas extensionales.

Calcopirita.- Se presenta por lo generalasociada a siderita ocupando intersticios yfracturas en cristales o agregados de piritao rellenando venas tardías asociada a side-rita. En pequeñas proporciones y comofase precoz, se encuentra como inclusionesen cristales de pirita.

144 G. R. Almodóvar, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Co-Ni filoniano en la Faja Pirítica Ibérica 145

Minerales del grupo de la cobaltita.-El más común en San Casiano es la gers-dorfita. En general, su contenido en Co esmuy bajo aunque en algunos casos se pre-senta con relaciones Ni:Co próximas a 1:1.Eventualmente contiene pequeñas propor-ciones del componente antimonial (ull-mannita). Los términos más ricos en Co dela gersdorfita son más precoces que lagersdorfita común. Estas últimas seencuentran formando diseminaciones decristales subidiomorfos o agregados granu-lares de grano fino en rocas fuertementecloritizadas. Las más ricas en cobalto estánasociadas a la pirita más precoz aunque sonligeramente posteriores.

Millerita.- Es el mineral niquelíferomás abundante. Constituye granos anhe-drales gruesos o cristalillos tabulares inter-crecidos gráficamente con cristales de cal-copirita. Forma parte de una asociacióntardía con calcopirita y siderita y, a veces,se observa alterada a polidimita. Cuandose observa este tipo de alteración, la calco-pirita suele encontrarse transformada acalcosina. La polidimita se ha visto tam-bién como mineral primario. Cuando estoocurre, la polidimita suele presentarpequeñas proporciones de violarita.

La galena y la esfalerita son muy esca-sas y se encuentran asociadas a calcopiritay siderita como parte del relleno de venastardías.

La fase no sulfurada más común es unaclorita rica en Fe que se encuentra reem-plazando masivamente las rocas encajantesde la mineralización. El tamaño de loscristales en muy fino y se distribuyen dedos formas distintas como granos orienta-dos delineando una foliación anastomosa-

da, que define estructuras S-C, o comoagregados fibroso radiales en venas tardías.Asociados a esta cloritización se observanmultitud de cristalillos de circón similaresa los descritos en alteraciones cloríticasrelacionadas con la génesis de los sulfurosmasivos (Almodóvar et al., 1998). El cuar-zo constituye dos generaciones. La másprecoz presenta una fuerte extinción ondu-lante y aparece como fibras antitaxialescurvas o como agregados de granos de bor-des suturados. La más tardía aparece comocristales limpios asociados a las etapasfinales del relleno de las estructuras mine-ralizadas. La siderita forma cristales idio-morfos de tamaño milimétrico que presen-tan zonaciones por variación de compo-nentes minoritarios como son Mg y Mn.

El análisis textural pone de manifiestouna mineralización en venas pre-cinemáti-cas parcialmente removilizada durante ladeformación regional. Si excluimos las fasesheredadas de las rocas encajantes, el iniciode la actividad hidrotermal implica unafuerte cloritización y la precipitación depirita con cantidades menores de calcopiri-ta y gersdorfita cobaltífera, el progreso delsistema da lugar a la precipitación generali-zada de las fases más ricas en Ni (gersdorfi-ta y millerita) junto con calcopirita, galenay siderita. Los procesos posteriores que danlugar a la transformación parcial de calcopi-rita en calcosina y de millerita en polidimi-ta parecen relacionados con alteración a bajatemperatura probablemente relacionadacon fluidos meteóricos.

Desde el punto de vista genético, elcarácter pre-cinemático de la mineraliza-ciones, el tipo de alteraciones y el contex-to geológico en el que se enmarcan sugie-

ren que podría tratarse de una mineraliza-ción similar a las que constituyen losstockworks de la FPI. Hay algunas pecu-liaridades, sin embargo, que diferencian lamineralización de San Casiano de losstockworks conocidos y que merecen unaconsideración. Entre ellas, la más impor-tante es su alto contenido en Ni, sobretodo teniendo en cuenta que las alteracio-nes asociadas a los sulfuros masivos suelenllevar asociado un lavado de este metal(Almodóvar et al., 1995). La relación de lamineralización de San Casiano con rocasbásicas podría proporcionar una fuentepotencial para el Ni. Otras mineralizacio-nes de características similares, con conte-nidos en Ni y Co anómalos como las delGrupo La Ratera - Masegoso han sidorecientemente consideradas como la raízde stockworks relacionados con la génesisde los sulfuros masivos de la FPI.


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146 G. R. Almodóvar, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


AA SSyysstteemmaattiicc ttyyppoollooggyy ooff ggrraanniittooiidd rroocckkssffrroomm mmaajjoorr eelleemmeenntt ccoommppoossiittiioonn..

II:: TThhee UUppppeerr SSiilliiccaa RRaannggee

TTiippoollooggííaa ssiisstteemmááttiiccaa ddee ggrraanniittooiiddeess aa ppaarrttiirr ddee ssuu ccoommppoossiicciióónn eenn eelleemmeennttooss mmaayyoorreess..

II:: EEll rraannggoo mmááss aallttoo ddee SSii

F. BEA (1); L.G. CORRETGÉ (2); G.B. FERSHTATER (3).

(1) Department of Mineralogy and Petrology. University of Granada. Campus Fuentenueva.18002 Granada, Spain.

(2) Department of Geology. University of Oviedo. 33005 Oviedo, Spain.(3) Institute od Geology and Geochemistry of the Acad. Sciences of Russia; Pochtovi per. 7, Ekaterinburg,

620151, Russia.

The composition of granitic rocks is acomplex function of many parameters,among which the nature of source mate-rials, P-T-Xvolatiles conditions of partialmelting, and the efficiency of melt segre-gation are of remarkable importance. Allthese factors, in turn, are closely related tothe geotectonic environment where grani-tes originated. The recognition of suchrelationship gave a great impulse to theunderstanding of granitic rocks variety(Pitcher, 1982), and is the basis of granitetypology as it is currently understood(Pitcher, 1979; Pitcher, 1982), which esta-blishes the following fundamental granitetypologies: I- and S- types (Chappell andWhite, 1974, A-type (Loiselle and Wones,1979) and M-type (Pitcher, 1983). This S-I-A-M scheme reflects in a simple waybroad genetical concepts concerning thesource rocks in spite of the, sometimestroublesome, indetermination in their cha-racteristic and definition (Miller, 1985;Clarke, 1992 ). The classification focuses aswell attention on granite types, tectonicsetting, source mineralogy and sometimes,metallogenic specialization regardless ofwhether or not the ore specialization ofgranites depends upon other criteria(Hannah and Stein, 1990).

This paper is the first result of a world-wide survey on granite chemistry underta-ken in order to recognize the differentcompositional types of granites of the S- I-A- M- types on a statistical basis. It focu-ses on the silicic margin of the granitoidscompositional spectrum. A data set of4,200 samples with SiO2 > 70 wt. % fromall over the world has been worked out.Only major elements from this data set

were used in the classification. We testedthree methods of distiguishing betweengranites: The raw major elements, theirnormative components and various petro-chemical parameters. The best results havebeen obtained by using four parameters: (a)Aluminium Saturation Index, ASI= mol.(Al2O3/[CaO+Na2O+K2O]); (b) Calc-Alkaline Index, CAI = mol.(CaO/[CaO+Na2O+K2O]); (c) Potassium-Sodium Index, KNaI = mol.(K2O/[K2O+Na2O]); and (d) Iron-Magnesium Index, FeMgI= mol.(FeO/[FeO+MgO]). In order to reduce thedimensionality of the problem, we perfor-med a principal components analysis onthese four parameters. Scores of samples onthe Principal Components are given by:

FD1=10*(0.1601*ASI-0.0354*CAI+0.048*KNaI-0.026*FeMgI); [1]

FD2=10*(0.0061*ASI-0.0434*CAI+0.0145*KNaI+0.1236*FeMgI); [2]

The first principal component is domina-ted by the Aluminium Saturation Index andaccounts for almost 50 % of the total varian-ce of the system. The second principal com-ponent is dominated by the Iron-MagnesiumIndex and accounts for nearly 30% of thetotal variance. The plane defined by bothprincipal components is used as the maintool for classification. The plot of a subset ofsamples whose typology is well knownallows one to split this area into five regions,in which to plot different granite types: (a)Primitive-types; (b) A-types; (c) I-types; (d)SC-types (low Fe/[Fe+Mg] S-types); (e) SG-types (high Fe/[Fe+Mg] S-types).Discrimination between primitive-types, isalso possible by means of a K2O vs Na2Oplot, in which fields for M-types, I-types,Magnitogorsk-type granites and ophioliticplagiogranites are clearly identified.

148 F. Bea, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. A systematic typology of granitoid rocks 149

FFiigguurraa 11..


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SSóólliidduuss aannhhiiddrroo ppaarraa aannffiibboolliittaass eenn eell rraannggoo ddee 44 aa 1144 kkbbaarr

AAmmpphhiibboolliittee aannhhyyddrroouuss ssoolliidduuss iinn tthhee rraannggee 44 ttoo 1144 kkbbaarr

SUSANA LÓPEZ APARICIO Y ANTONIO CASTRO.

Departamento de Geología, Universidad de Huelva, Campus de La Rábida, 21819 Huelva.

INTRODUCCIÓN

La fusión parcial de anfibolitas se haconsiderado uno de los procesos petroge-néticos dominantes durante el Arcaico. Lamayoría de las tonalitas y trondhjemitasde los complejos TTG Arcaicos se produ-cen por fusión parcial de basaltos que pre-viamente han sido hidratados y metamor-fizados, obteniéndose una paragénesisanfibolítica constituida principalmentepor hornblenda y plagioclasa. Por otraparte, la serie de rocas denominada adakí-tica se origina por la fusión parcial unalámina anfibolítica en zonas de subduciónque presentan un gradiente geotérmicoelevado (Defant y Drummond 1990).Como consecuencia, el conocimiento delsolidus para un sistema anfibolítico, másla forma de este en combinación con losgradientes geotérmicos en el espacio P-T,constituyen puntos importantes en elestudio de la fusión anhidra de un sistemaanfibolítico en relación al marco téctónicoen el que se produce.

En este trabajo se presenta el solidusanhidro para un sistema anfibolítico obte-nido mediante la técnica de calentamientoincremental (Castro et al. 1999) en equi-pos de alta presión internamente calenta-dos. En este nuevo solidus se observa queexisten diferencias, en cuanto a las condi-ciones de presión y temperatura, con elsolidus anhidro actualmente aceptado ypropuesto por Wyllie y Wolf (1993) a par-tir de estudios experimentales realizadoscon anterioridad.

Material de partida

La anfibolita de Acebuches constituye

el material de partida empleado en estosexperimentos. Dicha roca presenta afini-dad MORB; es decir, su protolito es unatholeiíta de fondo oceánico (Ver referen-cias en Castro et al. 1996), por lo que esrepresentativa de corteza oceánica en zonade subdución. Presenta un contenido enelementos mayores de: SiO2 = 49.14; TiO2

= 1.61; Al2O3 = 16.00; Fe2O3 = 10.94;MnO = 0.22; MgO = 7.17; CaO = 10.70;Na2O = 3.29; K2O = 0.09; P2O5 = 0.17(% en peso). Y desde el punto de vistamineralógico muestra cantidades aproxi-madamente equitativas de plagioclasa yhornblenda, 46 y 49 % (vol.) respectiva-mente, y un 5 % (vol.) de fases opacas(ilmenita).

Metodología experimental

Los experimentos se realizan en equi-pos de alta presión en medio sólido inter-namente calentado, donde se introducencapsulas de oro que presentan un nivelinferior constituido por muestra y un nivelsuperior constituido por polvo de diaman-te. Este agregado poroso actua como tram-pa del fundido además de intensificar losefectos producidos por la fusión de lamuestra (Procedimiento experimentaldetallado en Castro et al. 1999). Los dis-tintos puntos solidus se proyectan en elespacio P-T resultando la curva solidusanhidra.


La figura 1 muestra la curva solidusanhidra para sistemas anfibolíticos pro-puesta por Wyllie y Wolf (1993) y la obte-nida en este estudio. Como puede obser-

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XXas Jornadas S.E.M. Solidus anhidro de anfibolitas 153

varse existen diferencias significativas encuanto a las condiciones de presión y tem-peratura. En la reacción a baja presión,donde el clinopiroxeno es el productoprincipal de la fusión incongruente, seobtienen temperaturas inferiores. En cam-bio, en la reacción a presión superior a 10kbar, donde el granate constituye el pro-ducto dominante, obtenemos temperatu-ras superiores ya que dichos autores hacencoincidir el solidus a alta presión con elsolidus saturado en agua.

El solidus aceptado actualmente se sin-tetizó a partir de una serie de estudios

experimentales realizados con anteriori-dad. En estos se utilizaron una gran varie-dad de materiales de partida donde seincluían muestras con biotita, cugminto-nita o cuarzo, estas diferencias producenvariaciones en las condiciones de inicio dela fusión.

Además se observa que el proceso defusión anhidra de una lámina anfibolíticaes importante en contextos tectónicos congradientes geotérmicos anómalos, como eldado al principio del Arcaico o en contex-tos caracterizados por la subdución de unadorsal.

FFiigg..11:: CCuurrvvaa ssoolliidduuss aannhhiiddrraa ppaarraa uunn ssiisstteemmaa aannffiibboollííttiiccoo.. LLaa llíínneeaa ffiinnaa ccoorrrreessppoonnddee aall ssoolliidduuss ddee WWoollff yyWWyylllliiee ((11999933)) yy llaa llíínneeaa ggrruueessaa aall ssoolliidduuss oobbtteenniiddoo aa ppaarrttiirr ddee llooss ppuunnttooss eexxppeerriimmeennttaalleess.. LLaass llíínneeaass ppuunntteeaa--ddaass rreepprreesseennttaann ggeeootteerrmmaass;; ((RReeffeerreenncciiaass eenn WWyylllliiee yy WWoollff,, 11999933 yy MMaarrttiinn 11999999)) LLaa fflleecchhaa rreepprreesseennttaa eell ggrraa--ddiieennttee eenn llaa aannffiibboolliittaa ddee AAcceebbuucchheess oobbtteenniiddoo aa ppaarrttiirr ddeell ppiiccoo mmeettaammóórrffiiccoo ddeedduucciiddoo ppoorr DDiiaazz eett aall.. 11999977..LLaass llíínneeaass aa ttrraazzooss ssiimmbboolliizzaann eell %% eenn vvoolluummeenn ddee ffuunnddiiddoo..


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154 Susana López, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


ZZoonnaacciióónn ddee eelleemmeennttooss ttrraazzaa eenn ggrraannaatteess ddeeggrraannuulliittaass aalluummíínniiccaass ddee llaa SSiieerrrraa ddee

CCoommeecchhiinnggoonneess,, AArrggeennttiinnaa.. EEssttuuddiioo pprreelliimmiinnaarr

TTrraaccee--eelleemmeenntt ggaarrnneett zzoonnaattiioonn iinn aalluummiinniiccggrraannuulliitteess ooff tthhee SSiieerrrraa ddee CCoommeecchhiinnggoonneess,,

AArrggeennttiinnaa.. AA pprreelliimmiinnaarryy ssttuuddyy

DE LA ROSA, J.D.(1), OTAMENDI, J. E. (2), CASTRO A (1).

(1) Departamento de Geología. Universidad de Huelva. Campus de La Rábida, 21819 Huelva.(2) Departamento de Geología. Universidad Nacional de Rio Cuarto, 5800 Río Cuarto, Argentina

La Sierra de los Comechingones estálocalizada en el sector central y meridionalde la Sierra de Córdoba, una unidad mor-fológica principal de las SierrasPampeanas. En ella afloran rocas meta-mórficas de alto grado (gneises, migmati-tas y granulitas) de edad PrecámbricoSuperior a Paleozoico Inferior, relaciona-das con la fusión parcial de grauvackasalumínicas. Estimaciones termobaromé-tricas de Otamendi et al. (1999) señalanque el metamorfismo ocurrió a presiónconstante entre 7-8 kbar y a temperaturascomprendidas entre 650-950ºC.

En este trabajo se muestran los prime-ros resultados del estudio de la zonaciónde elementos trazas mediante LAM-ICP-MS en granates de granulitas alumínicasque afloran en el Rio Santa Rosa comocuerpos alargados dentro de migmatitas.

La muestra empleada corresponde auna granulita con granate, cordierita ysillimanita (tipo IV según Otamendi et al.1999). Los porfiroblastos de granate llegana alcanzar 5 mm de diámetro.

Previo al análisis de elementos trazsmediante LAM-ICP-MS, se estudio lamuestra mediante SEM-EDS con objetode caracterizar la zonación de elementosmayores y detectar la presencia de inclu-siones. Los granates estudiados no presen-tan zonación en elementos mayores, salvoligeros enriquecimientos hacia el borde engrossularia y almadino y empobrecimien-tos en piropo (fig. 1).

Los elementos trazas (V, Cr, Ni, Y, Zr,Hf, Pb, Th y U) y Tierras Raras (La, Ce,Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Dy, Er, Yb y Lu) fue-ron analizados mediante un sistema deablación LASER Cetac LSX-100 acoplado

a un equipo ICP-MS HP-4500 de laUniversidad de Huelva.

Las condiciones operativas fueron opti-mizadas previamente con el equipo ICP-MS usando una solución de 10 ppb de losisótopos 7Li, 89Y y 205Tl.

La ablación se realizó en modo Q-switch con un LASER del tipo Nd:YAGcon longitud de onda de 254 nm. ElLASER fue optimizado para obtener cráte-res inferiores a 60 µm, empleándose paraello el material de referencia NIST SRM612 (vidrio silicatado con aproximada-mente 40 ppm de cada elemento).

Los isótopos seleccionados fueron adqui-ridos mediante la opción del software delequipo HP-4500 de análisis resuelto portiempo (TRA, Time-Resolved Analysis), elcual permite conocer en todo momento laevolución de la señal con el tiempo, y reali-zar observaciones sobre la zonación químicay presencia de inclusiones dentro de loscristales (Longerich et al. 1996).

La corrección y cálculo definitivos delas concentraciones fue realizadas según losprotocolos de reducción de datos descritosen Longerich et al. (1996), empleándose29Si como standard interno, el cual tambiénfue analizado mediante SEM-EDS.

Los errores obtenidos son variables einferiores a 5% (RSD) para la mayoría delos elementos. El límite de detección parala mayoría de los elementos es inferior a0.1-0.2 ppm y mayor para REE no monoi-sotópicas).

En la figura 1 se muestran los diagra-mas de variación de elementos mayores,trazas y Tierras Raras vs. distancia en unode los cristales analizados. Hay que desta-car el fuerte enriquecimiento existente en

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XXas Jornadas S.E.M. Zonación de elementos traza en granates 157

el núcleo en Y y HREE, siendo el patronde zonación en forma de campana.También Sc y Zr presentan mayores conte-nidos en el núcleo, aunque el enriqueci-

miento es menor que en el caso de Y yHREE. V y Cr presentan un perfil casihorizontal, similar al de los elementosmayores.

FFiigg.. 11..-- DDiiaaggrraammaass ddee vvaarriiaacciióónn ddee eelleemmeennttooss mmaayyoorreess,, ttrraazzaass yy TTiieerrrraass RRaarraass ccoonn llaa ddiissttaanncciiaa eenn eell ggrraannaatteeddee ggrraannuulliittaa ppeellííttiiccaa..TT

Los resultados obtenidos muestrancomo Y y HREE poseen bajas tasas dedifusión en granate, lo cual permite la pre-servación de la zonación en los núcleos.Estos actúan como “trampas” para Y yHREE, tal que las concentraciones deestos elementos en los fundidos parcialesgraníticos que se obtienen a través de reac-ciones implicando a granate en fuentescorticales, pueden estar condicionados porla zonación descrita.

Agradecimientos

Agradecemos a los Servicios Centralesde I+D de la Universidad de Huelva el usodel laboratorio LAM-ICP-MS.


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EEll mmaacciizzoo pprreeccáámmbbrriiccoo ddee MMéérriiddaa ((ssuurrooeessttee ddee EEssppaaññaa)):: ppeettrrooggrraaffííaa,, ggeeooqquuíímmiiccaa,,

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ALBERTO BANDRÉS(1), LUIS EGUILUZ(1), MARINA MENÉNDEZ(2), LUIS A.ORTEGA(2) & JOSÉ I. GIL IBARGUCHI(2).

(1) Departamento de Geodinámica, Universidad del País Vasco, Aptdo. 644, Bilbao 48080, España(2) Departamento de Mineralogía y Petrología, Univ. del País Vasco, Aptdo. 644, Bilbao 48080, España

El macizo de Mérida está situado en elsector N de la zona de Ossa-Morena delMacizo Ibérico (suroeste de España). Elmacizo de Mérida pertenece a la banda decizalla de Badajoz-Córdoba, la cual estácompuesta por dos dominios: (i) el corredorblastomilonítico de Badojoz-Córdoba y (ii)el dominio de Obejo-Valsequillo-Pueblade la Reina. Los dos dominios están sepa-rados por una importante zona de cizallacoincidiendo con la falla de Hornachos.Dentro del dominio de Obejo-Valsequillo-Puebla de la Reina existen diversos aflora-mientos del Orógeno Cadomiense forma-dos por materiales precámbricos de la SerieNegra, junto con metavolcanitas y rocasintrusivas ácidas y básicas. Estos aflora-mientos, o macizos, muestran rasgospetrológicos y geoquímicos , así como rela-ciones de campo, que han sido interpreta-dos en términos de fragmentos de un anti-go arco volcánico cadomiense formado haceunos 550 Ma (las edade publicadas de pro-tolitos van de c. 573 ± 13 Ma a 554 ± 4Ma). El macizo de Mérida constituye pro-bablemente el afloramiento mejor conoci-do de los que definen la alineación mag-mática cadomiense.

El macizo de Mérida está formado porrocas metamórficas e intrusiones plutóni-cas. El miembro inferior de la serie meta-mórfica corresponde a la Serie Negra lacual contiene abundantes elementos volcá-nicos y volcanoclásticos. Por encima sesitúa la secuencia volcanoclástica de DonAlvaro, formada por metavolcanitas degrado bajo a medio (facies esquistos verdesde presión intermedia) de composiciónácida, intermedia y básica, incluyendoniveles de rocas ácidas masivas (riolitas adacitas). Esta secuencia pasa de forma gra-

dual a la serie volcánica de Oliva de Méridaconstituida por micaesquistos con granate,gneises riolíticos, tobas vítreas, tobas ycineritas ligeramente recristalizadas yabundantes niveles de riolitas masivas. Laserie de Oliva de Mérida pasa a su vez deforma gradual a la secuencia pelítica delEmbalse de Alange.

Las rocas plutónicas del macizo deMérida se intruyen en las series anteriores.La variedad de litotipos plutónicos de estemacizo es muy importante abarcandodesde tipos ácidos hasta ultrabásicos. Sehan distinguido dos unidades cartográficasprincipales: una unidad diorítica y unaleucotonalítica. La unidad diorítica inclu-ye varios subtipos: (i) los gabros deAlange, (ii) las dioritas a granodioritas deDon Alvaro, (iii) las dioritas de grano grue-so, y (iv) las dioritas de grano fino a medio.Todo el conjunto esta afectado por meta-morfismo regional de grado bajo a medio(actinolita-clorita-cuarzo-albita, biotita-clorita-epidota-clinozoisita-opacos).

Unidad diorítica: Las rocas gabroicas ydioríticas afloran en el área de Don Alvaro-Alange (gabros) y Mérida. Se trata de rocasde grano medio a grueso con textura hipi-diomórfica, ricas en componentes máficos,que muestran evidencias claras de unadeformación regional sobreimpuesta.Mineralógicamente están constituidas porhornblenda pargasítica, plagioclasa cálcica(An40) y augita, junto con cantidadesmenores de cuarzo y feldespato potásico.Los piroxenos y anfíboles presentan textu-ras de acumulado. Ilmenita, apatito y esfe-na son accesorios.

Unidad leucotonalítica: Esta unidadconforma las partes externas del macizo,excepto en el borde occidental, y es intru-

160 Alberto Bandrés, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. El macizo precámbrico de Mérida 161

siva en rocas proterozoicas en las que indu-ce metamorfismo de contacto. Las relacio-nes con las facies dioríticas son complejas.Los datos de campo sugieren que las leuco-tonalitas son contemporáneas o algo másjóvenes que las dioritas de grano fino.Alrededor de Guareña, en las cercanías delárea estudiada, las leucotonalitas cortan yse mezclan con las dioritas, dando lugarlocalmente a rocas de grano medio de com-posición granodiorítica. La unidad leuco-tonalítica está formada por rocas muyhomogéneas que varían en composicióndesde tonalitas a granodioritas.

Hornblenditas y rocas máficas acumu-lativas: Ambos tipos de rocas aparecenasociados a las dioritas. Acumulados detamaño métrico de hornblendita y facies bandeadas, alternando con gabros,

dioritas y anortositas, aparecen dispersaspor toda la unidad mostrando contactosgraduales con la diorita matriz. Algunasde estas rocas, las cuales tambien aparecenen el seno de las dioritas de grano fino,constituyen unidades cartográficas a escalakilométrica. Las hornblenditas son adcu-mulados de grano grueso a muy grueso(0.5 to 4 cm) de hornblenda pargasítica,forman cuerpos alargados o lenticulares enel seno de las unidades acumulativas estra-tiformes. Estas unidades están formadaspor bandas de tamaño decimétrico en lasque las variaciones modales dan lugar asecuencias petrográficas complejas conalternancia de gabros, dioritas y anortosi-tas. Los niveles dioríticos se caracterizanpor la presencia frecuente de granates idio-mórficos centimétricos.

La geoquímica de las rocas plutónicasde Mérida sugiere una evolución petroge-nética compleja coherente con los datos decampo y petrográficos. Los contenidos enSiO2 muestran una gran variación, mien-tras que las variaciones en contenidos deelementos traza en los diagramas deHarker muestran una evolución continua,con una dispersión mínima para los térmi-nos máficos y un brusco cambio al pasar alas leucotonalitas. Las relaciones isotópicasRb/Sr y Sm/Nd sugieren una participaciónimportante de magmas de origen mantéli-co junto con una ligera contaminación cor-tical. Los términos ácidos y básicos mues-tran composiciones isotópicas homogéneas

que sugieren un origen a partir de materia-les mantélicos empobrecidos (εNd = + 2.7to + 1.3) similares a los de las areas fuentede series calcoalcalinas. Las rocas estudia-das son subalcalinas metaalumínicas a lige-ramente peralumínicas, y presentan patro-nes evolutivos típicos en diagramas norma-lizados de REE y multielementales quesugieren una fraccionación importante deanfíbol en el caso de las dioritas y de menorintensidad en el caso de las leucotonalitas.El conjunto de rocas plutónicas de Méridapudo haberse formado en un contexto sin-a post-colisional en relación con el desarro-llo de un arco volcánico.

162 Alberto Bandrés, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

Las rocas acumulativas con granate pre-sentan una asociación de presión relativa-mente elevada (plagioclasa-granate-anfí-bol) en la que se preservan los rasgos ígne-

os y las texturas acumulativas a escala cen-timétrica. El granate aparece en las partesdioríticas más leucocráticas de los acumu-lados cortando la foliación lo que sugiere

un estadio de formación relativamente tar-dío. La foliación tectónica sobreimpuestaestá asociada al desarrollo local de bandasmiloníticas senextras durante la orogénesisHercínica. Anfíbol secundario (actinolita),clinozoisita, epidota y albita se desarrollanen sombras de presión de los granatesdurante este episodio de deformación. Lascondiciones de presión y temperatura deequilibrio calculadas para la asociación degranate, plagioclasa y anfíbol primarioindican condiciones de cristalización de lasrocas plutónicas en torno a 12 kbar y 750ºC, lo que podría corresponder a la parteinferior de la corteza continental o de lazona de raiz de un arco magmático.

A partir de los datos de Sm-Nd se haestablecido una isocrona interna (granate,anfíbol, roca total) para las rocas acumula-tivas que indica una edad de cristalizaciónde los protolitos de c. 554 ± 4 Ma. Estaedad es coherente con los datos de campo,así como con las dataciones U-Pb del meta-morfismo Cadomiense y de otras intrusio-nes dioríticas en sectores próximos de lazona de Ossa-Morena.

La edad obtenida para el emplazamien-to del macizo de Mérida representa unvalor mínimo para la edad del desarrollodel metamorfismo regional en el área estu-diada dado que constituye una intrusiónsin- a post-cinemática que localmente llevaasociada una aureola de metamorfismo decontacto que corta las estructuras y elmetamorfismo regional. El hecho de quela cristalización de los magmas debió ini-ciarse en condiciones relativamente pro-fundas, junto con la ausencia prácticamen-te generalizada de efectos térmicos sobre lasecuencia encjante de grado bajo a medio,

sugiere una rápida exhumación de las rocasbásicas a ácidas del macizo de Mérida.

Agradecimientos

Trabajo realizado con la ayuda finan-ciera del proyecto DGICYT PB 97-0617.

XXas Jornadas S.E.M. El macizo precámbrico de Mérida 163


MMeeccaanniissmmoo ddee ccrreecciimmiieennttoo ddee ffrraaggmmeennttooss ddee ffttaalloocciiaanniinnaa ccrriissttaalliinnaa

GGrroowwiinngg mmeecchhaanniissmmss ooff ccrryyssttaalllliinnee ffttaalloocciiaanniinneeffrraaggmmeennttss

FRANCISCO TORRENS.

Departament de Química Física, Facultat de Química, Universitat de València, Dr. Moliner 50, E-46100-Burjassot (València), Spain

Ciertos compuestos de ftalocianina, lasmetaloftalocianinas, presentan propieda-des semiconductoras. Cuando las metalof-talocianinas o la ftalocianina libre demetal son oxidadas parcialmente con unhalógeno (generalmente I2), se conviertenen conductoras mientras que simultánea-mente adoptan un apilamiento cara-a-cara.(1,2)

Se ha determinado la estructura dediversos fragmentos de ftalocianina β-cris-talina utilizando una función potencial depares atómicos (del tipo R-1-4-6-12) propues-ta por S. Fraga.(3-8) El potencial viene defi-nido en base a una clasificación de los áto-mos en clases del mismo entorno electró-nico dada por Clementi.(9)

Se ha incluido una corrección empíricaal término de energía de dispersión utili-zando un nuevo término en R-6

(Referencia 10) que se añade al potencialoriginal como un segundo término en R-6

(Referencias 11 a 14). El término en R-4 ylos dos términos en R-6 se rebajan utili-zando la fórmula de amortiguamiento deDouketis et al.(15) Se ha implementado unalgoritmo de métrica variable para la opti-mización de diversas geometrías iniciales.

Se presenta una estructura cara-a-cara,desplazada, para el dímero. Se propone unmecanismo de crecimiento para los frag-mentos de ftalocianina cristalina. Se discu-ten los efectos estructurales y el efecto delestado de oxidación sobre la energía totalde asociación.

Se realiza un estudio del crecimientode fragmentos cristalinos formados porgrupos de apilamientos con tres moléculasde ftalocianina en la forma β-polimórfica.Se propone, para el crecimiento de la

forma de equilibrio, un mecanismo de adi-ción vertical de las moléculas individuales.

Se determina el crecimiento posteriordel β-cristal por asociación de pilas demoléculas. Los apilamientos pequeños nomuestran mínimos horizontales ni vertica-les indicando que no existe crecimiento enestas direcciones. Los apilamientos gran-des presentan mínimos horizontales. Sepropone un mecanismo de crecimientohorizontal para la asociación de pilas detres o más unidades.

Un índice topológico, la congestiónmolecular (área/volumen), permite evi-denciar cambios en la estructura de losagregados. Merece especial atención laaparición de estructuras correspondientesa defectos reticulares y otras difíciles depredecir a priori.

Los resultados provisionales son:1. Dos estructuras básicas de apila-

miento (desplazado y no desplazado) sonimportantes para describir el dímero de fta-locianina. Estas estructuras son las orienta-ciones más importantes en las estructurascristalinas de la β-ftalocianina(16) y sus salesdopadas por halógenos.(17) Las estabilidadesde los mínimos desplazados son considera-blemente mayores. El esfecto del desplaza-miento horizontal reduce la distancia ver-tical entre los planos moleculares en 0,2Å.Cambios en el ángulo de rotación produ-cen un efecto pequeño sobre las energíasde asociación.

2. Se propone un posible mecanismo decrecimiento de los fragmentos de ftalocia-nina β-cristalina. Un apilamiento verticalpuede tener un crecimiento vertical y dosapilamientos verticales pueden tener uncrecimiento horizontal.

166 Francisco Torrens, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Mecanismo de crecimiento de fragmentos 167

3. El efecto del estado de oxidación esmuy significativo y, cuando las cargasmoleculares de ambas moléculas aumen-tan, las energías de asociación se intensifi-can grandemente. Por otro lado, se estabi-lizan especialmente las estructuras cara-a-cara, antes menos estables.

4. Varios índices topológicos, especial-mente la congestión molecular, permiteevidenciar cambios en la estructura de losagregados.


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EEssttuuddiioo ccrriissttaallooggrrááffiiccoo,, eessppeeccttrroossccóóppiiccoo yy mmaaggnnééttiiccoo ddeell ccoommppuueessttoo

[[CCoo((ddppkk.. OOHH))((ddppkk.. OOCCHH33))((NNCCOO))22]]22

AA ccrryyssttaallllooggrraapphhiicc,, ssppeeccttrroossccooppiicc aanndd mmaaggnneettiicc ssttuuddyy ooff tthhee

[[CCoo((ddppkk.. OOHH))((ddppkk.. OOCCHH33))((NNCCOO))22]]22 ccoommppoouunndd

Z.E. SERNA (2), M.K. URTIAGA (1), R. CORTÉS (3), M.G. BARANDIKA (3), M.I.ARRIORTUA (1).

(1) Dpto. de Mineralogía y Petrología y(2) Dpto. de Química Inorgánica, Facultad de Ciencias, Univ. del País Vasco/EHU, Apdo. 644, 48080-Bilbao,(3) Dpto. de Química Inorgánica, Facultad de Farmacia, Univ. del País Vasco/EHU, Apdo. 450, 01080-Vitoria, España

El estudio de nuevos sistemas magnéti-cos moleculares de dimensionalidad eleva-da, formados por compuestos de coordina-ción, ha captado una gran atención en losúltimos años, por su interés intrínseco ypor la posibilidad de establecer correlacio-nes magneto-estructurales. Así, existe unarelación entre las propiedades magnéticasde un material y sus características estruc-turales y químicas.

En los últimos años, se han realizadograndes esfuerzos para comprender lasinteracciones de intercambio que tienenlugar entre centros paramagnéticos encompuestos que van desde dímeros a com-puestos 1-D, 2-D y 3-D. Aspectos talescomo la identidad de los puentes interme-tálicos, la distancia intermetálica, las dis-tancias y ángulos de enlace de los ligandosque actúan a modo de puente intermetáli-co, son imprescindibles para la compren-sión de las propiedades magnéticas.

En particular, hemos estudiado el usodel ligando di-2-piridil cetona (dpk) parala preparación de compuestos polinuclea-res, redes infinitas y clusters. En relación

con estos últimos compuestos, es de desta-car que el ligando dpk presenta una grantendencia a formar clusters ya que sepuede comportar como un ligando tetra-dentado, como consecuencia de que a pHbásicos, el grupo carbonilo del ligando essusceptible de ser atacado por agua (paradar dpk.H2O), alcoholes (para dardpk.ROH), y ciertas aminas formandodioles en presencia de cationes de metalesde transición.

Teniendo en cuenta estas consideraciones,se ha preparado un compuesto polinuclear deCo(II)-dpk-pseudohaluro, en concreto elcomplejo dicubano ferromagnético de fór-mula [Co2(dpk.OH)(dpk.OCH3)(NCO)2]2.donde dpk.OH y dpk.OCH3 son las formasdesprotonadas de los derivados diólicos. Estecompuesto cristaliza en el sistema monoclíni-co, grupo espacial P21/c, con a=13.039(1)Å,b=12.303(1) Å, c=19.365(2) Å,β=122.575(9)º. Su estructura consiste enunidades tetrámeras de tipo dicubano centro-simétrico (i = 1-x, 1-y, -z), formadas por doscubos compartiendo una cara, a cada uno delos cuales les falta un vértice (Fig. 1).

170 Z. E. Serna, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

FFiigguurraa 11..

XXas Jornadas S.E.M. Estudio cristalográfico, espectroscópico y magnético 171

Los iones Co(II) se unen a través depuentes oxo, correspondientes a los átomosde oxígeno de los derivados del ligando di-2-piridil cetona (que actúan como triden-tados) y de puentes cianato "end-on". Así,un grupo cianato actúa en forma de puen-te entre los átomos de cobalto Co(1) yCo(2) (i = 1-x, 1-y, -z). Como se ha men-cionado anteriormente, también se obser-va la presencia de dos tipos de puentesoxo. El primero de ellos [O(3)] hace deunión entre los átomos metálicos Co(1) yCo(2). El segundo tipo de puente oxo[O(1)] se enlaza a tres iones metálicosCo(1), Co(2) y Co(1)i.

Los poliedros de coordinación de losátomos de cobalto pueden describirse comooctaedros distorsionados, teniendo diferen-tes entornos de coordinación cada uno delos dos iones metálico, ya que el átomo deCo(2) completa su sexta posición de coor-dinación con un ligando cianato terminal.

Los ligandos di-2-piridil cetona actúanen modo tridentado. (Fig. 2). En cada unade las dos unidades asimétricas que for-man la entidad tetrámera, existen dos dife-rentes ligandos dpk, uno dpk.OH y otrodpk.OCH3.

Las medidas de susceptibilidadmagnética para el compuesto[Co 2(dpk.OH)(dpk.OCH 3)(NCO) 2] 2

indican la existencia de interaccionesferromagnéticas entre los iones metá-licos de los tetrámeros, debidas fun-damentalmente al acomplamiento através de los grupos 1,1-NCO.

FFiigguurraa 22..


FFoossffiittooss ddee mmaannggaanneessoo hhííbbrriiddooss iinnoorrggáánniiccoo--oorrggáánniiccooss ccoonn eessttrruuccttuurraa llaammiinnaarr

IInnoorrggaanniicc--oorrggaanniicc hhyybbrriidd mmaannggaanneessee pphhoosspphhiitteess wwiitthh llaammiinnaarr ssttrruuccttuurree

S. FERNÁNDEZ-ARMAS (2), J.L. PIZARRO (1), J.L. MESA (2), M.I. ARRIORTUA (1),T. ROJO(2).

(1) Dpto. de Mineralogía y Petrología(2) Dpto. de Química Inorgánica, Facultad de Ciencias, Univ. del País Vasco/EHU, Apdo. 644,

48080-Bilbao, España.

Durante los últimos años, nuestro equipode investigación ha realizado la síntesis, estu-dio estructural y de las propiedades físicas decompuestos basados en el apilamiento de enti-dades octaédricas MO6 y tetraédricas TO4. Eneste sentido, se han determinado las estructu-ras cristalinas de diversos fosfatos, arseniatos yfosfitos de metales de transición. Asimismo, sehan caracterizado sus propiedades espectroscó-picas y magnéticas, interpretándolas sobre labase de las estructuras cristalinas que muestranestos compuestos.

Hemos realizado el estudio estructural deuna familia de fosfitos de manganeso híbridosorgánico-inorgánicos, conteniendo diaminasde longitud variable, con fórmula general(CnN2H2n+6)[Mn3(HPO3)4] (n=2-8). Todos loscompuestos se han preparedo bajo condicioneshidrotermales suaves: temperatura moderada(menos de 200ºC) y presión autógena genera-da por el equilibrio agua/vapor en un recipien-te cerrado (aproximadamente 7.8bar a 170ºC).Se han utilizado como recinto de reacción reci-pientes de prolitetrafluoroetileno (teflón), pro-tegidos exteriormente por una carcasa de aceroque impide su deformación. La duración de lasdiferentes síntesis ha sido de cinco días. Loscompuestos sintetizados se han obtanido enforma policristalina, salvo para n=2 y 3, en losque se obtuvieron cristales de buen calidad. Lacaracterización de las fases obtenidas se realizómediante análisis químico, técnicas espectros-cópicas (infrarrojo y Raman) y difracción derayos X en muestra policristalina.

La obtención de monocristales de dosde los compuestos, conteniendo etilendia-mina (n=2) y diaminopropano (n=3), per-mitió determinar sus estructuras cristali-nas (S. Fernandez-Armas et al., 2000).Estas fases presentan una estructura lami-

nar, formada por capas inorgánicas anióni-cas de fórmula [Mn3(HPO3)4]2- paralelas alplano cristalográfico (001). Entre estascapas se sitúan los cationes orgánicos, dis-puestos perpendicularmente a las láminasinorgánicas, dando cohesión al edificiocristalino tridimensional mediante la for-mación de enlaces de hidrógeno con dichascapas. Dentro de la capa inorgánica, losátomos de manganeso se disponen enlaza-dos a los átomos de oxígeno de los gruposfosfito, en un entorno de coordinaciónoctaédrico. Tres de estos octaedros com-parten caras, dando lugar a la formación deentidades triméricas lineales de composi-ción [Mn3O12], separadas dentro de la capapor los grupos (HPO3).

174 S. Fernández-Armas, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Consideraciones metodológicas acerca del estudio 175

Los cationes orgánicos se disponen demanera que los enlaces C-N son perpendi-culares a las capas inorgánicas, quedandolos tres átomos de hidrógeno de los grupos–NH3 terminales orientados adecuada-mente para la formación de enlaces dehidrógeno fuertes y casi lineales. La incor-poración en la estructura cristalina de

estos compuestos de diaminas con númerode carbonos comprendido entre 2 y 8, oca-siona un incremento en el espaciado basal,d001. Este incremento puede ser evaluadoanalizando los diagramas de difracción enmuestra policristalina de las diferentesfases.

El análisis del perfil completo del dia-grama de difracción (J. Rodriguez-Carvajal, 1998) ha permitido determinarcon precisión el espaciado basal d001 paracada compuestos de la familia. Si se repre-sentan gráficamente estos espaciados fren-te al número de carbonos de la moléculahidrocarbonada, se observa que el espacia-do aumenta siguiendo dos incrementosdistintos, según se pase de n par a n impar,o viceversa. Esto puede interpretarse comoconsecuencia de una distinta disposiciónde los átomos de carbono entre las fasesque contienen aminas con número de áto-mos de carbono par e impar. Se discutiránlas diferentes posibilidades de disposición

de las moléculas orgánicas en las estructu-ras de estos compuestos, proponiéndose unmodelo de conformación que permiteinterpretar satisfactoriamente los datosexperimentales obtenidos.


FERNÁNDEZ-ARMAS, S., MESA, J.L.,PIZARRO, J.L., LEZAMA, L., ARRIORTUA,M.I., OLAZCUAGA, R., ROJO, T. (2000)Chem. Mater., en prensa.

RODRIGUEZ-CARVAJAL, J.: Program forRietveld Pattern Matching Analysis of PowderPatterns; (1998).

176 S. Fernández-Armas, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

Nº de átomos de carbono 2 3 4 5 6 7 8

d(001)(Å) 14.05 14.47 16.15 16.65 18.31 18.58 20.32


AAlluummiinnooffoossffaattoo mmiiccrrooppoorroossoo ((NNHH33CCHH33))11++xx[[((AAll33--xxCCuuxx)) ((PPOO44))33((HH22OO))((OOHH))]]..

SSíínntteessiiss yy eessttuuddiioo eessttrruuccttuurraall

MMiiccrrooppoorroouuss aalluummiinnuumm pphhoosspphhaattee((NNHH33CCHH33))11++xx[[((AAll33--xxCCuuxx)) ((PPOO44))33((HH22OO))((OOHH))]]..

SSyynntthheessiiss aanndd ssttrruuccttuurraall ssttuuddyy

J. ESCOBAL(2), J.L. PIZARRO(1), J.L. MESA(2), M.I. ARRIORTUA(1), T. ROJO(2).

(1) Dpto. de Mineralogía y Petrología(2) Dpto. de Química Inorgánica, Facultad de Ciencias, Universidad del País Vasco/EHU, Apdo. 644,

48080-Bilbao, España.

La creciente importancia industrial delas zeolitas -aluminosilicatos con poros ocanales formados por aluminio y siliciotetraédricamente coordinados y unidos porátomos de oxígeno

(Hartmann y Kevan, 1999)- ha impul-sado su síntesis y la de otros materialesmicroporosos (Goodgame y col., 1999) conestructura similar, zeotipos. Los alumino-fosfatos y silicoaluminofosfatos constituyenuna nueva clase de sustancias microporosascomparables a las zeolitas. Desde el año1982, se han sintetizado mediante, méto-dos hidrotermales, varios aluminofosfatosporosos en presencia de diferentes molécu-las orgánicas (Zhou y col., 1999). Muchosde estos compuestos presentan estructuraslaminares (Kimura y col., 1999) o tridi-mensionales, con túneles formados por ani-llos de hasta doce miembros (Yu y col.1998).

En este trabajo se presenta la estructuracristalina del aluminofosfato de fórmula(NH3CH3)1+x[(Al3-xCux)(PO4)3(H2O)(OH)]perteneciente a la familia de materialesmicroporosos conteniendo moléculas orgá-nicas como estabilizadores de la estructura.La preparación del compuesto se realizóbajo condiciones hidrotermales suaves, uti-lizando un recinto de reacción formado porun recipiente de politetrafluoroetileno(teflón) contenido en una carcasa de aceropara impedir su deformación. La síntesis serealizó a 170ºC y bajo presión autógena(aproximadamente 7.8 bar) durante untiempo de reacción de siete días. El resul-tado de la síntesis fue una mezcla formadapor mono y policristales de la fase estudia-da. La caracterización del compuesto sellevó a cabo mediante análisis elemental,

espectroscopía infrarroja, análisis termo-gravimétrico y difracción de rayos X enmuestra policristalina.

La obtención de monocristales de buenacalidad permitió determinar la estructura cris-talina de esta nueva fase. El compuesto crista-liza en el sistema monoclínico, con paráme-tros de celda a=8.543(1)Å, b=17.641(2)Å,c=9.057(2)Å, β = 107.10(1)º, grupo espacialP21/n, Z=4. La estructura cristalina consisteen un entramado tridimensional de diferentestipos de poliedros compartiendo vértices(Fig.1). Los átomos de aluminio se colocanen tres posiciones cristalográficas diferen-tes, con números de coordinación 4, 5 y 6,respectivamente. Los átomos de fósforoocupan tres posiciones tetraédricas. El edi-ficio cristalino inorgánico presenta dostipos de canales, delimitado cada uno deellos por ocho poliedros de coordinación deátomos de aluminio y/o de fósforo. Estoscanales se encuentran alineados a lo largode las direcciones cristalográficas [100] y[001].

Los cationes metilamonio (NH3CH3)+

se disponen en estos canales en dos posicio-nes diferentes, ocupadas al 50% por cadauna de ellas. Estos cationes orgánicos com-pensan las cargas negativas que presenta elentramado tridimensional inorgánico. Elnúmero de cationes orgánicos que se incor-pora a la estructura cristalina está tambiéncontrolado por la descompensación decarga ocasionada por la sustitución de ionesAl3+ por Cu2+.

Las moléculas orgánicas desempeñanun papel de plantilla (template) en este tipode compuestos híbridos orgánico-inorgáni-cos, posibilitando la formación de estruc-turas abiertas. La importancia del com-

178 J. Escobal, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Aluminofosfato microporoso 179

FFiigg..11..--EEssttrruuccttuurraa ccrriissttaalliinnaa ddeell ccoommppuueessttoo ((NNHH33CCHH33))11++xx[[((AAll33--xxCCuuxx))((PPOO44))33((HH22OO))((OOHH))]] aa lloo llaarrggoo ddee llaa ddiirreecccciióónn

puesto estudiado se relaciona con la posibi-lidad de formar edificios cristalinos inorgá-nicos semejantes cambiando la moléculaorgánica. En este sentido, Cheetham yHarding publicaron en el año 1991 laestructura cristalina de un aluminofosfatodopado con cobalto que presenta el mismoentramado inorgánico, conteniendo etilen-diamina (C2H10N2) como agente directorestructural. El compuesto que presentamosestá estabilizado por una especie orgánicadistinta a la reportada por Cheetham,habiéndose realizado la sustitución catióni-ca por un ión diferente (Cu2+ en lugar deCo2+).


HARTMANN, M., KEVAN, L. (1999). ChemicalReviews, 99, 635.

GOODGAME, D.M.L., GRACHVOGEL, D.A.,WILLIAMS, D.J. (1999). Angew. Chem. Int.Ed., 38, 153.

ZHOU, B., YU, J., LI, J., XU, Y., QIU, S., XU, R.(1999). Chem. Mater., 11, 1094.

KIMURA, T., SUGAHARA, Y., KURODA, K.(1999). Chem. Mater., 11, 508.

YU, J., SUGIYAMA, K., ZHENG, S., QIU, S.,CHEN, J., XU, R., SAKAMOTO, Y.,TERASAKI, O., HIRAGA, K.,HURSTHOUSE, M.B., THOMAS, J.M.(1998). Chem. Mater., 10, 1208.

CHEETHAM, G.M.T., HARDING, M.M. (1991).Acta. Cryst. C47, 1361.


IInnfflluueenncciiaa ddee mmiinneerraalleess yy rrooccaass eenn llaa ccoonndduuccttaammeeccáánniiccaa ddee mmaattrriicceess ddee ppoolliieessttiirreennoo

OOnn tthhee iinnfflluueennccee ooff mmiinneerraallss aanndd rroocckkss uuppoonn tthhee mmeecchhaanniicc bbeehhaavviioorr ooff ppoollyyssttyyrreennee

mmaattrriicceess

RODRÍGUEZ, MªA (1), RUBIO, J. (2), RUBIO, F. (2), MURCIEGO, A. (1), LISO,M.J. (1).

(1) Área de Mineralogía. F. Ciencias. Universidad de Extremadura. 06071 Badajoz.(2) Depto. M. Fisicoquímicos. ICV (CSIC) 28500 Madrid.

De las muchas resinas plásticas utiliza-das en la preparación de materiales com-puestos, el poliestireno es una de las másempleadas en un gran número de aplica-ciones como consecuencia de sus buenaspropiedades. Se trata de un polímero ter-moplástico que goza de las siguientescaracterísticas: transparencia, brillo, bajocoste y facilidad de procesado. Las resinastermoplásticas se consideran normalmentecomo sólidos frágiles, exhibiendo unmecanismo de deformación crazing cuan-do se somete a ensayos de tracción.

Se ha comprobado experimentalmenteque la adición de cargas minerales a unaresina termoplástica incrementa la rigidezde la misma [ 1,2 ]. En este trabajo se hanadiccionado minerales y rocas a una matrizde poliestireno y se ha obtenido un siste-ma compuesto con buen comportamientomecánico. La partículas que se han utiliza-do como refuerzos forman parte de losresiduos provocados por industrias del sec-tor de la construcción (arcillas, granitos ypizarras). Nuestro propósito es buscar uti-lidad a estos productos que tantos proble-mas de espacio crean a estas industrias y, almismo tiempo, contribuir a minimizar elimpacto ambiental que la acumulación delos mismos ocasionan [ 3 ].

Se prepararon materiales compuestospor dispersión homogénea de partículas depizarra, lodos de granito y arcillas en unaresina de poliestireno, sobre los que semidieron posteriormente la resistencia a laflexión, observándose que la mayor resis-tencia la presenta el composite preparado abase de pizarra, seguido del de granito, ypor último el de arcilla (figura 1).

Estos composites se prepararon utili-zando diversos porcentajes de carga, enproporciones que varían desde el 20 al60%, observándose mediante microscopíaelectrónica de barrido, que el número deburbujas que se crean inevitablementedurante el proceso de fabricación aumentaconsiderablemente con el porcentaje decarga empleado (figura 2), por lo que serepitieron las muestras empleando un40% de carga y adicionando en este casouna segunda fase integrada por pequeñascantidades de cuarzo (entre un 5 y un 25%en peso). Medidas las propiedades mecáni-cas en estos nuevos composites, se consta-tó que la adición de muy poca cantidad decuarzo al sistema mejoró la resistencia a laflexión de los materiales finales. (figura 3).

182 Rodríguez, Mª A., et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

FFiigguurraa 11.. RReessiisstteenncciiaa aa llaa fflleexxiióónn ddee llooss ccoommppoossiitteessoobbtteenniiddooss eenn ffuunncciióónn ddeell ttiippoo ddee ccaarrggaa..

FFiigguurraa 22.. CCaannttiiddaadd rreellaattiivvaa ddee bbuurrbbuujjaass eenn ffuunncciióónn ddeellppoorrcceennttaajjee ddee ccaarrggaa eemmpplleeaaddoo..

XXas Jornadas S.E.M. Influencia de minerales y rocas en la conducta mecánica 183

En base a los resultados obtenidos eneste trabajo se puede concluir que la adiciónde partículas rígidas a una matriz de polies-tireno no modifica negativamente la resis-tencia mecánica de los materiales finales, loque implica la posibilidad de utilizar gran-des cantidades de los residuos obtenidos enindustrias de pizarras, granitos o arcillaspara preparar un nuevo material, que aun-que no es natural, presenta excelentes pro-piedades mecánicas, pudiendo utilizarsepara la construcción, fabricación de objetosdecorativos o muchos otros usos.


[1] NICOLAIS, L., GUERRA, G. AT AL.“Mechanical properties of glass-bead filledpolystyrene composites”. Composites, 33-37(1981).

[2] KINLOCH, A.J., YOUNG, R.J. FractureBehaviour of Polymers. Ed. Chpman & Hall(1995).

[3] RODRÍGUEZ, Mª A., RUBIO, J., RUBIO, F.,LISO, M. J., MURCIEGO, A. “Preparación ypropiedades de materiales compuestos a partirde residuos de rocas”. Materiales Compuestos,99. Ed. Corz, A., Pintado, J.M. (1999)

FFiigguurraa 33.. RReessiisstteenncciiaa aa llaa FFlleexxiióónn ((MMppaa)) eenn ccoommppoossiitteessrreeffoorrzzaaddooss ccoonn llooddooss ddee ggrraanniittoo yy ddiivveerrssaass pprrooppoorrcciioonneessddee ccuuaarrzzoo..


CCaarraacctteerriizzaacciióónn mmiinneerraallóóggiiccaa yy tteexxttuurraall ddee rreeffrraaccttaarriiooss mmoonnoollííttiiccooss mmoollddeeaabblleess

MMiinneerraallooggiiccaall aanndd tteexxttuurraall cchhaarraacctteerriizzaattiioonn ooffhheeaatt--rreessiissttaanntt mmoollddaabbllee mmoonnoolliitthhiicc mmaatteerriiaallss

C. MARCOS(1); M.A. LLORCA(2); P. CAMBLOR(3); L.F. VERDEJA(4).

(1) Dpto. Geología e Instituto de Química de Organometálicos “Enrique Moles”, Univ. Oviedo, C/. Jesús Ariasde Velasco s/n, 33005 Oviedo

(2) Dpto. Química Física y Analítica, Univ. Oviedo, C/. Julián Clavería s/n, 33006 Oviedo(3) Dpto. Estadística, Univ. Oviedo, C/. Calvo Sotelo s/n, 33007 Oviedo.(4) Dpto. Ciencias de los Materiales y Metalurgia, Univ. Oviedo, C/. Independencia s/n, 3300 Oviedo

Los refractarios monolíticos son mez-clas mecánicas de materiales refractariosque reaccionan física y químicamente,tanto en el caso de los que se instalan en ellugar de aplicación como en el de los obte-nidos con formas predeterminadas.

Se clasifican en distintos tipos según suscaracterísticas físicas y métodos de aplicación(Banerjee, 1998), siendo los denominadosrefractarios moldeables los que se estudian eneste trabajo. Surgen como un nuevo campode aplicación a temperaturas elevadas, ya queel hormigón de cemento Portland a tempera-turas superiores a 400ºC sufre expansión, sefractura y pierde resistencia.

La composición de un refractariomoldeable depende de uso final y las fasespresentes son Al2O3, CaO y SiO2, en mayoro menor proporción, con otros componen-tes como impureza como TiO2, Fe2O3,Cr2O3 y otros aditivos que puedan modifi-car las propiedades físicas del refractarioen función de su uso.

Las propiedades físicas de estos mate-riales dependen del empaquetamiento desus constituyentes, siendo el objetivo prin-cipal que se persigue en la fabricación deestos materiales, para una composicióndada, el obtener la máxima compactacióncon la menor cantidad de agua. Las pro-piedades de los refractarios moldeablesestán gobernadas, por lo tanto, por el tipode agregado y matriz, así como por la can-tidad de cemento usado, ya que estasvariables gobiernan la cantidad de aguarequerida.

El objetivo de este trabajo es, pues,hacer una caracterización mineralógica ytextural de refractarios moldeables de dife-rente composición y en diferentes condi-ciones de calentamiento, para conocer laconducta del refractario a la temperaturade uso o muy próxima a ella. En la Tabla Ise presenta la composición química y lascaracterísticas del tratamiento de lasmuestras estudiadas.

186 Celia Marcos, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

REFRACTARIOS COMPOSICIÓN (%) CICLOS DILATÓMETROTÉRMICOS (T y t)

CORAX-B Al2O2 = 80 -

Csi = 10

CORAX-B (15) SiO2 = 5 15 1400ºC/2 horas

C = 3

CORAX-B (30) CaO <1 30

ANKERHART-NN25 (A) MgO = 75 - -

ANKERHART-NN25 (B) CaO = 20 1100ºC a 7 ºC/min.

ANKERHART-NN25 (C) SiO2 = 0.6 8 1250ºC a 7 ºC/min.

ANKERHART-NN25 (D) Fe2O3 = 3.8 1400ºC a 7 ºC/min.

CERAMEX Básicamente alúmina - -

Tabla I. Composición química y características de tratamiento de las muestras a analizar.

XXas Jornadas S.E.M. Caracterización mineralógica y textural 187

La caracterización mineralógica a travésde la difracción de rayos X (método de polvocristalino), microsonda electrónica y microsco-pia óptica ha permitido identificar y anali-zar los componentes de los mismos. Ladifracción de rayos X ha puesto de mani-fiesto en los refractarios de alta alúmina ybajo contenido en cemento dos hechos con-sistentes con observaciones realizadas pre-viamente por MacZura et al. (1985):

a) Disminución de moissanita a favorde una fase mullítica, importanteporque mejora la resistencia a altastemperaturas.

b) Disminución en las intensidades delas reflexiones de las fases presentescon los ciclos térmicos que corrobo-ra lo anteriormente expuesto.

La caracterización textural, medianteanálisis de proceso de imágenes, en relación alporcentaje de poros, matriz y disperso enlos refractarios citados, así como de lascaracterísticas geométricas de los porospresentes en la matriz y en el disperso delos mismos, ha permitido:

a) Discriminar las fases minerales mayo-ritarias presentes en las muestras.

b) Observar una disminución de laporosidad en los refractarios estu-diados independientemente de sucomposición y número de ciclostérmicos (calentamiento-enfria-miento) a los que hayan sido some-tidos. Lo mismo ocurre con el factorde forma de los poros, que se tradu-ce en una mayor redondez de losmismos, apreciándose también quelos de mayor tamaño son más alar-gados. En ambos casos la explica-ción radica en que termodinámica-

mente la energía libre superficialtiende a minimizarse.

La caracterización de los poros con el poro-símetro de mercurio ha revelado la disminuciónde la porosidad con los ciclos térmicos en losrefractarios analizados, por la misma razónexpuesta en el apartado anterior.

En relación a esta técnica es importantedestacar que proporciona información máslimitada que la del análisis de proceso deimágenes, ya que sólo permite obtener eltamaño de poro comprendido entre 100 y0.001 μm y la distribución de los tamaños;es además una técnica destructiva. Sinembargo, ayuda a completar un estudio deproceso de imágenes siempre que la resolu-ción de las imágenes sea menor que los tama-ños que permite analizar el porosímetro.

Agradecimientos

Este trabajo ha sido financiado con fon-dos de la CICYT a través del proyectoMAT97-1184.


BANERJEE, S. (1998); Monolithic Refractories. ACompresive Handbook. The American CeramicSociety. World Scientific.

MACZURA, G.; KOPANDA, J.E.; ROHR, F.J. &ROTHENBUEHLER, P. T., (1985); “ CalciumAluminate Cements for Emerging CastableTecnology”; Adv. Cer. 13, pag. 285-301.


EEssttuuddiioo mmiinneerraallóóggiiccoo ddee uunnaa fflluuoorriittaa ddee iittrriiooeenn llaa MMiinnaa FFlloorreenncciiaa ((DDeeppaarrttaammeennttoo ddee

MMaallddoonnaaddoo,, UUrruugguuaayy))

AA mmiinneerraallooggiiccaall ssttuuddyy ooff aann yyttttrriiaann fflluuoorriittee ffrroomm tthhee FFlloorreenncciiaa MMiinnee ((DDeeppaarrttaammeennttoo ddee

MMaallddoonnaaddoo,, UUrruugguuaayy))

C. ROSSINI(1), Y R. ARANA(2).

(1) Facultad de Ciencias. Universidad de Montevideo(2) Dpto. de Química Agrícola, Geología y Edafología. Facultad de Química. Universidad de Murcia

INTRODUCCIÓN

La mina de fluorita Florencia seencuentra al norte del Departamento deMaldonado (Uruguay), a 10 Km al este dela localidad de Aiguá y sobre el borde surde la denominada fosa tectónica de Aiguá(FTA) Esta mineralización de fluorita estárelacionada genéticamente con el desarro-llo y evolución de esta fosa y con su mag-matismo asociado.

La mineralización de fluorita de MinaFlorencia

La Mina Florencia se ubica en el yaci-miento más importante de fluorita de laregión mineralizada del borde sur de la FTA.Su explotación se realizó durante el período1969-1981 con una producción variableentre 50 y 210 t/año. El cierre de la minaestuvo determinado por la desaparición de laindustria metalúrgica local que utilizaba sumateria prima. Bosse et al (1982), en unestudio detallado de la mina, estimaronreservas probadas de 4500 toneladas de con-centrado con 80% de CaF2 (fig.1 ).

Desde el punto de vista genético, esteyacimiento viene asociado con el sistemade filones hidrotermales que se desarrolla

sobre el basamento granito-gnéisico delborde sur de la FTA, de edad Juro-Cretácica. Esta región mineralizada se pro-duce a partir de la existencia de un sistemade circulación de fluidos hidrotermales,activado térmicamente por el magmatis-mo bimodal que se desarrolló a escala deintracuenca y que ha sido canalizado enfracturas y fallas activas durante la evolu-ción de la fosa tectónica. Se producencomo consecuencia mineralizaciones entoda la zona con varias etapas de depósitoy de deformación tectónica. La mineraliza-ción de Florencia es de tipo stock subverti-cal y está determinada por la confluenciade dos sistemas de venas y filones minera-lizados en direcciones N25E y N80E, loscuales culminan en una falla normal N95E80NE que se desarrolló en el límite grani-to-gneis y que probablemente representóuna barrera a la circulación de los fluidos.La zona mineralizada que involucra el stocky las venas y filones circundantes poseenuna superficie en planta de 130 m2.

Bosse (1982) propone la existencia,para esta mineralización, de al menos tresetapas principales de formación de brechasy tres generaciones de fluorita según elsiguiente esquema:

190 C. Rossini, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

Etapa mineralizante Fases minerales Brechas

IV Fluorita III, epidota, barita, cuarzo IV, manganita, Brecha IIIfluorita II

III Cuarzo III, manganita, fluorita I Brecha II

II Cuarzo II Brecha I

I Cuarzo I

Los estudios efectuados en el presentetrabajo se centraron en las denominadasfluoritas II y III y sus minerales asociados,

ya que estas representan la mayor parte delvolumen de las reservas de la mina. Lafluorita I se presenta como clastos a nivel

XXas Jornadas S.E.M. Estudio mineralógico de una fluorita de itrio 191

de la brecha III, que es cementada por lafluorita II, y sus caracteres son muy simi-lares a esta última. Los hábitos mineralespara los tres tipos de fluoritas son en gene-ral cúbicos, conformando agregados crista-linos de grano fino a muy fino (inferior a 1mm). En drusas y oquedades los cristalescúbicos pueden alcanzar el centímetro delado. Las coloraciones son casi invariable-mente violeta oscuro, a excepción de lafluorita III que es marrón clara a incolora.

Resultados experimentales

Se ha efectuado un estudio difractomé-trico, óptico y por microscopía de barridode numerosas muestras del yacimiento concantidades variables de fluorita. El estudiopor difracción de rayos X muestra unaexcelente cristalinidad en todas las refle-

xiones con pequeños cambios en el espacia-do respecto al valor teórico de una fluoritapura. Los datos obtenidos por microscopíaelectrónica de barrido muestran la presen-cia sistemática de itrio en proporcionesdesde 0.15 a 0.35 %., lo que da lugar a uncambio en el tamaño de la celdilla unidady en la densidad, tanto teórica (3.18 g/ccen la fluorita pura) como experimental(3.22 a 3.37 g/cc en las muestras analiza-das). También el índice de refracción expe-rimenta un aumento sensible con la susti-tución de Ca por elementos de las tierrasraras. En la fluorita de Mina Florencia elvalor de n es de 1.454 (1.434 en la fluoritapura).Las principales fases minerales acom-pañantes son cuarzo, psilomelana, manga-nita, barita, feldespato potásico, epidota yfilosilicatos a 14Å, esencialmente clorita.


BOSSE, H. R.; GÓMEZ RIFAS, C.G.; MARI, C.(1982). Estudio geológico de la mina de fluorita"Florencia", departamento de Maldonado,Uruguay. DINAMIGE, Instituto Federal deGeociencias y materias primas (Hannover).Informe inédito. 25 págs.

FFiigguurraa 11.. EEssqquueemmaa ggeeoollóóggiiccoo eenn ppllaannttaa ddee llaa mmiinnee--rraalliizzaacciióónn yy llaabboorreess ddee MMiinnaa FFlloorreenncciiaa.. MMooddiiffiiccaaddooddee BBoossssee eett aall.. ((11998822))..


EEssttuuddiioo mmeeddiiaannttee AAFFMM ddee llaa iinnfflluueenncciiaa ddeell MMnn ssoobbrree eell ccrreecciimmiieennttoo ddee llaa ccaallcciittaa

AAFFMM ssttuuddyy oonn tthhee iinnfflluueennccee ooff MMnn oovveerr ccaallcciittee ggrroowwiinngg

J.M. ASTILLEROS (1), C.M. PINA (2), L. FERNÁNDEZ-DÍAZ (1) Y A. PUTNIS.

(1) Dpto. Cristalografía y Mineralogía. Universidad Complutense. 28040. Madrid España(2) Institut für Mineralogie. Universität Münster. Corrensstrassa 24. D-48149. Alemania

El conocimiento de los factores quecontrolan la incorporación de metalesdivalentes en minerales a partir de unasolución acuosa resulta de enorme interéspara diversas disciplinas científicas comoel crecimiento cristalino, la geoquímica ylas ciencias medioambientales. La presen-cia de determinados iones en el medio decristalización puede alterar substancial-mente el proceso de crecimiento cristalino,modificando la velocidad de avance de losescalones, la altura y forma de los mismosasí como la morfología del cristal. Por otrolado, la velocidad de crecimiento normalde una cara cristalina, condicionada funda-mentalmente por la sobresaturación, afec-ta a la incorporación de impurezas en elcristal. Todos estos aspectos han de sertenidos en cuenta a la hora de utilizar losdatos de concentración de distintos ele-mentos en la fase cristalina para deducircomposiciones de paleofluidos.

En este trabajo se estudia el efecto queejerce el ion Mn2+ presente en una soluciónacuosa sobre el crecimiento de la superficie{1014} de la calcita. Para ello se utilizó unmicroscopio de fuerza atómica (AFM) alque se le incorporó una celda de fluidos. ElAFM permite observar la evolución micro-topográfica de la superficie que está cre-ciendo y valorar el efecto que tiene sobrela misma a la adición de distintos catio-nes. Desde este punto de vista, la micros-copía de fuerza atómica se ha reveladocomo una herramienta de gran utilidad

para el estudio de los procesos implicadosen el crecimiento cristalino, aun cuandotiene la limitación de no aportar informa-ción química de la superficie.

Los experimentos se llevaron a cabo a25º C y presión atmosférica, utilizandocomo substrato superficies recién exfolia-das. Las soluciones se prepararon por mez-cla de soluciones de Na2CO3, Cl2Mn yCl2Ca. Se utilizaron distintas concentra-ciones de Mn2+, Ca2+ y CO3

=. Con el fin deevaluar adecuadamente el efecto de esteion se modificaron la concentraciones deMn2+, manteniéndose constante la sobresa-turación con respecto a la calcita (β=5). Entodos los experimentos se observó que elMn2+ modificaba sensiblemente la conduc-ta de crecimiento de la calcita. Además, elincremento de la concentración de Mn2+ enla solución conducía a una transición en elmecanismo de crecimiento: mientras que abajas concentraciones de Mn2+ el creci-miento se producía por avance de los esca-lones preexistentes, a altas concentracionesde Mn2+ el mecanismo predominante era lanucleación bidimensional. El estudiodetallado de la microtopografía tambiénpermitió observar un curioso fenómeno decontrol estructural: cuando los escalonesde crecimiento alcanzaban una superficierecién formada, el avance de los mismossufría un frenado momentáneo, de modoque se reproducía la topográfica del subs-trato original. Transcurrido un tiempo, elcrecimiento continuaba.


XXas Jornadas S.E.M. Estudio mediante AFM de la influencia del Mn 195

FFiigg..11.. LLaass iimmáággeenneess ddee AAFFMM mmuueessttrraann eell eeffeeccttoo qquuee eell MMnn22++ ttiieennee eenn eell ccrreecciimmiieennttoo ssoobbrree llaa ssuuppeerrffiicciiee ddee llaaccaallcciittaa.. LLaa ssoobbrreessaattuurraacciióónn ddee llaa ssoolluucciióónn aaccuuoossaa ccoonn rreessppeeccttoo aa llaa ccaallcciittaa eess ddee 55 mmiieennttrraass qquuee llaa ccoonncceennttrraa--cciióónn ddee CCll22MMnn eemmpplleeaaddaa ffuuee ddee 00..0055mmmmooll//ll.. LLaa ffoottoo ddee llaa iizzqquuiieerrddaa mmuueessttrraa llaa ssuuppeerrffiicciiee ddee llaa ccaallcciittaa aanntteessddee iinnyyeeccttaarr llaa ssoolluucciióónn.. TTrraass llaa iinnyyeecccciióónn ddee llaa mmiissmmaa ((ffoottoo ddee llaa ddeerreecchhaa)) ssee oobbsseerrvvóó qquuee eell ccrreecciimmiieennttoo sseepprroodduuccííaa ppoorr nnuucclleeaacciióónn bbiiddiimmeennssiioonnaall yy qquuee eell ssuubbssttrraattoo eejjeerrccííaa uunn mmaarrccaaddoo ccoonnttrrooll eessttrruuccttuurraall.. EEll iinntteerrvvaa--lloo ddee ttiieemmppoo eennttrree aammbbaass iimmáággeenneess eess ddee 7700 sseegguunnddooss..


CCrriissttaalliizzaacciióónn ddee BBaa33((AAssOO44))22 ee iinntteerraacccciioonneessAAss((VV))--bbaarriittaa eenn mmeeddiiooss ppoorroossooss

BBaa33((AAssOO44))22 ccrryyssttaalllliizzaattiioonn aanndd AAss((VV))--bbaarriitteeiinntteerraaccttiioonnss iinn ppoorroouuss mmeeddiiaa

A. JIMÉNEZ Y M. PRIETO.

Departamento de Geología, Universidad de Oviedo. Arias de Velasco, s/n. 33005-Oviedo

El uso de arsénico en diversos productosindustriales (pesticidas, preservación demadera, cosméticos, componentes electróni-cos, armamento, etc.) durante las últimasdécadas se ha traducido en un aporte signifi-cativo de compuestos de este elemento almedio ambiente (Nriagu, 1994). Como con-secuencia, este metal tóxico ha incrementadosu presencia en agua potable, suelos, plantasy aguas subterráneas contaminadas. Arsenitosy arseniatos son las formas primarias del arsé-nico en las aguas naturales. La forma reduci-da As(III) es menos abundante aunque mástóxica, soluble y móvil que la forma As(V).Hasta la fecha, los estudios de inmovilizaciónde este elemento se han centrado en la “sor-ción” de As(III) y As(V) sobre algunos mate-riales geológicos, esencialmente minerales dearcilla y óxidos de hierro. Sin embargo, lacristaloquímica y conducta de cristalizaciónde arsenitos y arseniatos es poco conocida.

En este trabajo se presenta un estudio dela cristalización Ba3(AsO4)2 por contra-difu-sión de arseniato y bario a través de unacolumna de gel de sílice. Como solucionesmadre se emplearon Na2HAsO4·7·H2O (1 y1.5 M) en un extremo y BaCl2 (1 M) en elextremo opuesto. En el inicio de los experi-mentos la columna de gel tiene un pH homo-géneo (5.5), siendo nula la concentración deambos reactivos. Sin embargo, a medida quese produce la difusión se desarrollan gradien-tes de concentración que llevan aparejada unaevolución del pH en la columna. El estudiode la evolución espacio-temporal del pH hapermitido determinar los gradientes de con-centración total de As(V) en la columna dedifusión y cuantificar la distribución de lasdiferentes especies acuosas en las que está pre-

sente el arsénico (esencialmente H3AsO4o,

H2AsO4-, HAsO4

2- y AsO43-). La evolución de

la concentración de Ba se ha determinado deacuerdo con un protocolo experimental des-crito por Prieto et al. (1994). Finalmente seha determinado la evolución espacio tempo-ral de la sobresaturación en el medio, lo queha permitido justificar la posición del preci-pitado en la columna de difusión, las condi-ciones de pH y la sobresaturación umbralnecesaria para que se produzca la nucleación.Los cristales se extrajeron del gel tras unperiodo de crecimiento de un mes y se carac-terizaron mediante difracción de rayos X ymicroscopía electrónica de barrido.

Paralelamente se han llevado experienciasde difusión de arseniato a través de un com-posite formado por cristales de barita embu-tidos en una matriz de gel de sílice. En estascondiciones, la lenta disolución de la baritapermite la incorporación de bario al fluidointersticial, lo que se traduce en la precipita-ción de Ba3(AsO4)2 sobre la superficie de loscristales de barita, con la consiguiente reten-ción del contaminante.


NRIAGU, J.O (1994). Arsenic in the Environment.Part I: Cycling and Characterization. Wiley,New York, 430.

PRIETO, M., PUTNIS, A. FERNÁNDEZ-DÍAZ,L. LÓPEZ-ANDRÉS, S. (1994). Metastabilityin diffusing-reacting systems. J. Cryst. Growth142, 225-235.

198 A. Jiménez, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


CCrriissttaalliizzaacciióónn ddee bbaarriittaass ccoonn pplloommoo eenn hhiiddrrooggeell ddee ssíílliiccee

LLeeaadd--bbeeaarriinngg bbaarriittee ccrryyssttaalllliizzaattiioonn iinn aa ssiilliiccaa hhyyddrrooggeell mmeeddiiuumm

V. PEDREIRA, A. FERNÁNDEZ-GONZÁLEZ Y M. PRIETO.

Dpto. de Geología, Universidad de Oviedo. Arias de Velasco, s/n. 33005-Oviedo

El Pb puede sustituir parcialmente al Baen la estructura de la barita. Este hecho hadespertado un gran interés medioambiental,puesto que juega un importante papel en lainmovilización de radioisótopos de ciertosresiduos radiactivos (Nirdosh, 1987). A pesarde este interés, la solución sólida barita-angle-sita es aún poco conocida en lo que se refiere asu grado de idealidad.

En este trabajo se ha aplicado el mode-

lo de equilibrio de Lippmann (1980) alsistema (Ba,Pb)SO4-H2O, obteniéndose eldiagrama de Lippmann de la figura 1a. Elgap de miscibilidad resultante de la apli-cación de este modelo abarca composicio-nes entre 0.10691 y 0.89309 de fracciónmolar de BaSO4. Los pares composiciona-les solución sólida-solución acuosa enequilibrio son los que aparecen representa-dos en la figura 1b.

200 V. Pedreira, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

FFiigg.. 11-- DDiiaaggrraammaa ddee LLiippppmmaannnn ((aa)) yy ccoommppoossiicciioonneess ddee ssoolluucciióónn ssóólliiddaa yy ssoolluucciióónn aaccuuoossaa eenn eeqquuiilliibbrriioo ((bb))ppaarraa eell ssiisstteemmaa ((BBaa,,PPbb))SSOO44--HH22OO

Se presentan también en este trabajo,los resultados de las experiencias de crista-lización de baritas con diferentes cantida-des de Pb a partir de soluciones acuosas engel de sílice. La aplicación de un modelode difusión en gel de los constituyentesquímicos que intervienen en el sistema yun modelo de especiación, han permitidocaracterizar la solución acuosa en elmomento de la nucleación de los cristales.Por otra parte, se han analizado con micro-sonda electrónica la composición químicade los núcleos. En la figura 2 se represen-tan los pares composicionales soluciónsólida-solución acuosa experimentales. En

ella puede observarse que se han obtenidosoluciones sólidas en prácticamente todoel rango composicional, incluso dentro delgap de miscibilidad termodinámico.

Para poder explicar esta diferenciaentre el comportamiento de la nucleaciónque cabría esperar atendiendo a criteriospuramente termodinámicos y el compor-tamiento observado en los experimentos,hay que acudir a criterios cinéticos. Así, seha podido constatar en estas experienciasque el sistema alcanza altos niveles desobresaturación en el momento de lanucleación, lo que aleja al comportamien-to efectivo del termodinámico.

XXas Jornadas S.E.M. Cristalización de baritas con plomo 201

Por otra parte, se han tomado fotogra-fías de electrones retrodispersados de sec-ciones pulidas de los cristales que mues-tran una evolución composicional desdelos términos más ricos en Ba hasta los másricos en Pb, y en muchos casos, un zonadosectorial (figura 3).


LIPPMANN, F. (1980) Phase diagrams depictingthe aqueous solubility of binary minerals sys-tems. Neues Jahrb. Mineral. Abh. 139, 1-25.

NIRDOSH, I. (1987) A review of recent develop-ments in the removal of 226Ra and 230Th from ura-nium ores and mill tailings. Uranium 4, 83-95.

FFiigg.. 22-- PPaarreess ccoommppoossiicciioonnaalleess ssoolluucciióónn ssóólliiddaa--ssoolluu--cciióónn aaccuuoossaa eexxppeerriimmeennttaalleess

FFiigg.. 33-- SSeecccciióónn ddee uunn ccrriissttaall eenn eell qquuee ssee oobbsseerrvvaa uunnzzoonnaaddoo sseeccttoorriiaall


IInntteerraacccciióónn ddee ((MMnn22++))aaqq yy ((CCdd22++))aaqq ccoonn ccrriissttaalleess ddee aarraaggoonniittoo eenn hhiiddrrooggeell ddee ssíílliiccee

IInntteerraaccttiioonn ooff ((MMnn22++))aaqq aanndd ((CCdd22++))aaqq wwiitthh aarraaggoonniittee ccrryyssttaallss iinn aa ssiilliiccaa hhyyddrrooggeell

mmeeddiiuumm

P. CUBILLAS, A. FERNÁNDEZ-GONZÁLEZ Y M. PRIETO.

Departamento de Geología, Universidad de Oviedo. Arias de Velasco, s/n. 33005-Oviedo

Desde la óptica de la calidad de aguas,la interacción de metales tóxicos en diso-lución con las fases minerales sólidas queforman suelos y acuíferos ha sido objeto deun estudio exhaustivo en la última década(Lichtner et al., 1996). Dicha interacciónpuede dar lugar a fenómenos de precipita-ción y de incorporación de superficie quese traducen en la práctica en una inmovili-zación parcial de los metales disueltos, conla consiguiente modificación de sus pro-piedades de transporte. Gran parte de losestudios realizados se ha centrado en lainteracción de metales en disolución con lacalcita (Zachara et al., 1991; Stipp et al.,1992; Tesoriero et al., 1996; Prieto et al.,1997), debido a que este mineral es enor-memente ubicuo en suelos, sedimentosmarinos y acuíferos y tiene una enormeinfluencia en la conducta de muchos meta-les en estos ambientes.

El aragonito, la segunda modificaciónpolimórfica en importancia del CaCO3, esun constituyente común en carbonatosbiogénicos y abiogénicos. Debido a sumetaestabilidad en las condiciones de lasuperficie terrestre, el aragonito (rómbico)tiende a transformarse en calcita (trigonal)en contacto con disoluciones acuosas. Lapresencia en disolución de cationes queforman carbonatos MCO3 tipo calcita (M= Mn, Cd, Co, Ni, Zn) incrementa la ciné-tica de disolución del aragonito y la consi-guiente recristalización de soluciones sóli-das (M,Ca)CO3 con estructura tipo calcita(Böttcher, 1996). En el presente trabajo seha estudiado la transformación de cristalesde aragonito embutidos en una matriz dehidrogel de sílice, a través de la que se handifundido Mn2+ y Cd2+ en disolución acuo-

sa. El dispositivo experimental ha consis-tió en una celula de difusión plana en laque se introdujeron secciones (110) y(001) de cristales de aragonito de 1 mm.de espesor. Las celdas se rellenaron con unadisolución acuosa de silicato sódico acidi-ficada con HCl (1N) hasta que alcanzar unpH = 5.5. Transcurridos unos minutos elsilicato sódico se polimeriza originándoseun gel que aglutina los cristales.Posteriormente se introdujeron en undepósito fuente conectado a la celda diso-luciones acuosas de MnCl2 (0.1 y 0.2 M) oCdCl2 (0.1 y 0.05 M). El gel es un medioporoso que impide la convección y laadvección, permitiendo únicamente ladifusión de los iones que eventualmentealcanzan la superficie de los cristales dearagonito.

La interacción de los metales en disolu-ción con los cristales de aragonito se tra-duce en un proceso de disolución-recrista-lización. Como consecuencia de esta inte-racción el aragonito se disuelve al tiempoque se produce la precipitación de superfi-cie de núcleos de solución sólida(M,Ca)CO3. El proceso se monitorizó “insitu” mediante microscopía óptica y endiferido mediante difracción de rayos X.Este último método permitió establecerdeterminar la cinética de transformación ysus implicaciones en la cinética de “sor-ción” de estos metales. La Figura 1 mues-tra el aspecto de la superficie (110) de uncristal de aragonito trás la precipitación desuperficie de cristalitos de (Mn,Ca)CO3

con estructura tipo calcita. Los resultadosdemuestran que el aragonito es un inmo-vilizador de este tipo de metales enorme-mente más eficaz que la calcita.

204 P. Cubillas, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Interacción de (Mn 2+)aq y (Cd 2+)aq 205


BÖTTCHER M.E. (1997). The transformation of ara-gonite to MnxCa(1-x)CO3 solid-solutions at 20 ºC:An experimental study. Marine Geochemistry 57,97-106.

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FFiigguurraa 11.. SSuuppeerrffiicciiee ((111100)) ddee uunn ccrriissttaall ddee aarraaggoonnii--ttoo rreeccuubbiieerrttaa ppoorr ccrriissttaalliittooss ddee ((MMnn,,CCaa))CCOO33 ttrriiggoonnaa--lleess..


EEssttuuddiioo mmeeddiiaannttee SSEEMM,, EEDDXX,, XXPPSS yy EEIISS ddee llaassuuppeerrffiicciiee ddee mmiinneerraalleess ssuullffuurraaddooss ddee

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AA SSEEMM,, EEDDXX,, XXPPSS,, aanndd EEIISS ssttuuddyy ooff tthhee ssuurrffaaccee ooff eelleeccttrroocchheemmiiccaallllyy mmooddiiffiieedd

ccooppppeerr ssuullffiiddee mmiinneerraallss

PABLO VELÁSQUEZ, , DIETMAR LEINEN, JOSÉ R. RAMOS-BARRADO*.

Laboratorio de Materiales & Superficie. Unidad asociada al CSIC. Departamento de Física Aplicada.Facultad de Ciencias. Universidad de Málaga. E29071 Málaga España. E-mail: [email protected].

Resumen

Minerales naturales sulfurados de cobrecomo la: enargita (Cu3AsS4) y calcocita(Cu2S), han sido estudiado por voltametríacíclica, e incluso por técnicas superficialescomo SEM, EDX y XPS pero por separadosin la posibilidad de utilizar estas técnicasconjuntamente debido al problema queimplica la utilización de vacío en algunade ellas. En esta comunicación se exponenalgunos de los resultados obtenidos con-juntamente por estas técnicas cuasi in-situ. Para ello se ha construido una cáma-ra de atmósfera controlada de argón adosa-da a la entrada del XPS o del microscopioelectrónico, por lo que es posible realizarun estudio conjunto con técnicas de super-ficie como XPS, SEM y EDX, con CV yEIS sobre cada uno de estos minerales,obteniéndose información tanto de la mor-fología como de la composición de laspelículas electroquímicamente formadasen la superficie de los electrodos de mine-ral. Para cada uno de las muestras minera-les se han construidos electrodos, que sonestudiados siguiendo el voltagrama corres-pondiente, mediante el uso de una celdaelectroquímica, utilizando grafito comoelectrodo auxiliar y calomelano (SCE)como electrodo de referencia: Todos losexperimentos se han realizado para dife-rentes potenciales de reducción y oxida-ción sobre muestras en una disolución detetraborato de sodio al 0.05 M con un pH9.2 y una temperatura de 25 ºC

Palabras Claves: Enargita, , Calcocita,Sulfuros de Cobre, CV, EIS, SEM, EDX,XPS.

Introducción

La investigación de estos mineralesreviste un enorme interés para la industriaminera, ya que de ellos es posible extraerel mineral de cobre de los yacimientospórfidos, además su carácter semiconduc-tor ha sido poco explotado pudiendo tenerimportancia en células convertidores deenergía solar, sin embargo todas estascaracterísticas pasan por la necesidad detener perfectamente caracterizada los dis-tintos procesos que se tienen lugar en lasuperficie de estos compuestos, es por elloque se ha decidido realizar un estudiocomparativo entre distintas técnicas quepermitan aprovechar al máximo la poten-cialidad de estos minerales. En estos últi-mos tiempos la importancia de la protec-ción del medio ambiente también implicauna mejor caracterización de las superficiede estos mineros ya que pueden ser muyperjudiciales los residuos que quedan en elproceso de extracción del cobre. El arséni-co que contiene la enargita y el mismoazufre pasan a formar relaves ácidos, queson capaces de contaminar capas freaticas oaguas superficiales.

Parte experimental

Se utilizan minerales naturales deEnargita y Calcocita provenientes de com-pañías mineras Chilenas, todos ellos some-tidos a pruebas de difracción de polvos deRayos X para confirmar su estructura cris-talina con la correspondiente base PDFencontrando para enargita: 35-0775(Cu3AsS4), y calcocita: 20-0365(Cu1.97S) o12-0205(Cu1.96S).

208 Pablo Velásquez, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

Se construye un electrodo de trabajofracturando el mineral, escogiendo lamuestra más significativa para realizarle elcontacto ohmico mediante el eutectico In-Ga y un alambre de cobre. Se recubre todoel electrodo con una resina epoxy paraluego pulir una superficie con papel desilicio de grado 600 y suspenciones de alú-mina de 0.3 a 0.05 μm sobre un paño demicrocloith de Bueler INC, obteniendo asíel área de trabajo apropiada.

La cámara de atmósfera controlada, seha fabricado en metacrilato transparentede 2 cm de espesor, para facilitar el mane-jo visual de los elementos en su interior;dispone de una gran tapa que facilita laintroducción de todos los materiales alinterior de la misma. La forma y dimen-siones de esta cámara son específicas paraser montada sobre la precámara de ingresode nuestro microscopio y del XPS.

- Voltametría y EISLos electrodos estarán conectados a un

potenciostato Solartron modelo 1286 y estea su vez estará interconectado a un FRASolartron modelo 1255, los cuales adquie-ren los datos experimentos de voltametríaciclicla y EIS, mediante una tarjeta deadquisición IEEE488 N. I. conectada a uncomputador , todo controlado por progra-mas ad-doc para Windows95/98/NT.

- SEM y EDXTanto la microscopia electrónica de

barrido como el EDX se realizan utilizan-do un equipo Jeol JSM 6400 equipado conun computador y una micro sonda de laLink Analytical System, todo el equipo hasido calibrado para utilizar una energía de20 Kev y calibrado cuantitativamente uti-lizando cobre.

XPSLas medidas de XPS se han realizado

utilizando un espectometro PHI 5700equipado con fuentes de radiación Mg Kα(1253.6 eV) y Al Ka (1486.6 eV).

Resultados

Las medidas de EIS, XPS y SEM/EDXrealizadas en distintos potenciales siguien-do el voltamograma ponen de manifiestoque la modificación de la superficie se pro-duce fundamentalmente en potencialespróximos a los mayores pico anódico ocatódicos del voltamograma; estos cam-bios tanto en morfología como en compo-sición química, dan lugar a una superficieheterogénea, con protuberancias de un altocontenido en oxigeno y con distinta mor-fología repartidas irregularmente por lasuperficie del electrodo. Estas transforma-ciones de la superficie del electrodo origi-nan cambios en los parámetros caracterís-ticos de los circuitos equivalentes quemejor representan los datos de EIS; circui-tos característico de superficies de electro-dos parcialmente recubiertos.

Agradecimientos

Los autores quieren agradecer a la Juntade Andalucía (España) por el soporte finan-ciero entregado al grupo FQM192 y a laAECI (Agencia Española de CooperaciónInternacional), por la beca doctoral de P.Velásquez.

XXas Jornadas S.E.M. Estudio mediante SEM, EDX, XPS y EIS 209


CCaarraacctteerriizzaacciióónn ddee llooss pprroocceessooss ddee iilllliittiizzaacciióónneenn eell CCaarrbboonnííffeerroo ddee llaa CCuueennccaa CCaarrbboonnííffeerraa CCeennttrraall AAssttuurriiaannaa

CChhaarraacctteerriizzaattiioonn ooff iilllliittiizzaattiioonn pprroocceesssseess iinnCCaarrbboonniiffeerroouuss rroocckkss ooff tthhee

CCeennttrraall AAssttuurriiaann BBaassiinn

MARCOS CASTRO(1), COVADONGA BRIME(1), Mª LUZ VALÍN(1) Y J. A. SÁENZ DESANTA MARÍA(2).

(1) Departamento de Geología, Universidad de Oviedo, E-33005 Oviedo(2) Departamento de Geología, DIRECCION TECNICA de HUNOSA, Avda.Galicia 44. E-33005 Oviedo

La Cuenca Carbonífera Central asturia-na forma parte de la Zona Cantábrica yconsta principalmente de secuenciasWestfalienses C-D que se desarrollaron enla zona externa del cinturón orogénicovarisco. La sedimentación tuvo lugar enuna cuenca de antepaís situada por delan-te de la cadena montañosa en formación(Julivert, 1978; Marcos y Pulgar, 1982).

En las asociaciones de filosilicatos de estassecuencias carboníferas predomina la illita,con cantidades menores de caolinita, clorita,pirofilita e interestratificados illita/esmectitay paragonita/moscovita. El índice de cristali-nidad de la illita (Kübler, 1964), medido en113 muestras, se sitúa en el rango 0,635-0,257º2θ para las muestras sin tratar y entre0,539-0,251º2θ para las muestras tratadascon etilén-glicol. Estos valores, correspon-dientes a valores epizonales, anquizonales ydiagenéticos aparecen entremezclados sin quese haya podido establecer ningún tipo de ten-dencia en su distribución. No obstante, lamayoría de los valores de IC indican condi-ciones anquizonales (el 77% de las muestras

sin tratar y el 97% de las muestras tratadascon etilén-glicol dan índices menores de0,42º2θ). Estos resultados no se correspondencon los observados para el contenido en volá-tiles y rango de los carbones, que indican ungrado metamórfico menor. Los mapas de iso-volátiles muestran que los mayores conteni-dos de volátiles están en la parte Norte de lacuenca y que las curvas de isovolátiles cortanlímites estratigráficos y estructuras, indican-do que el calentamiento es un evento tardío.

El objetivo de este trabajo es contrastarestos valores procedentes de muestras carbo-níferas (Westfaliense C-D) de la CuencaCarbonífera Central, con los obtenidos enmuestras situadas en distintas partes de laZona Cantábrica y en la parte más orientalde la Zona Asturoccidental Leonesa. Estosúltimos materiales cubren las secuencias pre-tectónicas, desde el Cámbrico al Carbonífero(Westfaliense A-B). Con este propósito se harealizado la descomposición de los perfiles dedifracción en el rango entre 5 y 11º2θ. Si seexcluye el pico de la clorita, esta zona sepuede descomponer en tres picos (Figura 1a).

212 Marcos Castro, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

FFiigguurraa 11:: DDeessccoommppoossiicciióónn ddee ppeerrffiilleess ddee ddiiffrraacccciióónn(a) MMuueessttrraa ssiinn ttrraattaarr (b) MMuueessttrraa ttrraattaaddaa ccoonn eettiilléénn--gglliiccooll

((CCLL == CClloorriittaa;; II//SS == IInntteerreessttrraattiiffiiccaaddoo iilllliittaa//eessmmeeccttiittaa;; IIPPCC == iilllliittaa ppoobbrreemmeennttee ccrriissttaalliizzaaddaa;; IIBBCC == iilllliittaabbiieenn ccrriissttaalliizzaaddaa;; PPII == ppiirrooffiilliittaa))

XXas Jornadas S.E.M. Caracterización de los procesos de illitización 213

Para algunas muestras se necesitan cua-tro picos en los diagramas correspondien-tes al tratamiento con etilén-glicol (Figura1b). El pico más estrecho y que aparece avalores de º2θ mayores se ha asociado conuna fase illítica bien cristalizada (IBC). Unsegundo pico más ancho y situado a valo-res de º2θ menores con una fase illíticapobremente cristalizada (IPC) y por últi-mo un pico, o picos, asociado a un interes-tratificado I/S con cantidades de esmectitavariables, pero siempre inferiores al 20%.

Si se comparan los diagramas tratados

con etilén-glicol y los diagramas sin tra-tar se observa que los picos IBC e IPCmuestran una variación muy pequeñatanto en posición como en anchura. Seobserva también que el valor de estosparámetros es mucho más homogéneopara los picos IBC.

En la sucesión pretectónica la anchuradel pico IPC aumenta cuanto más joven esla roca y la del IBC muestra un valor cons-tante con la excepción de las muestras car-boníferas, donde es más estrecho que paralas otras rocas (Figura 2).

FFiigguurraa 22:: AAnncchhuurraa IIPPCC ee IIBBCC ((CCCCCC == WWeessttpphhaalliieennssee CC--DD ddee llaa CCuueennccaa CCaarrbboonnííffeerraa CCeennttrraall;; WWAABB ==WWeessttpphhaalliieennssee AA--BB;; DDMMSS == DDeevvóónniiccoo mmeeddiioo--ssuuppeerriioorr;; DDII == DDeevvóónniiccoo iinnffeerriioorr;; CCSS == CCáámmbbrriiccoo SSiillúúrriiccoo))..

Los picos IBC corresponden a micasdetríticas heredadas y estarían registrando,especialmente en las rocas precarboníferas,la alteración de las micas detríticas mien-tras que los picos IPC recogen la evoluciónde las fases neoformadas. Se podría esperarque en equilibrio ambos picos tendrían unaanchura aproximada tal y como se observaen las muestras Cámbrico – Silúricas.

En las muestras de la sucesión sintec-tónica de la Cuenca Carbonífera Centralanalizadas en este trabajo ambos picos sonmás estrechos. Estas muestras parecendominadas por el material heredado de lacadena Varisca en formación y no hansufrido una alteración significativa duran-te el transporte.


JULIVERT, M. 1978. Z. Deutsche Geol. Ges. 129:565-592.

KUBLER, B. 1964. Revue de línstitut français dupetrole. Vol. XIX, Nº 10:1093-1112.

MARCOS. A., y PULGAR, J. A. 1982. NeuesJahrb. Geol. Palaönt. 163: 256-260.

214 Marcos Castro, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


MMiinneerraallooggííaa ddee llaa ffrraacccciióónn ffiinnaa ddee sseeddiimmeennttoossccrreettáácciiccooss ddee llaa CCuueennccaa IIbbéérriiccaa nnoorrttee

FFiinnee ffrraaccttiioonn CCrreettaacceeoouuss sseeddiimmeenntt mmiinneerraallooggyyffrroomm tthhee NNoorrtthh IIbbeerriiaann BBaassiinn

M.M. JORDÁN(1) T. SANFELIU(2);C. DE LA FUENTE(3) Y I. QUERALT(4).

(1) Departamento de Agroquímica y Medio Ambiente. Universidad Miguel Hernández. Elche (Alicante).(2) Departamento de Ciencias Experimentales. Universitat Jaume I. Castellón.(3) Departamento de Cristalografía, Mineralogía y Depósitos Minerales. Universitat de Barcelona. Barcelona.(4) Instituto de Ciencias de la Tierra “Jaume Almera”, CSIC. Barcelona

INTRODUCCIÓN

Podemos hallar en la bibliografía cien-tífica estudios mineralógicos sobre distin-tas fracciones granulométricas de sedi-mentos de las cuencas Ibérica y Bética, asícomo abundante información proporcio-nada por los trabajos realizados por MartínVivaldi (1957-1968), Lucas (1962), FerrerOlmos (1964), Caballero (1972), LópezAguayo et al. (1971), Galán Huertos(1972), García Rosell (1972), Bastida(1982), Sanfeliu (1987), Jordán y col.(1997-1999), estudios y Tesis Doctorales,que bajo distintos enfoques (mineralógico,genético, cerámico, etc), han proporciona-do una información muy valiosa sobre lamineralogía y mineralotecnia de arcillasde distintas edades geológicas.

Este trabajo pretende analizar y caracte-rizar 5 afloramientos de arcillas, así comorecopilar y ordenar la información obteni-da con el fin de poder extraer algunas con-clusiones válidas y útiles para el técnicocerámico que, sin duda, se enfrenta día adía con materiales de distinta procedencia,con composiciones mineralógicas y propie-dades tecnológicas muy variadas.

Metodología

Durante la recogida de muestras se haprocurado seguir criterios litoestratigráfi-cos, a fin de tener conocimiento de los dis-tintos niveles presentes en cada uno de losafloramientos estudiados.

El procedimiento empleado en el análi-sis mineralógico es el método de fracciona-miento modificado según los criteriosexpresados en Sanfeliu (1991). La identifi-cación de las fases minerales presentes en

cada una de las muestras se ha realizadomediante la utilización del programa EVAy de las fichas JCPDS.

Se ha realizado una cuantificación de lasfases detectadas por difracción. Esta cuanti-ficación refleja el porcentaje de cada sustan-cia respecto al total de fases identificadas.

Para confirmar la presencia de caolinitase realizaron determinaciones por espectros-copia infrarroja.


El análisis semicuantitativo de la frac-ción total ha puesto de manifiesto unagran similitud en la composición minera-lógica de los afloramientos de Argelita(AR), Zucaina (ZU) y Morella (MO). Lafracción fina presenta un marcado carácterillítico (40-54 %), un contenido en cuarzoen torno al 30% y un porcentaje de caoli-nita en torno al 10 %. El contenido medioen hematites se halla alrededor del 5 %.Los feldespatos potásicos predominanfrente a las plagioclasas. El contenido encalcita no supera el 2 %.

Los sedimentos estudiados pueden clasi-ficarse como arcillas illítico-caoliníticas conbajo contenido en fracción arena. El aflora-miento de Cervera (CE) es el que presentamayor contenido en minerales de la arcilla.La serie de La Jana (JA) se caracteriza por unasimilitud porcentual en illita y caolinita entorno al 30 % para ambas fases minerales.

La mayor parte de las illitas y cloritashalladas en los sedimentos son heredadas,siendo estables en condiciones de altera-ción mecánica, en ambientes de drenaje,en condiciones químicas no “extremas” yen ambientes alcalinos.

216 M. M. Jordán, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Mineralogía de la fracción fina 217

Conclusiones

Podemos concluir afirmando que seobserva en todos los afloramientos investi-gados la asociación caolinita-illita conoscilaciones significativas en sus porcenta-jes que corresponden a las alternanciasarena-arcilla, muy frecuentes en la facieswealdiense. La caolinita domina en lasfracciones media y arenosa y baja sensible-mente en las fracciones finas con clarodominio de la illita.


JORDÁN, M.M.; BOIX, A.; DE LA FUENTE, C.;BALLBÉ, E.; QUERALT, I. Y SANFELIU, T.(1994). Mineralogía y propiedades cerámicas dearcillas cretácicas wealdienses de Castellón. Bol.Soc. Esp. Min., 17, 135-143.

JORDÁN, M.M.; BOIX, A.; SANFELIU, T. ANDDE LA FUENTE, C. (1999). Firing transfor-mations of mixtures of cretaceous clays used inthe manufacturing of ceramic tiles. Applied ClaySciences, 14, 225-234.

LÓPEZ AGUAYO, F.; GALÁN HUERTOS, E. YMARTÍN VIVALDI, J.L. (1971). Sobre lamineralogía y génesis de dos yacimientos decaolín de la provincia de Valencia. Estud.Geológicos, 27, 145-152.

LÓPEZ AGUAYO, E. Y CABALLERO, M.A.(1973). Los minerales de la arcilla y su contri-bución a la diferenciación de facies sedimenta-rias. Estud. Geológicos, 89, 131-143.

SANFELIU, T. (1991). Mineralogía de arcillas deCastellón. Ed Diputación de Castellón.Colección Universitaria.

Afloramiento Q Cc Do M+I C+K Hm Fdk Plg

AR 31 4 <1 50 3 3 <1 7

ZU 31 <1 <1 47 15 4 2 <1

CE 19 <1 <1 46 32 <1 2 <1

JA 28 14 3 28 21 3 <1 2

AAnnáálliissiiss mmiinneerraallóóggiiccoo sseemmiiccuuaannttiittaattiivvoo,, mmééttooddoo ddee CChhuunngg..Leyenda: Q = cuarzo; Cc = calcita; Do = dolomita; M+I = moscovita+illita; C+K = caolinita +kaolinita; Hm =hematites; Fdk= feldespato potásico; Plg = plagioclasa


MMiinneerraallooggííaa ddee llaass aarrcciillllaass tteerrcciiaarriiaass ddee llaa CCuueennccaa ddeell MMiijjaarreess

MMiinneerraallooggyy ooff tthhee TTeerrttiiaarryy--aaggee ccllaayyss ffrroomm tthhee MMiijjaarreess BBaassiinn

G. LACASA (1), T. SANFELIU (1), D. GÓMEZ-GRAS (2), M. M. JORDÁN (3) Y J. D.MARTÍN(1).

(1) Unidad de Mineralogía Aplicada y Ambiental, Dpto. Ciencias Experimentales, Universidad Jaume I,12080 Castellón. E-mail: [email protected]

(2) Dpto. de Geologia, Facultat de Ciències, Universitat Autónoma de Barcelona, 08193 Barcelona(3) Dpto. de Agroquímica y Medio Ambiente, Universidad Miguel Hernández, Elche (Alicante)

El sector azulejero de Castellón utilizalas arcillas terciarias, de elevado contenidoen carbonatos, en la fabricación de baldosasde revestimiento poroso. Las más utilizadasson las arcillas de Mas Vell, Sichar, Araya ySalsadella en Castellón y la arcilla deBugarra en Valencia. El continuo incre-mento de la producción hacen necesariosestudios básicos que caractericen nuevaszonas de explotación, preferentementecerca del área de consumo, y aseguren elsuministro de este tipo de materias primas.

Este trabajo aporta nuevos datos mine-ralógicos de los materiales arcillosos de lacuenca terciaria del Valle del Mijares apartir del análisis geológico minucioso dela cuenca y de la sedimentología de losmateriales que la rellenan. Es, por tanto, elpaso previo a su estudio más detalladodesde el punto de vista cerámico que con-siderará su catalogación como reserva demateria prima cerámica.

Marco geológico

El sector estudiado se sitúa entre laslocalidades de Fuente la Reina y Cortes deArenoso y corresponde a la cuenca terciariadel Mijares. Esta cuenca se encuentra en elsector SE de la Rama Aragonesa de laCadena Ibérica. En el tránsito Eoceno-Oligoceno las fallas extensionales del riftMesozoico fueron reactivadas como fallasinversas a causa de la compresión alpina yposteriormente, durante el Neógeno(Mioceno medio), volvieron a actuar comofallas normales dando lugar de nuevo acuencas de tipo graben (Simón Gómez,1984). Entre las cuencas generadas en estaetapa última estapa extensiva se encuentra

la Fosa de Teruel, y asociadas a esta, lascuencas del Mijares y Alcora-Ribesalbes,estando todas ellas relacionadas con el riftque se desarrolló durante el Neógeno en elMediterráneo Occidental.

Estructuralmente, la cuenca terciariadel Mijares tiene una disposición generalNW-SE y presenta una fosa principal subes-tructurada internamente en cubetas dedimensiones menores, las cuales son relle-nadas durante las primeras etapas de lasedimentación neógena y fosilizadas por losmateriales de la parte superior de la serie.

Las facies de la cuenca del Mijares sondescritas por Aparicio (1985). Esta cuencaes rellenada por materiales continentalesque varían desde sucesiones proximalesconglomeráticas en bancos gruesos interca-lados con areniscas hasta sucesiones másdistales con lutitas de desbordamientointercaladas con conglomerados y areniscasde relleno de canal. Estos materiales seinterpretan como sedimentos formados enambientes de llanuras aluviales surcadas porcanales meandriformes. También se puedenencontrar niveles de calizas travertínicasque corresponden a episodios palustres enzonas distales de los conos aluviales..

Cerca de la localidad de Olba los nive-les inferiores de la serie con restos fósilesde Hipparion han sido datados comoTuroliense inferior (Mioceno superior),mientras que, cerca de Sarrión se hanhallado micromamíferos que permitendatar los niveles superiores como Pliocenoinferior alto Moissenet (1982).

Las paleocorrientes medidas en estosmateriales indican un sentido de transpor-te de N a S, siendo el área fuente de estos

220 G. Lacasa, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Mineralogía de las arcillas terciarias 221

sedimentos detríticos terciarios fundamen-talmente carbonática y de edad cretácica.

Metodología

Con el objetivo de caracterizar litostra-tigráficamente la zona de estudio, se hanrealizado tres series estratigráficas que hanpermitido establecer una potencia máximade 630 m. de sedimentos terciarios.Durante la elaboración de estas series se harealizado un muestreo sistemático, segúncriterios estratigráficos, de los niveles arci-llosos a fin de poder analizar individual-mente las distintas unidades litológicas dela cuenca y establecer su composiciónmineralógica.

El estudio mineralógico se ha realizadomediante difracción de rayos X (DRX)sobre muestra total y sobre la fracciónarcilla (< 2µm). Para el análisis se utilizóun equipo Siemens D-5000 equipado conradiación de Cu-K1 y monocromador degrafito.

Resultados

Los resultados obtenidos muestran unacomposición muy uniforme en todas lasmuestras analizadas. La mineralogía estádominada por cuarzo, calcita y filosilicatosademás de proporciones menores de fel-despatos sódico-cálcicos (plagioclasas). Enla fracción arcilla destaca fundamental-mente la illita, clorita en menor propor-ción e indicios de caolinita.

Esta composición es similar a la obte-nida por Sanfeliu (1991) para las arcillasterciarias de la cuenca de L´Alcora-Ribesalbes (Castellón) donde se explotanintensivamente las arcillas de Mas Vell.


SANFELIU, T. (1991): Mineralogía de arcillas terciariascerámicas de Castellón. Col·lecció Universitaria.Diputació de Castelló. Castelló.

SIMÓN GÓMEZ, J. L. (1984): Compresión y dis-tensión alpinas en la Cadena Ibérica oriental.Tesis Doct. Univ. Zaragoza. Publ. Inst.Estudios Turolenses, 269 pp.

APARICIO, J. (1985): La unidad inferior neógena delvalle medio del Mijares. Centro de Investigación yDesarrollo, S.A. La Robla, León. España. 88 pp.

MOISSENET, E. (1982): Observations préliminairessur les piémonts internes des Monts Ibériques dans larégion de Teruel. Coll. Montagnes/Piémonts,Toulouse, 40 pp.


PPrroodduuccttooss rreessuullttaanntteess ddee vveerrmmiiccuulliittaass eexxppaannddiiddaassttéérrmmiiccaammeennttee aa 11000000 ººCC

EEnndd pprroodduuccttss ooff tthheerrmmaallllyy eexxppaannddeedd vveerrmmiiccuulliitteess ttoo 11000000 ººCC

C. MARCOS(1), L.C. DE RENNÓ(1), G. CORRETGÉ(1), M.E. DÍAZ(2), J. MARTINS(3).

(1) Dpto. Geología, Fac. Geología, Univ. Oviedo. Inst. Química Organometálica “Enrique Moles”. C/. JesúsArias de Velasco s/n, 33005 Oviedo

(2) Dpto. Química-Física y Analítica, Fac. Química, Univ. Oviedo. C/. Julián Clavería s/n, 33006 Oviedo(3) Dept de Eng. de Minas, Escola de Minas, Universidade Federal de Ouro Preto (Brasil). Campus Morro do

Cruceiro, 35400-000 Ouro Preto, Minas Gerais, Brasil

Vermiculita es el nombre mineralógicoque se aplica al filosilicato de aluminio,hierro y magnesio hidratado, tipo 2:1trioctaédrico y similar en apariencia a lasmicas. En general, la vermiculita es de ori-gen secundario y resulta de la alteración demicas (flogopitas o biotitas), cloritas, piro-xenos, u otros minerales similares comoresultado de la meteorización, acciónhidrotermal, agua filtrada desde el suelo ocombinación de los tres (Basset, 1963). Elproceso de vermiculitización ha sidoampliamente estudiado por diversos auto-res citados en la recopilación hecha por dela Calle & Suquet (1988). El parentesco dela vermiculita con las micas fue puesto demanifiesto por de la Calle et al. (1976) aldemostrar que el 90% de las vermiculitasson del tipo 1M, como la mayor parte delas micas trioctaédricas (Levinson &Heinrich, 1954).

La capacidad de intercambio iónico y laestructura de silicato en capas constituyenpropiedades de la vermiculita que la hacenútil como base en numerosos productos:películas inorgánicas, recubrimientos yjuntas intumescentes y tratamientos devertidos tóxicos y nucleares.

Cuando se modifican las vermiculitasquímica y físicamente adquieren otraspropiedades que permiten optimizar algu-nas de las aplicaciones antes citadas o usar-las de otra manera. Es el caso de someter ala vermiculita a alta temperatura de formarápida, pues se origina un producto lige-ro que se utiliza en diversos productos deconstrucción, agricultura, horticultura yotras aplicaciones industriales.

En nuestro caso, tratamos de obtener, apartir de vermiculita de tamaño con bajo

valor comercial (no superior a 1 mm), unproducto expandido térmicamente ehidrofobizado que sirva como adsorbentede especies de impacto ambiental enmedios acuosos. El objetivo es lograr unproducto alternativo y más económico quelos utilizados normalmente, como ceolitasy montmorillonitas.

La piroexpansión y la hidrofobizaciónson procesos que dependen de numerososfactores: unos relacionados con el origen,procedencia, pureza y tamaño de la vermi-culita de partida; otros con el tiempo deduración de los procesos y los productosresultantes.

Aunque el término vemiculita sigueutilizándose para nombrar los productosresultantes de la piroexpansión, es necesa-rio establecer su identidad ya que con elaumento de la temperatura la vermiculitasufre deshidratación y cambio de fases.Diversos autores (Walker, 1951 y 1957; dela Calle et al., 1984 y 1988), estudiandolos procesos de deshidratación y rehidrata-ción de la vermiculita, mostraron a travésde análisis termogravimétricos que a par-tir de 800 ºC los productos resultanteseran enstatita, cristobalita, forsterita.

En este trabajo se pone de manifiesto, apartir de rayos X de alta resolución que lasdos vermiculitas estudiadas, procedentes dedos depósitos de Brasil situados en los esta-dos de Piauí y Goiás, cuando se calientanrápidamente a 1000 ºC durante dos minu-tos dan lugar a un producto expandido,ligero y con aspecto vermicular, constituidopor una mezcla de fases en la que dominaun piroxeno con un porcentaje elevado deenstatita. Para ello se utilizaron dos tipos demuestras en las mismas condiciones experi-


XXas Jornadas S.E.M. Productos resultantes de vermiculitas 225

mentales: a) las de partida, exentas de cual-quier impureza que pudiera acompañarlas,excepto las posibles situadas entre las capas;b) las piroexpandidas a la temperatura indi-cada, a partir de muestras libres de impure-zas. En la Figura 1 se muestran los espectrosde difracción y la identificación de losmáximos de difracción.

Con el microscopio óptico de transmi-sión se han observado en la muestra dePiauí, acompañando a la vermiculita osituados entre las capas, los siguientesminerales: microclina, piroxeno, cuarzo,calcita, probablemente anfíbol y opacos.La presencia de estos minerales permitenexplicar: 1º) los distintos máximos en los

difractogramas de rayos X y 2º) las diver-sas reacciones “metamórficas” acopladas.En la muestra de Goiás sólo se ha aprecia-do cuarzo. Los análisis de microsonda elec-trónica de las dos vermiculitas piroexpan-didas muestran piroxeno con un porcenta-je > 50% de enstatita y vermiculita; tam-bién se ha analizado feldespato K con unporcentaje en ortosa > 95%, cuarzo, calci-ta e ilmeno-rutilo, probablemente situa-dos entre las capas.

El pico exotérmico alrededor de 850 ºCen los diagramas de análisis térmico diferen-cial (DTA) de las muestras de partida confir-ma la presencia de enstatita (Walker, 1951 y1957; de la Calle et al., 1984 y 1988).

FFiigguurraa 11..-- DDiiffrraaccttooggrraammaass ddee rraayyooss XX ddee llaass mmuueessttrraass ddee ppaarrttiiddaa yy ddee llaass ppiirrooeexxppaannddiiddaass..Símbolos: V=vermiculita; P=piroxeno (enstatita); HB=hidrobiotita; FK= feldespato potásico; Q=cuarzo;C=calcita; I=ilmeno-rutilo

Agradecimientos

La realización de este trabajo ha sidoposible gracias a la ayuda prestada por el

Vicerrectorado de Investigación yCooperación Empresarial de la Universidadde Oviedo.


CALLE, C. DE LA, PLAN ON, A., PONS, C.H.,DUBERNAT, J., SUQUET, H. ANDPEZERAT, H. (1984).- Mode d’empilementdes feuillets dans la vermiculite sodique hydra-tee a une couche (phase a 11.,85 Å). ClayMinerals, 19, 563-578.

CALLE, C. DE LA AND SUQUET, H. (1988).-Vermiculites. In: Hydrous Phyllosilicates(Exclusive of Micas) (S.W. Bailey, editor).Reviews in Mineralogy, vol. 19. MineralogicalSociety of America, Washington, D.C.

WALKER, G.F. (1951).- Vermiculite and somerelated mixed-layer minerals, “X-ray identifica-tion and structures of clay minerals”, chap. VII,199-223, Mineralogical Society of GreatBritain Monograph.

WALKER, G.F. (1957).- The vermiculite minerals,“The differential thermal investigation ofclays”, chap. VII, 191-206, MineralogicalSociety of Great Britain Monograph.



EEssttuuddiioo pprreelliimmiinnaarr ssoobbrree llaa mmiinneerraallooggííaa yy llaass pprrooppiieeddaaddeess cceerráámmiiccaass ddee llaass aarrcciillllaass ddeell

ssuurr ddee llaa SSiieerrrraa ddee llaa DDeemmaannddaa

PPrreelliimmiinnaarryy ssttuuddyy oonn tthhee mmiinneerraallooggyy aanndd cceerraammiicc pprrooppeerrttiieess ooff tthhee ccllaayyss ffrroomm tthhee

SSoouutthh ooff SSiieerrrraa ddee llaa DDeemmaannddaa

R. ARTIGAS (1); M. RODAS (1); C. J. SÁNCHEZ (2) Y J.R. MAS (3).

(1) Departamento de Cristalografía y Mineralogía, Facultad de Ciencias Geológicas,Universidad Complutense de Madrid, Ciudad Universitaria, 28040 Madrid.

(2) Laboratorio de Mineralogía Aplicada, Facultad de Ciencias Químicas, Universidad de Castilla-La Mancha,Avd. Camilo José Cela, 13071, Ciudad Real.

(3) Departamento de Estratigrafía, Facultad de Ciencias Geológicas, Universidad Complutense de Madride Instituto de Geología Económica del C.S.I.C., Universidad Complutense de Madrid,Ciudad Universitaria, 28040 Madrid.

El objetivo de este trabajo es el estudiode los materiales arcillosos del sector occi-dental de la Cuenca de Cameros (Cretácicoinferior del Sur de la Sierra de laDemanda) para determinar su posibleaplicación en la industria cerámica.

La Cuenca de Cameros se diferenció alfinal del Jurásico dentro de un contexto derifting intraplaca debido a la apertura delAtlántico Norte (Mas et al. (1993); Martín-Closas y Alonso Millán (1998)). En estaCuenca se pueden diferenciar dos sectores,el Oriental (es el afectado por un metamor-fismo de bajo grado) y el Occidental (sinmetamorfismo).

El estudio se ha centrado en el sectoroccidental de la cuenca, cuyo relleno estárepresentado por importantes sucesionesde depósitos fluviales, lacustres y palustres(Martín-Closas y Alonso Millán, 1998).

Las Formaciones estudiadas son Pinillade los Moros y Castrillo de la Reina; estrati-gráficamente situadas en las secuenciasHauteriviense superior-Barremiense inferiory Barremiense superior-Aptiense respectiva-mente. Se ha realizado la elección de estasunidades porque presentan las características

óptimas para el objetivo final del trabajo. Enambos casos el marco sedimentológico deestas unidades está representado por sistemasdistales fluviales de canales meandriformes yarcillas de llanura de inundación.

La caracterización mineralógica globalmanifiesta un contenido mayoritario enfilosilicatos (70-90%) en todas las mues-tras estudiadas. La mineralogía de la frac-ción arcilla pone de manifiesto la naturale-za ilítico – caolinítica de los materialescon porcentajes variables de ilita (60-80%) y caolinita (18-40%).

Del análisis granulométrico se des-prende que la mayor parte de esta se con-centra en la fracción comprendida entre 2-20 µm (45-70%), excepto en la muestraCOBA-1 donde se concentra en la fracción< 2 µm (>70%).

El diagrama de Casagrande (fig. 1) mues-tra que la mayoría de los materiales estudia-dos presentan una plasticidad baja para elmoldeo por extrusión, lo que haría necesariala adición de una arcilla magra, mientras quepor el contrario tan sólo la muestra COBA-1muestra una plasticidad excesiva, precisandola adición de desgrasante.

228 R. Artigas, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

FFiigguurraa 11..-- DDiiaaggrraammaa ddee CCaassaaggrraannddee

XXas Jornadas S.E.M. Estudio preliminar sobre la mineralogía 229

Del estudio de las propiedades cerámi-cas y en función de la mineralogía presen-te se puede deducir que los materiales másadecuados serían los correspondientes a laFormación Pinilla de los Moros (PM) conla adición de otros materiales con altaplasticidad, como podrían ser las arcillasCOBA-1. Con ello se conseguiría la plas-ticidad óptima para el moldeo por extru-sión. No obstante, se propone el estudiodel comportamiento de estos materialespara el moldeo por prensado. Este hecho,unido al contenido en carbonatos (6-15 %)y a la distribución granulométrica concen-trada en la fracción 2-20 µm, haría deestos materiales unas materias primas idó-neas para la fabricación de pavimentos /revestimientos cerámicos de pasta porosa.


MAS, J.R., ALONSO, A. Y GUIMERÁ, J. (1993):Evolución tectonosedimentaria de una cuencaextensional intraplaca: La cuenca finijurásica-eocretácica de Los Cameros (La Rioja-Soria).Revista Sociedad Geológica de España, 6: 129-144.

MARTÍN CLOSAS, C. Y ALONSO MILLÁN, A.(1998): Estratigrafía y bioestratigrafía(Charophyta) del Cretácico inferior en el SectorOccidental de la Cuenca de Cameros (CordilleraIbérica). Rev. Soc. Geol. España, 11(3-4): 253-269.


UUttiilliizzaacciióónn ppaarraa cceerráámmiiccaa rroojjaa ddee llooss nniivveelleess ddee aalltteerraacciióónn ddee ppiizzaarrrraass sseerriiccííttiiccaass

OOnn tthhee uussee ooff wweeaatthheerreedd sseerriicciittiicc--ssllaattee lleevveellss ffoorr rreedd cceerraammiiccss

APARICIO, P.(1); GONZÁLEZ, I.(1); DONDI, M.(2); GUIA,G.(2); BONANZZA, A.(2)

(1) Departamento de Cristalografía, Mineralogía y Química Agrícola. Facultad de Química. Universidad deSevilla. Apdo. 553, 41071 Sevilla, España

(2) Istituto di Richerche Tecnologiche per la Ceramica del CNR. Via Granarolo 64, 48018 Faenza, Italia

Los principales afloramientos de piza-rras sericíticas se encuentran en las provin-cias de Ciudad Real y Badajoz. Estos mate-riales son pelitas paleozoícas de muy bajometamorfismo compuestos mayoritaria-mente por sericita ± caolinita ± pirofilitaen cantidades variables y con presenciaminoritaria de cuarzo, feldespatos, pirita,hematites, calcita, yeso, alunita e interestra-tificados illita-esmectita y ocasionalmentemateria orgánica (Galán et al., 1987). Losobjetivos del presente trabajo son:

Determinar las propiedades cerámicas dedos afloramientos representativos de estaspizarras (Puebla de Don Rodrigo, CiudadReal, y Zarza de Alange, Badajoz).Proponer diversas formulaciones mez-clando con feldespato sódico, diatomi-tas, para la obtención de productoscerámicos de interés industrial.Evaluar la utilización de niveles de

color rojo, ricos en óxidos de hierro yque actualmente se deshechan por sunulo interés para cerámica blanca, parala fabricación de gres rojo, mezclándolofundamentalmente con arcillasTriásicas o Miocenas.

Para cubrir estos objetivos se ha efec-tuado la caracterización mineralógica, quí-mica y granulométrica de pizarras y arci-llas, así como se han efectuado ensayos paraevaluar la plasticidad y comportamientotérmico. Los resultados obtenidos se hanrepresentado en los diagramas de Dondi etal. (2000) para evaluar su comportamientocerámico (Figura 1).

El comportamiento durante los ensayosde cocción de las pizarras sericíticas mues-tra una contracción lineal muy pequeña enel margen de cocción usual para gres rojo(1140°-1160°C), aunque no se cumplen losrequisitos de capacidad de absorción deagua. Este comportamiento y unido al colorclaro durante la cocción las hace candidatasa formulaciones de gres porcelánico.

Las muestras de los niveles de color rojoen el yacimiento de Puebla de DonRodrigo se aproximan a los valores reco-mendados de absorción de agua para lafabricación de gres rojo y cumplen losrequisitos de contracción lineal, aunque atemperatura de cocción superior a lo reco-mendable (1180°-1200°C).

232 Aparicio, P., et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

TIPO PRODUCTO

GRES ROJO

GRES PORCELANICO

COMPOSICION SIGLA66,6% BP + 33,3% PC3 GR1

60% BP + 30% PC3 + 10% D GR250% BP + 50% CM GR3

60% BP + 20% PC3 + 20% K3 GR450% CR + 40% FS + 10% D GP150% K1 + 40% FS + 10% D GP240% CR + 50% FS + 10% D GP340% K1 + 45% FS + 15% D GP4

Tabla 1 .- Mezclas propuestas para la obtención de nuevos productos

Pizarras sericíticas de Puebla de Don Rodrigo (CR,BP); de Zarza de Alange (K1 y K3); Barro Rojo Trías(PC3); Diatomita de Martos (D); Arcilla común Mioceno Valle Guadalquivir (CM); Feldespato sódico (FS)

XXas Jornadas S.E.M. Utilización para cerámica roja 233

Una vez analizados estos resultados sedecidió probar diferentes composicionespara la obtención de dos tipos de productoscerámicos como son el gres rojo y gres por-celánico (Tabla 1). La cocción de las for-mulaciones efectuadas para gres rojo se han

realizado en un horno de rodillos de labo-ratorio, mientras que la cocción de las mez-clas efectuadas para gres porcelánico se haefectuado en un horno de cámara de labo-ratorio, intentando extrapolar las condicio-nes de cocción utilizadas en la industria.

FFiigguurraa 11..-- RReepprreesseennttaacciióónn ddee llaa ccoommppoossiicciióónn qquuíímmii--ccaa ddee llaass mmuueessttrraass ((DDoonnddii eett aall.. 22000000))

FFiigguurraa 22..-- DDiiggrraammaa ddee ggrreessiiffiiccaacciióónn ddee llaass mmeezzccllaasspprrooppuueessttaass.. CCoonnttrraacccciióónn lliinneeaall ((CCLL)),, ccaappaaccii--ddaadd ddee aabbssoorrcciióónn ddee aagguuaa ((AAAA)).. SSee hhaann ssoomm--bbrreeaaddoo eell rraannggoo rreeqquueerriiddoo ppaarraa llaa oobbtteenncciióónnddee ggrreess rroojjoo nnoo eessmmaallttaaddoo ((11114400--11116600°°CC)) yyggrreess ppoorrcceelláánniiccoo ((11222200°°--11224400°°CC)) eenn rreellaa--cciióónn ccoonn CCLL ((ggrriiss oossccuurroo)) yy AAAA ((ggrriiss ccllaarroo))

En la figura 2 se pueden comprobar queel comportamiento a la cocción de algunade las formulaciones realizadas se ajustan alos límites establecidos para la fabricaciónde gres rojo no esmaltado y gres porceláni-co, aunque presentan una ligera contrac-ción lineal en la zona de cocción ideal paragres rojo.

En conclusión se confirma la utilidadde estas pizarras sericíticas para la obten-ción de gres porcelánico y se propone laaplicación de las capas de color oscuro delyacimiento de Puebla de Don Rodrigo parala fabricación de gres rojo, con lo que seconsigue además una explotación racionaldel yacimiento evitando la acumulación deestériles.


DONDI M; ERCOLANI G.; MELANDRI, C.;MINGAZZINI C.; MARSIGLI M. 2000.Composición de baldosas de gres porcelánico y suinfluencia en las propiedades microestructurales ymecánicas. Ceramics News, 7: 24-30.

GALÁN, E.; MESA, J.M.; PÉREZ RODRÍGUEZ,J.L. & POLVORINOS, A. 1987. Genesis ofDevonian Al-Shales of Badajoz (SW Spain). Proc.Sixth Meeting of the European Clay Groups.Sevilla, Spain. 1987, 232-235 (1987).


SSiimmuullaacciióónn ddee pprroocceessooss ggeeooqquuíímmiiccooss iinndduucciiddoossppoorr eell ccaalloorr yy llaa rraaddiiaacciióónn eenn llaa aarrcciillllaa

ddee BBoooomm ((BBééllggiiccaa))

SSiimmuullaattiioonn ooff ggeeoocchheemmiiccaall pprroocceesssseess dduuee ttoo hheeaatt aanndd rraaddiiaattiioonn iinn tthhee BBoooomm CCllaayy

((BBeellggiiuumm))

LUIS MONTENEGRO, ANA VÁZQUEZ, JORDI DELGADO Y JAVIER SAMPER.

E.T.S. Ingenieros de Caminos, Universidade da Coruña, Campus de Elviña s/n, 15192 - A Coruña

Resumen

La acción combinada del calor y laradiación influyen en los procesos geoquí-micos de cualquier sistema. El experimen-to CERBERUS (Control Experiment withRadiation of the BElgian Repository forUnderground Storage) se desarrolló con elfin de estudiar la influencia de estos proce-sos sobre las arcillas de Boom. La duracióndel experimento fue de cinco años durantelos cuales se tomaron muestras de arcilla yde agua intersticial. Con los datos disponi-bles se estableció un modelo hidroquímicoy de transporte reactivo con equilibrioquímico. También se estableció un mode-lo geoquímico estático (sin transporte)teniendo en cuenta la cinética de disolu-ción/precipitación de minerales. Estos dosmodelos se resolvieron con los códigosCORE2D (Samper et al., 1999) y EQ3/6(Wolery, 1979), respectivamente. Losresultados numéricos obtenidos indicanque los códigos disponibles reproducensatisfactoriamente las tendencias del expe-rimento y que, en este caso particular, lacinética no mejora significativamente losresultados obtenidos con CORE2D.

Introducción

El experimento CERBERUS (Noynaertet al., 2000) simula los efectos que produ-ciría el enterramiento de un contenedor deresiduos radiactivos de alta actividad trasun período de tiempo de 50 años en elentorno de una formación arcillosa (arcillade Boom). Para ello se utilizó una fuenteradioactiva de 60Co de 400 TBq y doscalentadores eléctricos de 363 W de poten-cia cada uno. La duración del experimento

fue de 5 años (1989-1994). Durante estetiempo se obtuvieron datos de temperatu-ra, presión intersticial, composición deagua intersticial, dosis de radiación, pH,Eh, gases producidos por radiólisis y corro-sión (H2 and CH4) y mineralogía.

Modelo conceptual

Las principales características e hipó-tesis de los modelos utilizados son: (1) Laarcilla de Boom permanece siempre satu-rada. (2) Los procesos químicos considera-dos incluyen la disolución/precipitaciónde minerales, la especiación acuosa, redox,intercambio iónico y equilibrio con gases.(3) El sistema químico está formado porlos siguientes componentes; H, O, Na, K,Ca, Mg, Fe, C, Cl, S, B, F y Si. En elmodelo estático se considera además el Al.(4) En el modelo de transporte reactivo seutilizan calcita, siderita, cuarzo, pirita ygoethita mientras que en el modelo está-tico de no equilibrio se considera illita,albita, caolinita, calcedonia, feldespatopotásico, dolomita y pirita con controlcinético y calcita, siderita y goethita conequilibrio químico. (5) La radiólisis delagua se considera en ambos modelos. (6)El proceso de transporte considerado en elmodelo de transporte reactivo es la difu-sión molecular.

Metodología

Las condiciones iniciales de ambosmodelos se generaron a partir de los datoshidroquímicos y mineralógicos disponi-bles para la arcilla de Boom antes decomenzar el experimento. Estas condicio-nes químicas fueron el punto de partida

236 Luis Montenegro, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Simulación de procesos geoquímicos 237

del modelo de transporte reactivo y delestático de no equilibrio. La modelizaciónse realizó con los códigos CORE2D yEQ3/6. Los resultados numéricos obteni-dos con ambos códigos se compararon conlos datos hidroquímicos medidos durantey al final del experimento. La figura 1 pre-senta un detalle del dispositivo de mues-treo, en el que se mide el pH y Eh, y serecoge agua de la arcilla para su posterioranálisis químico. Cabe resaltar la impor-tancia de tomar la muestra de agua antes odespués de los electrodos de pH/Eh debi-do a problemas de contaminación (disolu-

ción del vidrio del electrodo, perdida deKCl del puente salino, etc).

Resultados numéricos

Las figuras 2-4 muestran la compara-ción entre los valores medidos y los resulta-dos numéricos obtenidos con ambos mode-los para el pH, Ca y K en el piezómetro enel que se toman las muestras de agua. Unaexplicación detallada de los procesos geo-químicos que se producen en la arcilla deBoom por efecto del calentamiento y oxida-ción se encuentra en Delgado et al. (1999)y Noynaert et al. (2000).

FFiigguurraa 11.. DDiissppoossiittiivvoo ddee mmuueessttrreeoo FFiigguurraa 22.. EEvvoolluucciióónn tteemmppoorraall ddeell ppHH

FFiigguurraa 33.. EEvvoolluucciióónn tteemmppoorraall ddeell ccaallcciioo FFiigguurraa 44.. EEvvoolluucciióónn tteemmppoorraall ddeell ppoottaassiioo

Conclusiones

Se pone de manifiesto la importanciade la revisión crítica de los datos experi-

mentales utilizados en la modelizaciónnumérica (condiciones iniciales y compa-ración). Los resultados que se obtienen conel modelo de transporte reactivo reprodu-

cen satisfactoriamente la mayoría de lastendencias de los datos experimentales.Estos resultados no mejoran con el mode-lo estático de no equilibrio que considerala cinética para la disolución/precipitaciónde minerales.

Agradecimientos

Este trabajo ha sido financiado por laComisión Europea (proyecto FI4W-CT95-0008) y la Xunta de Galicia (proyectoXUGA 11802B98).


DELGADO, J, MONTENEGRO, L., SAMPER, J.,VÁZQUEZ, A., JUNCOSA, R. (1999).Reactive solute transport modeling of thermally-per-turbed and irradiated Boom Clay. En Geochemistryof the Earth’s Surface. Editado por H.Armannsson, Balkema, Rotterdam, 445-448.ISBN: 90 5809 073 6.

NOYNAERT, L., DE CANNIÈRE, P., DE BRUYN,D., VOLCKAERT, G. PUT, M., KURSTEN, B.,SNEYERS, A., VAN ISEGHEM, P.,BEAUCAIRE, C., PITSCH, H., BOUCHET, A.,PARNEIX, J.C., SAMPER, J., DELGADO, J.,NAVARRO, V., MONTENEGRO, L., ZHANG,G. (2000). Heat and radiation effects on the near fieldof a HLW or spent fuel repository in a clay formation(Cerberus project). Informe EUR 19125 EN. 157pp. ISBN: 92-828-8913-0.

SAMPER, J., JUNCOSA, R., DELGADO, J. YMONTENEGRO, L. (1999). A code for non-isot-hermal water flow and reactive solute transport.User’s Manual. Version 2. E.T.S. Ingenieros deCaminos, Universidad de A Coruña.

WOLERY, T.J. (1979). Calculation of chemical equili-brium between aqueous solution and minerals: TheEQ3/6 software package. Report UCRL-52658.Lawrence Livermore National Laboratory,Livermore, California.

238 Luis Montenegro, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


PPrroocceessooss ggeeooqquuíímmiiccooss iinndduucciiddooss ppoorr eell eeffeeccttoo ccoommbbiinnaaddoo ddeell ccaalloorr yy llaa hhiiddrraattaacciióónn

ddee bbeennttoonniittaass ccoommppaaccttaaddaass

GGeeoocchheemmiiccaall pprroocceesssseess ccaauusseedd bbyy tthhee ccoommbbiinneedd eeffffeecctt ooff hheeaatt aanndd hhyyddrraattiioonn iinn

ccoommppaacctteedd bbeennttoonniitteess

ANA VÁZQUEZ, RICARDO JUNCOSA, JAVIER SAMPER, LUIS MONTENEGROY JORDI DELGADO.

E.T.S. Ingenieros de Caminos, Universidade da Coruña, Campus de Elviña s/n, 15192 - A Coruña

IINNTTRROODDUUCCCCIIÓÓNN

Entre los objetivos del proyectoFEBEX, Full-scale Engineered BarriersExperiments, (Huertas et al., 2000), seencuentra el estudio termo-hidro-geoquí-mico (THG) del campo próximo de unhipotético almacenamiento de residuosradiactivos de alta actividad (RAA) enrocas graníticas. En el mismo, la barrerade bentonitas juega un papel primordial.Este proyecto consta de varios experimen-tos: un ensayo denominado ‘in situ’ (cuyasdimensiones son similares a las de unaunidad de almacenamiento del hipotéticorepositorio); una maqueta (con dimensio-nes ligeramente menores a las del ‘insitu’), y diversos estudios de laboratoriodirigidos a complementar el conocimientosobre el comportamiento de la bentonitaobtenido con los dos ensayos de gran esca-la. Entre estos últimos se encuentra ladenominada ‘celda termohidráulica CT-23’, realizado por CIEMAT (Fernández etal., 1998) y cuya modelización es el objetode la presente comunicación.

En esta celda, una masa de bentonitacompactada y no saturada fue confinada enun cilindro de acero. A través de uno de losextremos del cilindro se procedió a la hidra-tación forzada (1000 kPa) de la bentonitamientras por el contrario se impuso unatemperatura constante de 100 ºC. Comoresultado del gradiente térmico impuesto yel flujo de agua (inicialmente en desequili-brio químico con la bentonita) se desenca-denan una serie de reacciones químicas yfenómenos de transporte. Tras el experi-mento, una serie de secciones de la masa debentonita fueron analizadas, tanto las aguasintersticiales, como el complejo de cambio

de la arcilla. Con estos datos se procedió a lamodelización del experimento. La simula-ción numérica de esta celda se ha llevado acabo con el código FADES-CORE(Juncosa, 1999, Samper et al., 1999)

Modelo conceptual

El modelo THG aplicado a este experi-mento considera 10 componentes químicos(H2O, H+, Na+, K+, Ca+2, Mg+2, HCO3

-, Cl-,SO4

2 -, y SiO2(aq).) y las correspondientes espe-cies acuosas, fases minerales (calcita, calce-donia y anhidrita) y gases. El modelo tieneen cuenta de forma simultánea los procesosde especiación acuosa, disolución/ precipita-ción de minerales, intercambio catiónico yequilibrio con gases. Entre los procesos deflujo considerados como relevantes en laarcilla compactada y no saturada se encuen-tran el flujo advectivo de agua líquida, flujoadvectivo y difusivo del vapor de agua; flujoadvectivo y difusivo de gases distintos alvapor de agua, el flujo advectivo de aire endisolución en el agua, así como los procesosde evaporación y condensación. Los procesosde transporte de solutos considerados son laadvección, difusión molecular y la disper-sión mecánica.

Modelo numérico

El modelo realizado es 1-D. La secuen-cia de acontecimientos simulada consta delas siguientes etapas. Una vez montada lacelda, se inicia su calentamiento por laparte superior hasta alcanzar una tempe-ratura de 100º C. Por el extremo inferiorse introduce agua a una presión de 1000KPa sin dejar salir gas. El gas se encuen-tra inicialmente a presión atmosférica y a

240 Ana Vázquez, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Procesos geoquímicos inducidos 241

una temperatura de 20º C. Por el extremoinferior se introduce agua destilada. Elcontorno superior es impermeable allíquido y al gas. El contorno inferior sesupone impermeable al gas. Las concen-traciones iniciales de los componentes hansido recalculados a partir de análisis sumi-nistrados por CIEMAT (Fernández et al.,1998). La calibración del modelo termo-hidráulico se ha realizado mediante ajus-tes de la permeabilidad intrínseca dellíquido y el gas, a partir del volumen totalde agua que ha entrado (486 cm3) y elcontenido de humedad una vez acabado elexperimento. El contenido gravimétricoinicial de agua es de 11.23%.

Resultados

Las figuras 1 (A,B,C,D) muestran laevolución espacial del Cl-, Ca+2, HCO3

- y

pH en las distintas secciones de la celdaanalizadas. La entrada de agua por la parteinferior de la celda (a la izquierda en lasfiguras) produce la dilución de los conteni-dos iniciales de Cl-, Ca+2 y HCO3

-. La con-centración de estas especies al principio delexperimento aumentan cerca del calenta-dor (a la derecha en las figuras) dado que elagua intersticial de la bentonita se evaporaahí. Con la llegada del frente de hidrata-ción a esa zona, las elevadas concentracio-nes alcanzadas disminuyen ostensiblemen-te. El HCO3

- (figura C), tras la disminuciónen su concentración inicial debido a laentrada de agua, aumenta después hastaalcanzar un máximo, determinado por lasolubilidad de la calcita y el equilibriosimultáneo con el complejo de cambio dela bentonita. Ello también tiene su efectosobre el perfil final de pH (figura D).

FFiigguurraa 11 ((AA,,BB,,CC,,DD))-- DDiissttrriibbuucciióónn eessppaacciiaall ppaarraa llaass eessppeecciieess CCll--,, CCaa++22,, HHCCOO33-- yy ppHH rreessppeeccttiivvaammeennttee

Los resultados de la modelizaciónreproducen satisfactoriamente las tenden-cias observadas en los datos experimenta-les. Una explicación más detallada de losresultados obtenidos se encuentra enSamper et al. (1999).

Agradecimientos

Este trabajo ha sido financiado con fon-dos de la Unión Europea (FI4W-CT95-0006) y a través de un convenio marcoentre ENRESA y la Universidade daCoruña (Proyecto FEBEX, código703231).


FERNÁNDEZ ET AL. (1998) Estudio del aguaintersticial de la arcilla FEBEX. Informe TécnicoFEBEX. 70-IMA-L-0-44.

HUERTAS ET AL. (2000) Full-scale engineeredbarriers experiment for a deep geological repository forhigh-level radioactive waste in crystalline host rock(FEBEX Project). EUR 19147EN.

JUNCOSA, R. (1999) Modelos de flujo multifásico noisotermo y de transporte reactivo multicomponente enmedios porosos. Tesis doctoral. Universidad de LaCoruña. 344 pp.

SAMPER ET AL. (1999) Modelización THG delProyecto FEBEX. Informe final de proyectoFEBEX. 70-ULC-M-5-001. ETSICCP. UDC.

242 Ana Vázquez, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


SSttaannnniiffeerroouuss qquuaarrttzz vveeiinnss aanndd qquuaarrttzz vveeiinnsswwiitthh sscchheeeelliittee aanndd ccaassssiitteerriittee ffrroomm tthhee

RReebboorrddeelloo--EErrvveeddoossaa--AAggrroocchhããoo RReeggiioonn,,NNoorrtthheeaasstteerrnn PPoorrttuuggaall:: MMiinneerraallooggiiccaall aanndd

ggeeoocchheemmiiccaall cchhaarraacctteerriissttiiccss

VVeennaass ddee ccuuaarrzzoo--eessttaannnnííffeerraass yy ccoonn sscchheeeelliittaayy ccaassiitteerriittaa ddee llaa RReeggiióónn ddee RReebboorrddeelloo--EErrvveeddoossaa--AAggrroocchhããoo,, NNoorrttee ddee PPoorrttuuggaall

M. E. P. GOMES.

Department of Geology, University of Trás-os-Montes e Alto Douro, 5001-911 Vila Real, PortugalE-mail: ([email protected])

The stanniferous quartz veins withcassiterite from Ervedosa are associatedwith a Sn-bearing muscovite granite (327± 9 Ma) (Gomes, 1996) which resultedfrom a muscovite-biotite granite magmaby fractional crystallization of quartz,plagioclase, K-feldspar and biotite. Thequartz veins with scheelite and cassiteriteare associated with a muscovite-biotitegranite at Trigueiriça and with a biotite-muscovite granite (357 ± 9 Ma) atCarvalhal (Gomes, 1996). The threegranite are tin specialized (Lehmann,1990). All these veins contain rutile,apatite, muscovite, quartz, cassiterite,pyrrhotite, arsenopyrite, bismuth, pyrite,sphalerite, chalcopyrite, stannite, but atErvedosa occur fluorite and inclusions ofbismuthinite and matildite in arsenopyritealso occur, while at Trigueiriça andCarvalhal tourmaline, scheelite, and K-feldspar were also found. Herzenbergitewas only found at Carvalhal. There are alsosome supergenic minerals (Fe oxides, Uoxides, covellite and arsenates).

Cassiterite is zoned with alternatingdarker and lighter zones. The darker zonesof cassiterite from the W-Sn quartz veinsare richer in Ti and poorer in Ta, Nb andFe than the darker zones of cassiterite fromstanniferous veins. At Ervedosa the darkerzones of cassiterite show exsolvedcolumbite, titanian ixiolite, W Ti -ixiolite, niobian rutile and very rarewoframite, while at Carvalhal only rutilewas exsolved from cassiterite. Generallyarsenopyrite from W-Sn quartz veins isricher in As+Sb than the arsenopyrite fromstanniferous quartz veins. The dominantarsenopyrite in the three localities

crystallized at about 440 °C. Thecompositions of pyrite from Ervedosa andTrigueiriça are similar, but pyrite fromCarvalhal is the richest in As+Sb. AtErvedosa and Carvalhal, earlier sphaleritecrystallized at about 280-240 °C, but alater sphalerite in equillibrium withstannite from Ervedosa crystallized atabout 262-207 °C, while at Carvalhal itcrystallized at 110 °C. In W-Sn quartzveins, stannite is generally richer in Fe andpoorer in Zn than stannite fromstanniferous quartz veins. At Ervedosa andTrigueiriça the hexagonal pyrrhotiteinverted to monoclinic pyrrhotite at about248 °C. The stanniferous quartz veinsfrom Ervedosa were originated fromhydrothermal fluids related to the Sn-bearing muscovite granite magma. TheW-Sn quartz veins may have beenoriginated from hydrothermal fluidsrelated to a two-mica granite magma.However the crystallizations of microcline,tourmaline, cassiterite and scheelite of W-Sn quartz veins may be attributed toremobilization of several elements frommetasedimentary country rocks.


LEHMANN, B. (1990) Metallogeny of tin. Lecturenotes in earth sciences, 32, Springer-Verlag,211pp.

GOMES, M. E. P. (1996) - Mineralogy, petrologyand geochemsitry of granitoid rocks fromRebordelo-Bouça-Torre de D. Chama-Agrochãoand associated mineralizations. UnpublishedPh.D.Thesis, University of Trás-os-Montes eAlto Douro, 323 pp.

244 M. E. P. Gomes CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


EEvvoolluuççaaoo ddaa ccoommppoossiiççaaoo ddee fflluuiiddooss mmeettaammóórrffiiccooss vvaarriissccooss ddoo nnoorrttee ddee PPoorrttuuggaall

CCoommppoossiittiioonnaall eevvoolluuttiioonn ooff VVaarriissccaann mmeettaammoorrpphhiicc fflluuiiddss ffrroomm NNoorrtthheerrnn

PPoorrttuuggaall

A. GUEDES(1) , F. NORONHA(1).

(1) GIMEF- Centro de Geologia da Universidade do Porto, Faculdade de Ciências, Praça Gomes Teixeira, 4099-002 Porto. Portugal. E-mail: [email protected] / [email protected]

Na tentativa de se investigar a evo-lução dos fluidos durante o metamorfismoprogressivo e o controlo da composição dafase fluida pelo tipo de encaixante meta-mórfico, foram estudadas inclusões fluidasem veios de quartzo sinmetamórficos emsequências litológicas da mesma idade,Ordovícico Superior a Silúrico Inferior,com litologias idênticas, caracterizadaspela presença de termos grafitosos (liditose xistos negros) e não grafitosos (filitos equartzofilitos) da região de Ribeira dePena, Norte de Portugal.

O metamorfismo regional que afectoua área em estudo foi de pressão média etemperatura alta - isógrada da andaluzite(Noronha 1983; Noronha & Ribeiro1992).

Nos veios amostrados, concordantescom a foliação principal, foram reconheci-dos diferentes tipos de quartzo: (i) quartzoxenomórfico de aspecto leitoso com forteextinção ondulante; (ii) quartzo automór-fico, com junções triplas intergranulares,que se apresenta pouco deformado e (iii)quartzo em mosaico, que a maior parte dasvezes resulta da recristalização dos anterio-res e que na generalidade dos exemplosestudados não apresenta deformação.

Para cada um dos tipos de quartzo pro-cedeu-se à caracterização do seu conteúdoem inclusões fluidas.

Tipologia e cronologia das inclusões flui-das

A partir do estudo microtermométricode inclusões fluidas (IF) dos quartzos deambas as litologias estudadas foram iden-tificados dois tipos de fluidos aquo-carbó-nicos de baixa salinidade:

1- Fluidos aquo-carbónicos do Tipo 1 -representados por inclusões fluidas primá-rias que ocorrem isoladas ou em pequenosgrupos no interior dos grãos de quartzoxenomórfico, leitoso e com extinção ondu-lante e de quartzo automórfico. Este tiposó foi encontrado em veios de quartzoassociados às litologias grafitosas;

2- Fluidos aquo-carbónicos do Tipo 2 -em inclusões fluidas que se apresentam emgrupo ou em planos de inclusões (PIF). SãoIF primárias e pseudosecundárias noquartzo em mosaico e secundárias noquartzo xenomórfico, leitoso e comextinção ondulante, e no quartzo automór-fico. Estes fluidos encontram-se nos quart-zos das litologias grafitosas e não grafito-sas e cronologicamente são posteriores aosdo Tipo 1.

Os resultados relativos à composição dafase volátil das inclusões pertencentes àstipologias definidas, obtidos a partir daanálises de espectrometria Raman, quandoprojectados num diagrama triangularCO2-CH4-N2 (Fig. 1A), revelam que osfluidos do Tipo 1 se projectam junto aovértice do CH4 e que os fluidos do Tipo 2têm composições mais variáveis. De notar,porém, que fluidos do Tipo 2 enriquecidosem metano na fase volátil só foram obser-vados numa amostra sem matéria orgânica(assinalada com uma seta no diagrama)colhida numa zona perto do contacto comxistos negros.

O cálculo da densidade e da compo-sição global, permite-nos verificar que osfluidos do Tipo 1 são densos (0,9 g.cm-3) ede baixa salinidade (0,7 moles% NaCl), eque os fluidos do Tipo 2 são de menor den-sidade (desde 0,3 até 0,8 g.cm-3) e salini-dade baixas (0 a 2,7 moles % NaCl).

246 A. Guedes, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Evolução da composição de fluidos metamórficos 247

A projecção das composições globaisno diagrama triangular H2O-CO2-(CH4+N2) (Fig. 1B), permite-nos verificarque os fluidos do Tipo 1 são dominante-mente constituídos por H2O enquanto queos do Tipo 2 apresentam um conteúdo emH2O variável e que varia de 32 a 95

moles%. Verificamos ainda que enquantoque os fluidos do Tipo 2, associados àslitologias grafitosas, se projectam na suageneralidade ao longo do eixo H2O-(CH4+N2), os associados às litologias nãografitosas se projectam, na generalidade,ao longo do eixo H2O-CO2.

FFiigguurraa 11:: CCoommppoossiiççããoo ddaa ffaassee vvoollááttiill ((AA)) ee ccoommppoossiiççããoo gglloobbaall ((BB)) ddooss fflluuiiddooss ddooss TTiippooss 11 ee 22 aassssoocciiaaddooss aalliittoollooggiiaass ggrraaffiittoossaass ((LLGG)) ee lliittoollooggiiaass nnããoo ggrraaffiittoossaass ((LLNNGG))..

Conclusões

Durante o processo metamórfico assis-te-se inicialmente à produção de fluidosaquo-carbónicos densos e de baixa salini-dade pertencentes ao sistema químicoH2O-(CO2-CH4-N2-NaCl). Posteriormenteos fluidos tornam-se menos densos e maisenriquecidos em CO2 ou CH4, como resul-tado da interacção fluido/rocha encaixante(xistos negros e liditos) a temperaturasmais elevadas.

Concluímos ainda que as inclusões quecontêm mais CH4 são particularmenteabundantes onde os veios de quartzo estãoassociados a rochas grafitosas. Este facto jáfoi confirmado por diversos investigado-res, nomeadamente por Mullis (1979) para

os fluidos associados aos processos meta-mórficos Alpinos e por Shepherd et al.(1991) e Noronha et al. (em publicação)para os fluidos metamórficos associados amineralizações auríferas.

Agradecimientos

Este trabalho foi subsidiado por umabolsa de doutoramento (ref. BD/2765) daJNICT-Praxis XXI. O presente artigointegra-se nas actividades do projecto“PRAXIS 12/2.1/CTA/82/94” do Centrode Geologia da Universidade do Porto.

Os autores agradecem à Doutora M.C.Boiron (CREGU) pelos seus aconselha-mentos e assistência técnica na espectros-copia Raman.


MULLIS J., 1979. The system methane-water as ageologic thermometer and barometer from theexternal part of the Central Alps. Bull. Mineral.102: pp. 526-536.

NORONHA F., 1983. Estudo metalogénico da áreatungstífera da Borralha, 413 pp. Universidadedo Porto, Porto (Tese de Doutoramento).

NORONHA F. & RIBEIRO M.L., 1992. CartaGeológica de Portugal à escala 1/50000, Folha6-C, Cabeceiras de Basto.

NORONHA, F., CATHELINEAU, M., BOIRON,M.C., BANKS, D., DÓRIA, A., RIBEIRO,M.A., NOGUEIRA, P. & GUEDES, A. A three-stage fluid flow model for Variscan metalloge-nesis of gold in Northern Portugal. (aceite parapublicação no Journal of Geochemical Exploration)

248 A. Guedes, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


CCaarraacctteerriizzaaççããoo ggeeooqquuíímmiiccaa ddaass ggaalleennaass ddaa rreeggiiããoo DDuurriiccoo--BBiirraa.. IImmpplliiccaaççõõèèss

mmeettaallooggéénniiccaass

GGeeoocchheemmiiccaall cchhaarraacctteerriizzaattiioonn ooff ggaalleennaa ffrroomm tthhee DDuurriiccoo--BBiirraa RReeggiioonn..

MMeettaallllooggeenniicc iimmpplliiccaattiioonnss

H. COUTO(1), Y. MOËLO(2), G. ROGER(3) E F. SODRÉ-BORGES(1).

(1) Departamento de Geologia da Faculdade de Ciências da Universidade do Porto e Centro de Geologia da Universidade do Porto. Praça de Gomes Teixeira. 4050 Porto. Portugal

(2) Laboratoire de Chimie des Solides, Institut des Matériaux (UMR CNRS-Université n° 110),44072 Nantes Cédex 03, France

(3) CNRS URA 736 (FR CNRS-UPMC n° 32), Université P. et M. Curie, 75252 Paris Cédex 05, France

Introdução

O distrito auri-antimonífero Dúrico-Beirão, localiza-se nas proximidades do Porto,estendendo-se por uma faixa de cerca de90km, com orientação NW-SE que se iniciaem Lagoa Negra (proximidades de Esposende)e se prolonga até próximo de Castro Daire. Amaioria dos jazigos concentra-se entre Valongoe a margem sul do rio Douro. As minerali-zações ocorrem em formações com idades quevariam do Precâmbrico e Câmbrico aoCarbonífero (Fig. 1).

O estudo metalográfico e químico-mineralógico permitiu distinguir diferen-tes associações paragenéticas bem caracte-rizadas: W-Sn, Au-As, Sb-Au, Pb-Zn(Ag)(Couto 1993) que correspondem funda-mentalmente a duas sequências paragené-ticas distintas: 1. uma mineralização tardi-hercínica, dominada pela associação Sb-Au, constituída por quatro estádios maisum estádio de remobilização; ou pela asso-ciação Au-As, em que o primeiro estádio,ferri-arsenífero, é dominante, estando osoutros estádios ausentes, ou ocorrendo deuma forma discreta; nestas, podem estarpresentes no primeiro estádio de minerali-zação ferri-arsenífero, o W-Sn; 2. umamineralização pós-hercínica, com Pb-Znou Pb-Zn-Ag, mais tardia, relacionadacom a abertura do Atlântico, sobre-impos-ta segundo as mesmas direcções filonianas,que retomou o antimónio das minerali-zações preexistentes.

As mineralizações de Sb-Au e Au-Aslocalizam-se essencialmente a norte do rio

Douro e as de Pb-Zn-(Ag) essencialmentea sul do mesmo rio (Fig. 1).

Estudo geoquímico das galenas

As galenas foram analisadas quer àmicrossonda electónica (BRGM - Orléanse ESMF - Fontainebleau) quer ao micros-cópio electrónico de varrimento(Universidade Pierre e Marie Curie – ParisVI) . Foram estudadas dezoito amostras desete jazigos. Dos elementos menores, ape-nas foram detectados o Sb e a Ag. Osresultados apresentam-se na Tabela 1.Estes dados foram confrontados com osresultados do estudo paragenético.

Verificou-se que, na maior parte doscasos, quando existe prata, existe tambémantimónio e que os teores do primeiro ele-mento (Ag) são normalmente, inferioresaos do segundo (Sb).

Foi possível tirar as seguintes con-clusões relativamente às característicasgeoquímicas das galenas:

1. Nos jazigos de Sb-Au (Ribeiro daIgreja e Pinheirinhos) as galenas primáriassão praticamente desprovidas de Sb e Ag.Em Ribeiro da Igreja, as galenas anisotró-picas tardias, resultantes da alteraçãosupergénica da jamesonite, com remobili-zação de prata existente no meio apresen-tam altos teores em Sb (5.7 a 6.3 %) e Ag(0.9 a 3.9 %), ocorrendo o Sb em mais bai-xos teores que nas galenas epitermais tar-dias, dos jazigos de Pb-Zn-(Ag).

250 H. Couto, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

FFiigguurraa 11 –– MMaappaa ddee ddiissttrriibbuuiiççããoo ddaass mmiinneerraalliizzaaççõõeessddee WW--SSnn,, SSbb--AAuu,, AAuu--AAss ee PPbb--ZZnn--((AAgg)) ddaa rreeggiiããooDDuurriiccoo--BBeeiirrãã.. 11--CCaarrbboonnííffeerroo;; 22--OOrrddoovvíícciiccoo aaDDeevvóónniiccoo;; 33-- PPrreeccââmmbbrriiccoo ee CCââmmbbrriiccoo;; 44--mmeettaammoorr--ffiissmmoo ddee ccoonnttaaccttoo;; 55--ggrraanniittooss hheerrccíínniiccooss;; 66--cciissaallhhaa--mmeennttoo;; 77--ffaallhhaa;; 88-- ffaallhhaa ssuuppoossttaa;; ((sseegguunnddoo CCoouuttoo11999933))..

2. No caso dos jazigos de Pb-Zn-(Ag),foram também consideradas duas geraçõesde galena. Em Ribeiro da Estivada, jazigolocalizado a norte do Douro foi possíveldistinguir, de acordo com os dados obtidosno estudo paragenético, uma galena I des-provida de Ag e Sb, ou em que Sb e Agestão presentes em solução sólida, semel-hante à galena I dos jazigos de Sb-Au euma galena com elevados teores de Sb(0.23 a 1.58%) e alguma prata, equivalen-te à galena epitermal dos jazigos de Pb-Zn-Ag de Ribeiro da Lomba, Ribeiro daCastanheira e Terramonte (localizados asul do Douro).

3. No que diz respeito aos jazigos do

tipo Au-As foram analisadas galenas dojazigo das Banjas (Au-As). Nas análisesefectuadas à microssonda electrónica, o Sbe o Ag não foram detectados uma vez queo tempo de contagem utilizado foi apenasde 6 segundos, portanto com um limite dedetecção muito mais elevado que no casodas galenas epitermais dos jazigos de Pb-Zn-Ag em que o tempo de contagem foide 40 segundos. Pelo estudo paragenéticoe a partir das análises efectuadas ao MEV(Sb foi detectado na galena que se apresen-ta oxidada) consideramos estas galenascomo epitermais, do tipo da dos jazigos dePb-Zn-Ag, como acontece no jazigo vizin-ho de Ribeiro da Estivada, mas empobre-cida em elementos traço devido à oxi-dação.

Tabela 1. Análise à microssonda electrónica dasgalenas das mineralizações de Au-As, Sb-Au e Pb-Zn-(Ag).

Jazigo n Sb % Ag %x(min.- máx.) x(min.- máx.)

Banjas (Au-As) 4 0 0R. da Igreja (Sb-Au)galena I 3 0 0.17(0-0.30)galena II 4 6.05(5.71-6.30) 2.34(0.92-3.91)Pinheirinhos (Sb-Au)

4 0 0Terramonte (Pb-Zn-Ag)

17 0.94(0-2.00) 0.43(0-1.18)R. da Castanheira(Pb-Zn-Ag) 22 0.88(0-1.66) 0.44(0-0.94)R. da Lomba (Pb-Zn-Ag) 25 0.59(0-1.03) 0.23(0-0.60)R. da Estivada (Pb-Zn)galena I 4 0 0

galena II 22 0.84(0.23-1.58) 0.41(0-1.39)

n-nº de análises, x-média aritméticaAmostras - Banjas: 4B4.2; R. da Igreja, galena I: 2RI;galena II: 299A, 306; Pinheirinhos: 1247;Terramonte: 6TMA, 6TMD; R. da Lomba: 2G1, 9G1,11G2; R. da Castanheira: 1RC, 3RC2, 7RC2, 14RC;R. da Estivada, galena I: 2PN, 10PN1, 11PN2, gale-na II: 10PN2.

XXas Jornadas S.E.M. Caracterizaçao geoquímica das galenas 251

4. Relativamente aos teores em Sb eAg, as galenas epitermais tardias não são,em alguns casos, homogéneas, facto quepoderá ser explicado pela oxidação da gale-na com lixiviação destes elementos, oupela existência de zonamentos.

Comparação com outros jazigos

A geração de galena tardia apresenta umacomposição comparável à das galenas anisotró-picas tardias epitermais, dos jazigos do MaciçoCentral françês e dos jazigos de MarrocosCentral (Marcoux & Moëlo 1991, Möelo et al.1980, Möelo et al. 1982). Embora esta galenaseja, em geral, desprovida de prata, a ocorrên-cia de baixos teores, que apenas compensamuma pequena parte do antimónio, foi tambémassinalada por Möelo et al. (1982) em LaBousole (Pirinéus Leste - França).

Conclusões

As galenas epitermais resultam de umprocesso de rejuvenescimento, resultante dacirculação de fluidos plumbi-zincíferos sobreas pré-concentrações de Sb e Ag, herdandoestes elementos em maior ou menor percen-tagem. Admitindo a hipótese de que, com aevolução das galenas, há um empobrecimen-to em prata (e tendo em conta os efeitos pro-vocados pela oxidação), as galenas mais pre-coces são as de Terramonte e Ribeiro daCastanheira e as mais tardias, as de Ribeiro daLomba. Assim sendo, o foco plumbífero esta-ria situado a sul do rio Douro, havendo umaascensão dos fluidos para norte, até Ribeiro daEstivada e Banjas. Estes dados corroboram asteorias avançadas a partir do estudo parage-nético (Couto et al. 1990, Couto 1993).

Agradecimentos

O presente trabalho integra-se nas activi-dades do projecto “Génese e controlo litoes-tratigráfico das mineralizações de Sb-Au daregião Dúrico-Beirã” do Centro de Geologiada Universidade do Porto, subsidiado peloprograma de Financiamento Plurianual de I& D (FCT). Beneficiou também daCooperação CNRS-INIC, do Programa deCooperação Científica e Técnica entre Françae Portugal e da Cooperação inter-universitá-ria entre as Universidades do Porto e de ParisVI (Pierre e Marie Curie).


COUTO, H. ,1993. As mineralizações de Sb-Au daregião Dúrico-Beirã. 2 Vols. (Vol. Texto; Vol.Anexos: 32 Estampas e 7 Mapas). 607pp.Faculdade de Ciências do Porto. (Tese de douto-ramento).

COUTO, H., ROGER, G., MOËLO, Y. & BRIL,H., 1990. Le district à antimoine-or Dúrico-Beirão (Portugal): évolution paragénétique etgéochimique; implications métallogéniques.Mineralium Deposita, Berlin, 25, Suppl: 69-81.

MARCOUX, E., & MOËLO, Y., 1991, Lead isoto-pe geochemistry and paragenetic study of inhe-ritance phenomena in metallogenesis : exam-ples from base metal sulfide deposits in France:Economic Geology, v. 86, p. 106-120.

MÖELO, Y., KOSAKEVITCH, A. & PICOT, P.,1982. Remaniement de concentrations antimo-nifères par dessolutions plombo-barytiques: unexemple d'interfèrence géochimique entre Pb etSb par surimposition métallogénique. Bull.BRGM., Orléans, 2e Sér, Sect. II, 4: 343-344.

MÖELO, Y., PICOT, P., ORGEVAL, J. J. & LEVY,C., 1980. Rôle d'antimoine et de l'arsenic dansl'anisotropie de la galène. Signification généti-que. In: Resumé des principaux résultatsScientifiques et Techniques du S.G.N. pour1979, p. 106-107, BRGM, Orléans.

252 H. Couto, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


TTeeccttoonnoo--mmeettaammoorrpphhiicc eevvoolluuttiioonn,, qquuaarrttzz ssttrruuccttuurreess aanndd fflluuiidd rreeggiimmee ooff tthhee VViillaa

PPoouuccaa ddee AAgguuiiaarr rreeggiioonn ((NNoorrtthheerrnn PPoorrttuuggaall))

EEvvoolluucciióónn tteeccttóónnoo--mmeettaammóórrffiiccaa,, eessttrruuccttuurraass ddee ccuuaarrzzoo yy rrééggiimmeenn ddee fflluujjoo ddee llaa RReeggiióónn VViillaa PPoouuccaa ddee AAgguuiiaarr ((NNoorrttee ddee PPoorrttuuggaall))

M. A. RIBEIRO; A. DÓRIA & F. NORONHA.

GIMEF- Centro de Geologia da Universidade do Porto, Faculdade de Ciências, Praça Gomes Teixeira, 4099-002 Porto. Portugal. E-mail: [email protected]/ [email protected]

Vila Pouca de Aguiar area (VPA) belongsto the Galiza-Trás-os Montes Zone and it islocated along the southern border of the“Peritransmontano” domain [1]. The rocks inthe area comprise an upper Ordovician tolower Devonian age metasedimentarysequence, and syn-to late and post-tectonicHercynian granites. In this area two structu-ral domains have been distinguished on thebasis of different structural and lithostrati-graphic features: Três Minas StructuralDomain (TMSD) and Carrazedo StructuralDomain (CSD) [2] (Fig. 1a). Both are charac-terised by the occurrence of C-rich lithologieswithin basal units: there are predominantlyblack shales in CSD and lydites in TMSD [3].

The VPA area has been affected by threetectonic ductile phases (D1, D2 and D3), follo-wed by later brittle phases. A sub-horizontalfoliation (S2) is the main foliation in CSD, andin TMSD the regional structure is marked byS3 concordant with S1 foliation - N120º; sub-vertical.

The VPA area is affected by a low grademetamorphism (clorite + biotite ± andaluzi-te): biotite zone in the whole extension ofCSD, and chlorite zone in the great extensionof TMSD (biotite + andaluzite zones are res-tricted to narrow zones parallel to syntectonicgranites) [2].

The metallogenic importance of this areais confirmed by the abundance of ancient goldmining and by several occurrences of goldindices [4] [5].

TTeeccttoonnoo--mmeettaammoorrpphhiicc eevvoolluuttiioonn

The P-T evolution of the regionalmetamorphism can be described asfollows: during D1 and D2 phases themetamorphism occurred in prograde con-

ditions, until a level of T= 350 to 450ºCand P= 350 to 400 MPa [2]. However inCSD, the upper structural domain, the D2tangential phase induces an effect of tecto-nic overpressure, implying the formationof a well marked metamorphic banding inall lithologies: quartz-phyllites, acid vol-canic rocks and calc-silicate rocks. In CSDthe metamorphic banding erases the pre-vious foliations (S0 and S1), while in TMSDthe S0 layering is well preserved.

In both domains, a thermal peak of themetamorphism related to syntectonic gra-nite emplacement, occurred during D3

(T=500º to 550ºC and P = 300 to 350MPa). After D3, evidences of retrogrademetamorphism were observed (Fig. 1b).In the proximity of the post-tectonic bio-tite granite of Vila Pouca de Aguiar a con-tact aureole was formed at T=500º to550ºC (hornblende hornfels).

QQuuaarrttzz--ssttrruuccttuurreess aanndd fflluuiidd rreeggiimmee

In the area a large number of quartzstructures (barren and mineralised) occurinto the metasedimentary units [6] (Fig.1c). In CSD, the early quartz-structures(ante-D3) are sub-horizontal barren quartzveins and veinlets concordant with pre-vious anisotropies (S0 and S2), whereas inTMSD the ante-D3 quartz-structures aresub-vertical, parallel to S0 and S1 [4].

Au-mineralised quartz-structures areobserved in both structural domains. InTMSD they are silicified structures essen-tially related to syn-D3 shear zones (N120ºto N130º, sub-vertical) that are concor-dant with previous anisotropies. In CSDthe Au-mineralised quartz-structures are

254 M. A. Ribeiro, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Tectono-metamorphic evolution 255

sub-vertical striking NE-SW and NW-SE, discordant with a previous regionalsub-horizontal foliation (S2). In thesedomain, D3 develops a crenulation with asoft foliation (N120º to N130º, sub-verti-cal), accompanied by brittle-ductile defor-mation expressed by N40º to N50º fractu-re system.

All these structures were reactivatedduring the brittle-ductile and brittledeformation events post-D3, and due tothis tectonic reactivation early milkyquartz veins were repeatedly fractured andrecrystallised.

The fluids trapped in the successivequartz generations points out a lithologi-cal and structural control [4]. The fluidsfrom the barren quartz in CSD were cha-racterised by CO2 being predominant inthe volatile phase, whereas in TMSD thefluids are characterised by higher contentof CH4 and the presence of a solid phase(graphite). The fluids from ore bearingstructures of both domains show a similar

evolution evidenced by a decreasing of thevolatile phase density, accompanied by adecreasing in CO2, with a consequentenrichment in CH4, and dilution combi-ned with decreasing temperature.

Concerning the P-T conditions offluid trapping the general trend corres-pond to decompression accompanied bytemperature decrease. The early CO2

richer fluids, were trapped in P-T condi-tions compatible with the syn-D3 meta-morphism. The decreasing P-T condi-tions (P=250 to 80 MPa and T<300ºC)are related to the basement uplift and/orpressure fluctuations from lithostatic tohydrostatic regime during retrogrademetamorphism (post-D3). In CSD thefluid evolution was essentially in lithosta-tic regime whereas in TMSD the fluidevolution was mostly in hydrostatic regi-me. The vertical structure of TMSD hasmade possible an hydrostatic regime atdeeper levels than those of CSD where alithostatic regime was observed [4].

aa bb

AAcckknnoowwlleeddggeemmeennttss

This work is integrated in the "Centrode Geologia da Universidade do Porto"activities, with the financial support of the"Programa de Financiamento Plurianualde I & D (FCT)".


[1] RIBEIRO, A, 1974. “Contribution à l’étudetectonique de Trás-os-Monte Oriental”.Memória. Serviços Geológicos de Portugal,N.S., Nº 24 (Thése) 168pp.

[2] RIBEIRO, M. A., 1998. “Estudo litogeoquími-co das formações metassedimentares encaixan-tes de mineralizações em Trás-os-MontesOcidental. Implicações metalogénicas”. Tese dedoutoramento, Deptº de Geologia-Fac.Ciências, Porto, 231pp.

[3] RIBEIRO , M. A. , DÓRIA, A. & NORON-HA, F., 1999. “The role of fluid evolution inAu enrichment in Vila Pouca de Aguiar area,Portugal”. In: Stanley C. J. et al, Eds., MineralDeposits: Processes to Processing, Vol II, p. 1029-1032, Balkema, Rotterdam.

[4] DÓRIA, A , 1999. “Evolução dos fluidos asso-ciados a processos mineralizantes: aplicação àregião aurífera de Vila Pouca de Aguiar”. Tesede doutoramento, Deptº de Geologia-Fac.Ciências, Porto, 345pp.

[5] DÓRIA, A. BOIRON, M. C., RIBEIRO, M. A.& NORONHA, F., 1999. “P-T-X evolution ofthe fluids in a context of retrograde metamorp-hism: the example of VPA Au-distric(Northern Portugal)”. Terra Nostra, Schriften

der Alfred-Wegener-Stiftung 99/6, ECROFIXV (European Current Research On FluidInclusions), p. 86-88, Potsdam, Alemanha.

[6] DÓRIA, A., NORONHA F., BOIRON, M. C.& CATHELINEAU, M., 1995. Fluid rock inte-ractions in C-rich units during ductile to brit-tle deformation related to regional metamorp-hism (Vila Pouca de Aguiar, NorthernPortugal). Terra Abstracts, 7: 312. (AbstractSupplement nº1 to Terra Nova, EUG 8,Strasbourg).

256 M. A. Ribeiro, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

FFiigg.. 11 –– aa)) GGeeoollooggiiccaall sskkeettcchh ooff VVPPAA aarreeaa;; bb)) PPTTtt ppaatthh ooff TTMMSSDD aanndd CCSSDD;; cc)) SScchheemmaattiicc pprrooffiillee ((sseeccttiioonn))..


SSoouurrcceess ooff llaattee--HHeerrccyynniiaann bbiioottiittee--rriicchh ggrraanniittee pplluuttoonnss ffrroomm nnoorrtthheerrnn PPoorrttuuggaall::

IInnffeerreenncceess ffrroomm zziirrccoonn mmoorrpphhoollooggiieess

PPrroocceeddeenncciiaa ddee llooss pplluuttoonneess ggrraannííttiiccooss rriiccooss eenn bbiioottiittaa ttaarrddii--HHeerrccíínniiccooss ddeell NNoorrttee ddee

PPoorrttuuggaall:: DDeedduucccciioonneess aa ppaarrttiirr ddee llaa mmoorrffoollooggííaa ddee cciirrccoonneess

H.C. B. MARTINS(1),(2); F. NORONHA(2).

(1) Departamento de Geologia, Universidade de Trás-os-Montes e Alto Douro, 5000-911 Vila Real,E-mail: [email protected]

(2) GIMEF- Centro de Geologia da Universidade do Porto, Faculdade de Ciências, Praça Gomes Teixeira, 4099-002 Porto, E-mail: [email protected]

In the NW of Iberian Peninsula a greatabundance and variety of granitemagmatism were emplaced during the post-thickening collision stage of Hercynianorogeny. They are classified relatively to D3,the last ductile deformation phase, intra-Westphalian in age.

The granite plutons selected for thisstudy, located in Central Iberian Zone,Northern Portugal, according to thisclassification are : (1) Late-tectonic biotitepluton of Vieira do Minho (VM) and (2)post-tectonic biotite pluton of Vila Poucade Aguiar (VPA). The emplacement ofthese two granite plutons was controlledby tectonic regional structures, Vigo-Amarante-Régua ductile shear zone andRégua-Verin fault, respectively.

The late-tectonic composite VM plutonconsists of two different units of biotite-rich porphyritic granite: coarse-grainedmonzogranite, the Vieira do Minho Granite(VMG) and the Moreira de Rei Granite(MRG), medium-grained monzogranitewith abundant microgranular enclaves,which are rare in VMG. Both granites arelater than D3 regional structures (N60W).The gradational contacts between theVMG and MRG suggest a synchronousemplacement. The U-Pb isotopic analysescarried out on zircon and monazitefractions indicate an age of crystallisation of311±2 Ma (Martins et al.1999a).

The post-tectonic VPA pluton has aNNE-SSW (N20 to N30) elongated shapewith the same orientation of the lateHercynian brittle structure, the Régua-Verin fault. It is also a composite massif withtwo main different biotite-rich porphyriticgranite units; the Vila Pouca de Aguiar

Granite (VPAG) medium-coarse grainedwith microgranular enclaves, the PedrasSalgadas Granite medium-fine grained(PSG) and a third granite type, Gouvães daSerra Granite (GSG) coarse-grained, verysimilar to PSG but with a minor extend inmap view. The field relationships indicate asynchronous magmatic emplacement of allgranites. The U-Pb isotopic analyses ofzircon fraction give an emplacement age of299± 3 Ma (Martins et al. 1999b).

With the present morphological zirconstudy it is aimed to characterize thesources reservoirs involved in thegeneration of these type of granites.

The morphology of zircon crystals isvery resistant to mechanical and chemicalattack and persists up to high-grademetamorphic conditions. Therefore, thezircon crystal shape has been used as anindex for its magmatic genesis. Zircon isgenerally well distributed in granites andthe zircon population of one sample isgenerally enough to characterize anhomogeneous granitic body (Pupin 1985).Among several morphological parameters,the habit is the most variable and carrymost petrogenetic information, as pointedout by Pupin and Turco (1972a) andPupin (1976, 1980, 1988).

Zircon belongs to the ditetragonal-dipyramidal quadratic system class. Thecombination of the most commoncrystalline faces ( pyramids {101}, {211}and prisms {100},{110}) is the basis of thezircon typology (Pupin and Turco 1972a).The extra {301} pyramid can exist but witha minor development. Main types andsubtypes are reported in a square boardwith two variables (I.A -I.T diagram),

258 H. C. B. Martins, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Sources of late-Hercynian biotite-rich granite plutons 259

depending up the relative development ofprismatic and pyramidal crystal faces. TheA index (I.A) is positively correlated withthe K+Na/Al ratio. The T index (I.T) isdirectly and positively correlated with thetemperature of zircon crystallization. The{211}, {101}and {301} pyramids arerespectively well developed in aluminous,alkaline and hyperalcaline medium. A highT index ({100} prim) indicates a highertemperature than does a low T index ({110}prism), thus a geothermometric scale wasproposed (Pupin and Turco 1972b).

A given zircon population will becharacterized by a typological distribution(frequency of each type and subtype) aT.E.T. (Typological Evolutionary Trend)and a mean point (A, T) calculated as:I.A= Σ I.A × nI.A, I.T=Σ I.T × nI.T, wherenI.A and nI.T are the respective frequenciesfor each value of I.A or I.T envisagedbetween 100 and 800, with Σ nI.A=Σ nI.T

=1. The T.E.T. represents the chronologyof of the different types and subtypesduring the magmatic stage and is definedby the mean points of I.A calculated foreach value of I.T (Pupin 1988).

A morphological study using thezircon typology was carried out on twosamples from VMG, one from MRG,VPAG and PSG.

According to their morphology fourdifferent populations of zircon have beenrecognised in late and post-tectonicgranites: prismatic zircons (short, longand acicular), lamellar zircons andsubspherical zircons, this last type onlyoccurs in late-tectonic granites. Theinternal structure (BSME images) of thezircons show a typical magmatic

structure, with a inner zone with nebulitictextures surrounded by regular finemagmatic zoning. In zircons from post-tectonic granites the zoning is much morecomplex and sometimes they have a corethat corresponds an earlier magmaticcrystallization. These structures arecommon in long prismatic zircons. Theprismatic acicular and the lamellar zirconsare very homogeneous crystals devoid ofcores and showing generally a faint zoningdominantly nebulitic internal structures.The BSME imaging of the subsphericaltype reveal the presence of inherited cores.

According to their typologicaldistribution, the zircons of the late-tectonic granites are dominantly ofsubtypes S2, S3, S7, S12 and S17 for theVieira do Minho Granite, while in theMoreira de Rei Granite we candistinguished two different typologicaldistributions, one is dominantly ofsubtypes S12, S13 and S17, typical ofcalc-alkaline granites (Pupin 1988) andthe other belong to the L3 type with aI.A=349 and I.T=452. The zirconpopulation from VMG show low A and Tindexes (I.A=328, I.T=395) which putthe mean point in the field of aluminousmonzogranites-granodiorites, butoverlapping several typological domains.On the other hand morphologicalcharacteristics of zircons from GMR seemsto indicate a typological characteristicscloser to the zircons from calc-alkalinegranites. The T.E.T. indicates a crustal ordominantly crustal origin for VMG andan origin from hybrid calc-alkalinemagma for MRG. The occurrence ofmicrogranular enclaves associated with

this granite supports the model of mantle-crustal source.

The zircon population from the post-tectonic granites VPAG and PSG show agreat variety of subtypes and are moreconcentrated in the right side of the zircontypological diagram, specially PSGzircons. In VPAG they going fromsubtypes S17, S18, S24 to S19, S22, S23,S25 and to G1, P1 and P2. Thus the meanpoint (I.A=487, I.T=550) locate thisformation in the calc-alkaline domain.The PSG zircons are dominantly G1, P1followed by subtypes S19, S24 and S25,with a lower T index (I.T=472) buthigher A index (I.A= 589) than VPAG,indicating that PSG belong to the sub-alkaline granites. Both granites define atypological evolutionary trend betweencalc-alkaline and subalkaline granites.

In VPAG the presence of microgranularenclaves can not exclude the hypothesis ofan hybridisation process between basic andfelsic magma. In contrast the zirconmorphological characteristics from GPS(more subalkaline) suggest a under crustalor mantle source.

The petrogenetic indications givenby zircon typological study in bothplutons is in accordance with geochemicaland isotopic data (Martins et al. 1999b).According to their characteristics thedifferent magmas are probably derivedfrom partial melting of a continental crustat different levels, possibly related to theprogressive rise of the isograds and, atleast partially, to the crustal emplacementof mantle-derived magmas.

Acknowledgements

This work is integrated in the "Centrode Geologia da Universidade do Porto"activities, with the financial support of the"Programa de Financiamento Plurianualde I & D (FCT)". The authors thank to theCEMUP for the BSM analyses.


MARTINS H.C.B., ALMEIDA, A, NORONHA,F. & LETERRIER, J. 1999a. U-Pb zircon andmonazite geochronology of Hercyniancomposite granite plutons (Northern Portugal).In: B.Barbarin (Ed.), The origin of granites andrelated rocks, fourth Hutton Symposium,Abstracts, Clermont-Ferrant, França, p.215.BRGM.Orléans. (Documents du BRGM 290)

MARTINS H.C.B., NORONHA, F. &LETERRIER, J. 1999b. Post-thickeningcollision-related granites from NorthernPortugal. In: B.Barbarin (Ed.), The origin ofgranites and related rocks, fourth HuttonSymposium, Abstracts, Clermont-Ferrant,França, p.163. BRGM. Orléans. (Documentsdu BRGM 290)

PUPIN, J.P., 1976. Signification des caractèresmorphologiques du zircon commun des rochesen pétrologie. Base de la méthode typologique.Applications.394pp. Univ. Nice. Thèse dedoctoract es Sciences.

PUPIN, J.P., 1980. Zircon and granite petrology.Contr. Mineral. Petrol., 110: 463-472.

PUPIN, J.P., 1985. Magmatic zoning of HercynianGranitoïds in France based on zircon typology.Schweiz. Mineral. Petrog. Mitt., 65: 29-56.

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260 H. C. B. Martins, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


TTiippiiffiiccaacciióónn ddee ggrraannaatteess eenn llaass rrooccaass pplluuttóónniiccaassddee llaa UUnniiddaadd ddeell PPiissuueerrggaa--CCaarrrriióónn

((ZZoonnaa CCaannttáábbrriiccaa))

GGaarrnneett cchhaarraacctteerriizzaattiioonn ooff pplluuttoonniicc rroocckkss ffrroomm tthhee PPiissuueerrggaa--CCaarrrriióónn UUnniitt

((CCaannttaabbrriiaann ZZoonnee))

G. GALLASTEGUI; A. LOBO; A. CUESTA Y O. SUÁREZ.

Dpto. de Geología. Universidad de Oviedo

Dentro del magmatismo tardihercínicode la Zona Cantábrica, caracterizado comocalcoalcalino normal a rico en potasio yshoshonítico, se distinguen los conjuntosde Tapia, Salas-Belmonte, Infiesto(Asturias) y del Pisuerga-Carrión (León,Cantabria y Palencia). Este último con-junto muestra algunas características dis-tintivas entre las que se pueden citar:

A) Gran número de afloramientos (másde 250) frente al resto de los conjuntos (4-20). B) Presencia de gabros con contenidosen SiO2 < 50%, ricos en Mg, Cr (500-1300ppm) y Ni (100-550 ppm) y notable frac-cionación de HREE en las rocas de compo-sición intermedia-ácida (Cuesta et al.,1998). C) Presencia frecuente de granatecomo mineral accesorio en rocas de compo-sición intermedia. El granate se encuentraen: 1- pequeños afloramientos ligados a lafalla de León y, 2- en el plutón granodiorí-tico de Peña Prieta, que es el de mayoresdimensiones y el único plurifacial en elPisuerga-Carrión (Gallastegui et al., 1990).

1- Los granates aparecen en rocas cuar-zodioríticas-granodioríticas como i: crista-les aislados (1-1,5 mm) de formas redon-deadas y ii: cristales anhedrales de menortamaño englobados en plagioclasa y bioti-ta. Los cristales aislados pueden mostrar ono una fina corona externa de filosilicatosy son ricos en inclusiones de apatito y opa-cos (principalmente ilmenita).

2- En el plutón de Peña Prieta, los gra-nates se encuentran en:- La facies de borde microporfídica,

correspondiente a una cuarzomonzo-diorita-granodiorita biotítico-anfibóli-ca (Mg-Hbl) con Pl de tipo andesina-labrador. Los granates son muy simila-

res a los cristales aislados con formasredondeadas de las rocas asociadas a laF. de León.

- Diques microporfídicos de la red anu-lar asociada al plutón, de composiciónprincipalmente cuarzodiorítica y cuar-zomonzodiorítica, ricos en Pl (andesi-na-labrador), biotita, anfíbol (Hbl-Ts,Mg-Hbl y Hbl-Act) ± Cpx (diópsido).Los granates aparecen como fenocrista-les redondeados de varios mm a más de1cm y como pequeñas inclusiones enplagioclasa. En general muestran dosperiodos de crecimiento y desarrollo decoronas de anfíbol y biotita verde.Pueden tener núcleos ricos en inclusio-nes de biotita, anfíbol, apatito, opacos(principalmente ilmenita) y plagiocla-sas que a veces se disponen en el límiteentre los dos episodios de crecimiento.Cuando el dique engloba enclavesmicrogranudos, éstos muestran elmismo tipo de granates. Además con-tienen algún enclave de tipo gabroideconstituido por anfíbol (Ts, Hbl-Ts,Prg-Fe, Hbl-Prg), Pl (labrador) y gra-nates de 1-2 mm redondeados o de ten-dencia idiomorfa, que pueden mostrardos periodos de crecimiento, connúcleos ricos en inclusiones de ilmeni-ta y plagioclasa y bordes libres deinclusiones, o bien zonas ricas en inclu-siones que señalan los dos periodos decrecimiento.

- Xenolitos: a- de tipo pelítico, con bio-tita, espinela, corindón, feldespatopotásico, plagioclasa y sillimanita,atravesados por venas granodioríticasde espesor milimétrico; los granates seencuentran como cristales anhedrales

262 G. Gallastegui, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Tipificación de granates en las rocas plutónicas 263

asociados a agregados biotíticos oenglobados en plagioclasa. b- de apa-riencia "metadacítica" y con foliaciónplanar, constituido por cuarzo, plagio-clasa, biotita, epidota y granates. Estosúltimos aparecen bajo dos formas tex-turales: como agregados policristali-nos sustituyendo a algún fenocristalanterior y, cristales anhedrales demayor tamaño que los anteriores y deformas alargadas -controladas por laexistencia de niveles preexistentes decomposición biotítica- que suelenenglobar inclusiones orientadas deilmenita. Todos los granates analizados, son

almandínicos aunque con diferencias com-posicionales no sólo dependientes de lasrocas en que se encuentran sino relaciona-das con zonaciones dentro de un mismocristal. El Mn, Mg, Fe y Ca individualizanperfectamente tres grupos 1: granates delas rocas asociadas a la falla de León, 2:granates de las rocas graníticas del plutónde Peña Prieta y 3: granates de enclavesxenolitos, tal como refleja la siguientefigura para el Mg y Mn.

Los granates de las rocas intermedias-ácidas asociadas a la falla de León son másricos en Ca y pobres en Mn que los delplutón de Peña Prieta, para contenidos enFe similares, mientras que los de los xeno-litos de dicho plutón son los más ricos enMn y Fe y los más pobres en Ca; los gra-nates de las facies graníticas del plutón dePeña Prieta, muestran composicionesintermedias entre ambos tipos de granatespara Ca y Mn y en general son más ricos enMg que los de los enclaves xenolíticos.

Estas diferencias composicionales seobservan asimismo en cuanto al zonado delos cristales de manera que los granates delos diques y de los enclaves xenolíticosmuestran zonados contrarios caracteriza-dos por: núcleos más ricos en Fe y Mg ypobres en Mn y Ca que los bordes, en losfenocristales de granate de los diques, ynúcleos más ricos en Ca y Mn y pobres enMg y Fe que los bordes en los granates delos xenolitos, tal como se observa en lafigura para el caso del Mn.FFiigguurraa 11..

FFiigguurraa 22..

Agradecimientos

Este trabajo ha sido financiado por laDGICYT en el marco de los ProyectosPB-94-1338 y PB-98-1531.


CUESTA, A., SUÁREZ, O. Y GALLASTEGUI, G.(1998): Caracterización geoquímica del mag-matismo tardío en la Cordillera Cantábrica.Bol. Soc. Esp. Min., 21-A: 70-71.

Gallastegui, G., Heredia, N., Rodríguez Fernández,L. R. y Cuesta, A. (1990): El stock de PeñaPrieta en el contexto del magmatismo de laUnidad del Pisuerga-Carrión (Zona Cantábrica,N de España). Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 15: 203-217.

264 G. Gallastegui, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


PPeettrrooggéénneessiiss,, eeddaadd yy eemmppllaazzaammiieennttoo ddeell ggrraanniittoo ttaarrddii--HHeerrccíínniiccoo ddee VVeeiiggaa ((aannttiiffoorrmmee

ddeell OOlllloo ddee SSaappoo,, NNoorrooeessttee ddee EEssppaaññaa))

PPeettrrooggeenneessiiss,, aaggee,, aanndd eemmppllaacceemmeenntt ooff tthhee llaattee HHeerrccyynniiaann ggrraanniittee ooff VVeeiiggaa ((OOlllloo ddee

SSaappoo AAnnttiiffoorrmm ,, NNoorrtthhwweesstteerrnn SSppaaiinn))

LUIS A ORTEGA L.A.(1), AITOR ARANGUREN(2) , MARINA MENÉNDEZ(1), JOSÉI. GIL IBARGUCHI J.I.(1).

(1) Dpto. Mineralogía y Petrología. Univ. País Vasco. P.O. box 644, E-48080 Bilbao, España(2) Dpto. Geodinámica. Univ. País Vasco. P.O. box 644, E-48080 Bilbao, España

El macizo granítico de Veiga, situadodentro del antiforme del Ollo de Sapo(noroeste del Macizo Ibérico), constituyeun cuerpo intrusivo alargado en direcciónE-W de c. 20 x 8 km. Está formado prin-cipalmente por rocas monzograníticas ysienograníticas de grano medio a grueso.Las apófisis leucocráticas y los diques cor-tando al cuerpo granítico principal sonrelativamente frecuentes. El granito esintrusivo en materiales de la formaciónOllo de Sapo. La facies granítica comúnpresenta una textura porfídica con fenocris-tales euhedrales de feldespato potásico de 2a 6 cm de largo en una matriz de granomedio a grueso. Los cuerpos aplíticos y los

diques leucocráticos muestran una texturagranular alotriomórfica de grano fino. Losenclaves microgranudos de composicióncuarzodiorítica son bastante abundantes,mientras que los xenolitos de roca encajan-te aparecen restringidos a las zonas deborde de la intrusión. Este granito nohabía sido estudiado previamente desde elpunto de vista geoquímico y con tal fin sehan analizado (elementos mayores, traza yREE) 27 muestras que abarcan toda lavariedad de tipos graníticos, así como 5enclaves microgranudos. Una selección de6 muestras ha sido estudiada igualmentedesde el punto de vista de la composiciónisotópica de Sr y Nd.

266 L. A. Ortega, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

Mineralógicamente, las rocas graníticasconstan de cuarzo, oligoclasa, feldespatopotásico (ortosa y microclina pertíticas),biotita y cantidades menores de moscovita.En algunas rocas aparece cordierita comomineral accesorio, otros accesorios comunesson apatito, zircón, turmalina y allanita.

El granito de Veiga ha sufrido un pro-

ceso de milonitización a lo largo de suborde occidental en relación con la fallanormal de Chandoiro la cual puede seguir-se cartográficamente a lo largo de unos 30km. La intensidad de la deformación, asícomo la temperatura de la deformacióndisminuyen de oeste a este (RománBerdiel et al., 1995).

XXas Jornadas S.E.M. Petrogénesis, edad y emplazamiento del granito 267

Los monzogranitos y sienogranitos delmacizo de Veiga son metaalumínicos aperalumínicos (A/CNK varía de 0.89 a1.41, contenidos variables de corindón

normativo entre 0 % y 6 %), con relacionesRb/Sr moderadas y altas de Rb/Ba, asícomo de contenidos en Th y Nb.

Las rocas graníticas estudiadas presen-tan un moderado enriquecimiento en LILE

(K2O, Rb, and Ba), mientras que los patro-nes de REEs, y los valores de εSr (+86 to

+90) y εNd (-3.5 to -5.0) calculados a 285Ma sugieren una fuente metasedimentariaesencialmente cuarzofeldespática. Losenclaves microgranulares son peralumíni-cos (A/CNK > 1.15, corindón normativoc. 3 %) y ricos en elementos litófilos, concontenidos en REE similares a los del gra-nito encajante.

Los datos isotópicos de Rb y Sr de lasrocas analizadas permiten el cálculo de unaisocrona de roca total que corresponde auna edad de c. 286 ± 6 Ma (Sri = 0.71026).Esta edad es similar a la obtenida para lamayoría de los granitos tardi-cinemáticosde Galicia y norte de Portugal. Como se haindicado más arriba, el granito fue afectadopor una zona de cizalla dúctil normal a lolargo de su borde occidental, en la que ladeformación asociada a un movimientoextensional de la falla de Chandoiro seríacontemporáneo con el enfriamiento delmagma. Se puede considerar que este pro-ceso proporcionaría un mecanismo adecua-do para el emplazamiento del magma.

En conclusión, se sugiere que el macizode Veiga corresponde a un plutón graníti-co tardi-cinemático cuyo emplazamientofué contemporáneo con un proceso exten-sional de colapso post-engrosamiento cor-tical en este sector del orógeno Varisco.Los datos geológicos y geoquímicos indi-can un contexto de colisión continentalpara este tipo de plutonismo, en el que losmagmas se habrían producido durante lasfases tardías de transición entre el engrosa-miento y la exhumación cortical del oróge-no. Por otra parte, es posible considerarque una contribución mantélica habríapodido favorecer el proceso de fusión corti-cal, sin embargo no parece haber contri-

buido notablemente al origen y evoluciónde los magmas graníticos.

Agradecimientos

El trabajo ha sido realizado con laayuda financiera del proyecto DGICYTPB 97-0617.


ROMÁN BERDIEL, T., PUEYO MORER E.L.AND CASAS SAÍNZ M.A. (1995) Graniteemplacement during contemporary shorteningand normal faulting: structural and magneticstudy of the Veiga Massif (NW Spain). J. Struct.Geol., 17, 1689-1706.

268 L. A. Ortega, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


PPaarrttiicciippaacciióónn ddee mmaaggmmaass mmaannttéélliiccooss eenn llaa ggéénneessiiss ddee ggrraanniittooss ssiinn--cciinneemmááttiiccooss HHeerrccíínniiccooss:: eevviiddeenncciiaass ppeettrroollóóggiiccaass yy ggeeooqquuíímmiiccaass ((mmaacciizzoo

ddee GGuuiittiirriizz,, NNoorrooeessttee ddee EEssppaaññaa))

RRoollee ooff mmaanntteelliicc mmaaggmmaass iinn tthhee ggeenneessiiss ooff ssyynn--kkiinneemmaattiicc HHeerrccyynniiaann ggrraanniitteess:: ppeettrroollooggiiccaallaanndd ggeeoocchheemmiiccaall eevviiddeenncceess ((GGuuiittiirriizz MMaassssiiff,,

NNoorrtthhwweesstteerrnn SSppaaiinn))

M. MENÉNDEZ(1), L.A. ORTEGA(1), A. ARANGUREN(2) & J.I. GIL IBARGUCHI(1).

(1) Departamento de Mineralogía y Petrología, Universidad del País Vasco, Aptdo. 644, Bilbao 48080, España(2) Departamento de Geodinámica, Universidad del País Vasco, Aptdo. 644, Bilbao 48080, España

El macizo de Guitiriz está formado portres tipos principales de rocas graníticas:(i) granito biotítico con megacristales defeldespato potásico (facies Puebla deParga), (ii) granito de dos micas equigra-nular de grano medio a grueso (facies

Friol), y (iii) leucogranito de dos micas degrano fino (facies Mariz). Las relacionesentre el granito biotítico y los granitos dedos micas son generalmente complejas,mostrando localmente contactos graduales.

270 M. Menéndez, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

Los contenidos en elementos mayores ytraza de los diferentes tipos graníticosmuestran una correlación linear con SiO2

en diagramas de Harker. La proyección deεNd vs. εSr define una alineación de los

datos con forma de hipérbola. Los datospetrográficos y geoquímicos permiten con-siderar por lo tanto a las rocas del macizode Guitiriz como resultado de una mezclaentre diferentes magmas.

XXas Jornadas S.E.M. Participación de magmas mantélicos 271

Dentro del granito biotítico y del gra-nito de dos micas aparecen tres tipos dife-rentes de rocas máficas; todas ellas mues-tran evidencias de campo y petrográficas demezcla (mingling) con el granito encajan-te: (i) tonalitas con epidota formadas porbiotita, epidota, hornblenda y esfena enuna matriz más fina cuarzofeldespática par-cialmente recristalizada, junto con cantida-des menores de allanita, apatito, opacos yzircón; (ii) enclaves microgranulares decomposición diorítica y, menos frecuente-mente, cuarzodiorítica, formados por gran-des anfíboles, biotita, plagioclasa, cuarzo,feldespato potásico y cantidades menoresde esfena, epidota, allanita, opacos, apatitoy zircón; (iii) rocas máficas heterogéneasformadas por hyalofana (feldespato de Ba),hornblenda, piroxeno cálcico, cuarzo, bio-tita, plagioclasa y esfena, junto con apatito,allanita y zircón como accesorios.

Las tonalitas con epidota más primitivas,los enclaves microgranudos y las rocas máfi-cas con hyalofana poseen características quí-micas similares, con Mg# = 58, 65 y 74, res-pectivamente y contenidos bajos en elemen-tos de transición (Cr = 49 ppm y Ni = 50ppm; Cr =274 ppm y Ni = 111; Cr = 151 yNi = 162). Todas estas rocas se caracterizanpor los contenidos altos de Sr (963, 1046 y2605 ppm), Ba (1200, 1097 y 6259 ppm) yREE (total REE = 383, 253 y 877 ppm) conpatrones de REE normalizados muy fraccio-nados (LaN/LuN = 45, 31 y 71) y ausencia deanomalía significativa de Eu/Eu* (Eu/Eu* =0.9, 0.7 y 0.8, respectivamente). Las relacio-nes isotópicas de Sr y Nd calculadas a 300 Mason de 87Sr/86Sr = 0.7044 y εNd = +1.6 paralas tonalitas con epidota, 87Sr/86Sr = 0.7047 yεNd = 0.0 para los enclaves microgranudos,y 87Sr/86Sr = 0.7066 y εNd = -1.0 para lasrocas máficas con piroxeno y hyalofana.

Agradecimientos



AYARZA, P., MARTÍNEZ CATALÁN, J.R.,GALLART, J., PULGAR, J.A. ANDDAÑOBEITIA, J.J. 1998. Estudio Sísmico dela Corteza Ibérica Norte 3.3: A seismic image ofthe Variscan crust in the hinterland of the NWIberian Massif. Tectonics, 17, 171-186.


GGeeooqquuíímmiiccaa iissoottóóppiiccaa NNdd--SSrr ddeell ggnneeiiss OOlllloo ddee SSaappoo:: iimmpplliiccaacciioonneess ssoobbrree llaa ffoorrmmaacciióónn ddee ccoorrtteezzaa ccoonnttiinneennttaall eenn eell nnoorrooeessttee ddee llaa

zzoonnaa CCeennttrroo--IIbbéérriiccaa

NNdd--SSrr iissoottooppiicc ggeeoocchheemmiissttrryy ooff OOlllloo ddee SSaappoo GGnneeiissss:: iimmpplliiccaattiioonnss oonn tthhee ggeenneerraattiioonn ooff ccoonnttiinneennttaall ccrruusstt iinn tthhee nnoorrtthhwweesstteerrnn ooff

CCeennttrroo--IIbbeerriiaann ZZoonnee

LUIS A ORTEGA(1), CHRISTIAN PIN(2), MARINA MENÉNDEZ(1), JOSÉ I. GILIBARGUCHI(1).

(1) Departamento de Mineralogía y Petrología, Universidad del País Vasco, Aptdo. 644, Bilbao 48080, España(2) CNRS-UMR 6524 Magmas et Volcans, Université Blaise Pascal, 63038 Clermont-Ferrand, Francia

La formación Ollo de Sapo constituyeuna unidad característica, principalmentemeta-ígnea y en menor medida metasedi-mentaria, de los sectores noroeste y centraldel Macizo Ibérico donde aflora de modoprácticamente continuo a lo largo de másde 500 km. Está constituida esencialmen-te por gneises glandulares de grano mediocon intercalaciones de esquistos y cuarcitas,más abundantes hacia la parte alta de launidad. El espesor máximo de la misma esde c. 1500-2000 m. Dentro de esta for-mación se han establecido dos subunidadesprincipales: (i) una ‘secuencia inferior’(300-700 m de espesor) compuesta princi-palmente por gneises de grano medio conintercalaciones de gneises de grano fino yen la que son característicos los megacris-tales de feldespato potásico recristalizadosde hasta 12 cm de largo, junto con loscuarzos subidiomorfos de color azul violá-ceo, a menudo con formas corroidas y bipi-ramidales, que le dan el nombre a esta for-mación; (ii) una ‘secuencia superior’ (600-1000 m de espesor) formada por gneises degrano medio a fino caracterizada por laausencia de megacristales de feldespatopotásico y las intercalaciones abundantesde rocas metamórficas del tipo esquistos ocuarcitas, así como otras con característicasde un origen a partir de grauvacas, arcosaso vulcanitas ácidas. Se ha investigado lacomposición química de elementos mayo-res y trazas de nueve muestras, de las cua-les seis han sido seleccionadas para el estu-dio isotópico. Las muestras proceden deafloramientos de gneises y rocas cuarzofel-despáticas a lo largo de la parte norte y cen-tro de la formación.

Consideradas en su conjunto, las rocasestudiadas de la formación Ollo de Sapo

definen una serie geoquímica caracterizadapor un enriquecimiento moderado en síli-ce, 57 a 70 % (promedio = 65.3%), conte-nidos elevados en Al2O3 (corindón norma-tivo = 0.5 a 8.5) y relaciones A/CNK entre1 y 1.8), así como altos contenidos en álca-lis (4.5% a 11%, promedio = 7.6%), yvalores de MgO + FeO en torno al 6 % (3a 10 %). En cualquier caso, existen dife-rencias significativas entre las muestrasanalizadas procedentes de diferentes locali-dades lo que podría indicar ya sea un ori-gen diferente, o bien variaciones regionalesrelacionadas on diferentes episodios demagmatismo. La mayoría de las muestrasde la ‘secuencia inferior’ procedentes delárea de Sanabria en el sector central de laformación muestran rasgos volcánicos ysubvolcánicos y son bastante diferentes delas de la ‘secuencia superior’, presentandocaracterísticas de series series subalumíni-cas o ligeramente peralumínicas (A/CNK< 1.15, bajo corindón normativo <3%),bajo CIA (chemical index of alteration <55), así como contenidos en álcalis elevados(c. 10 %). Por contra, las muestras de rocasvolcanoclásticas o de tipo grauváquico dela ‘secuencia superior’ procedentes de sec-tores septentrionales de la formación secaracterizan por relaciones A/CNK elevva-das > 1.5 y elevado corindón normativo (>5 %), valores de CIA más altos (> 60) ycontenidos en álcalis más bajos (c. 6.5 %).

Los contenidos en REE presentanmenos diferencias entre ambas subunida-des. Todas las rocas están bastante enri-quecidas en REE ( REE = 121 - 259 ppm,hasta el doble de los valores de la cortezasuperior) y muestran patrones fraccionadoscon valores de (La/Lu)n = 7.0 - 11.7 eimportantes anomalías negativas de euro-


XXas Jornadas S.E.M. Geoquímica isotópica Nd-Sr del gneis Ollo de Sapo 275

pio (Eu/Eu* = 0.46 - 0.78). Las muestrasde la ‘secuencia superior’ que mejor preser-van los rasgos volcánicos están relativa-mente menos enriquecidas en REE y mues-

tran patrones menos fraccionados con ano-malías negativas en Eu similares a las de lasotras muestras.

Los datos isotópicos Rb-Sr de las mues-tras analizadas no permiten calcular unaverdadera isocrona y se dispersan en tornoa una línea de correlación de c. 524 Ma.Los datos de 87Sr/86Sr inicial y de eNd fue-ron calculados por lo tanto a 490 Ma (edadpreferida obtenida mediante la dataciónU-Pb de zircones, Gebauer et al., 1993).Las relaciones isotópicas iniciales de Srvarían entre 0.7084 y 0.7122, mientrasque los valores de εNd son de -2.0 a -2.8,esto es, en ambos casos típicos de un ori-gen cortical de la unidad. No existe unadiferencia apreciable en términos de com-posición isotópica entre los típicos gneisesglandulares homogéneos, o los de granofino con texturas volcánicas bien conserva-das, y los hasta ahora denominados gneisesgrauváquicos. Puede observarse no obs-

tante, que aquellas muestras que conser-van los rasgos ígneos mejor preservados(rocas metamórficas derivadas de rocasvolcánicas o subvolcánicas) presentan losvalores más bajos de Sr inicial (Sri490 0.709).

Los nuevos datos obtenidos no puedenexplicarse como resultado de un procesode mezcla (mixing) entre un componentesedimentario cortical y uno magmáticosubalumínico tal como se propuso a partirde nuestros propios datos preliminares(Ortega, 1998). En su lugar, la composi-ción química y las características isotópi-cas de las rocas estudiada sugieren un pro-ceso de fusión parcial (batch melting) deprotolitos corticales (grauvacas), en el quela participación de un componente mag-mático subalumínico estaría probable-

mente restringida a actuar como una fuen-te de calor del proceso de fusión. Se trata-ría de un proceso similar por ejemplo a loque se ha descrito para el origen del volca-nismo peralumínico relacionado con zonasde subducción en otras áreas (e.g.,Macusani en SE Perú, Pichavant et al.,1988). A la vista de los datos geocronoló-gicos, petrológicos y estructurales dispo-nibles, tal contexto podría relacionarse enprincipio con algún episodio de subduc-ción a lo largo del borde N del supercon-tinente Gondwana (o microplacas en dichosector) durante la orogénesis Cadomiense.La formación Ollo de Sapo y unidadesgneísicas similares de la zona CentroIbérica podrían corresponder por lo tanto aun magmatismo tardi-orogénico subse-cuente al desarrollo de estructuras de arcomagmático y metamorfismo regional enáreas situadas actualmente al S del macizoIbérico, por ejemplo, las registradas enmateriales de edad Proterozoico superiorde la zona de Ossa-Morena (Eguiluz et al.,in press).

Agradecimientos



EGUILUZ, L., GIL IBARGUCHI, J.I., ABALOS,B., APRAIZ, A. (in press) SuperposedHercynian and Cadomian orogenic cycles in theOssa-Morena zone and related aareas of theIberian Massif. Geol. Soc. of America Bulletin.

GEBAUER, D., MARTÍNEZ-GARCÍA, E. ANDHEPBURN, J.C. (1993) Geodynamic signifi-cance, age and origin of the Ollo de Sapoaugengneiss (NW Iberian Massif, Spain).

Abstract w Programs, 342. Geol. Soc. Am.Boston, Massachussets.

ORTEGA, L.A. (1998). Estudio petrogenético del gra-nito sincinemático de dos micas de A Espenuca (ACoruña). Laboratorio Xeoloxico de Laxe. SerieNova Terra: 14, O Castro, La Coruña. pp.377.

Pichavant, M., Kontak, D.J., Valencia Herrera, J.and Clark, A.H. (1988) The Miocene-PlioceneMacusani Volcanics, SE Peru. II Geochemistryand origin of a feilsic peraluminous magma.Contrib Mineral. Petrol., 100, 325-338.



HHooww mmaannyy fflluuiiddss aarree rreellaatteedd ttoo OO BBaarrqquueerroo??((NNWW GGaalliicciiaa,, SSppaaiinn)).. QQuuaarrttzz vveeiinn ffoorrmmaattiioonn??::

FFlluuiidd iinncclluussiioonn ddaattaa

¿¿CCuuáánnttooss fflluuiiddooss eessttáánn iimmpplliiccaaddooss eenn OOBBaarrqquueerroo?? ((NNWW GGaalliicciiaa,, EEssppaaññaa)).. ¿¿CCúúaall eess eell

oorriiggeenn ddeell ffiillóónn ddee ccuuaarrzzoo??.. DDaattooss ddee iinncclluussiioonneess fflluuiiddaass

S.N. WANNINGEN(1), A. CANALS(1), F. GRANDIA(1), E. CARDELLACH(2), F.,MARTINEZ(2), A. SOLER(1) and M. GARRETA(1).

(1) Dpto. de Cristal.lografia, Mineralogia i Depòsits Minerals. Facultat de Geología. Universitat de Barcelona.C/ Martí i Franqués s/n. 08028 Barcelona.

(2) Dpto. de Geologia. Facultad de Ciencias. Universidad Autonoma de Barcelona. 08193 Bellaterra.

In the NW Spain, economicallyimportant quartz veins are found. Some ofthem (as O Barquero vein) are currentlymined for quartz which is used inferroalloys. In other veins, quartz is relatedto ore-mineral (sulphides) precipitation.Both types have been studied fromdifferent points of view (Crabiflosse et al.,1989; Adaro, 1991; Boiron et al., 1996).The O Barquero quartz vein is the mostimportant of the area. It is located in theNW of Galicia north of the village ofTellado (Lugo Province) running north-south through the village of Porto doBarquero (A Couruña Province). It has alengh of 10km with a thickness up to 50min many places. The vein contains a hugevolume of almost pure quartz producing upto 250.000 tons annually. It is related to aset of N150-170E trending fractures thatput in contact a two-mica granite to theeast with precambrian and ordovician rocksto the west. The aim of this study is tocharacterize, using microthermometricalmethods, the chemistry and temperature ofthe fluids during quartz precipitation.

The O Barquero quartz vein is wellexposed in a quarry developed at the northend of the vein, allowing a systematicsampling over a length of 1100m. Five E-W sampling transects have been alsocarried out. Thin sections of the sampleswere studied for a petrographiccharacterization previously to themicrothermometric measurements. Fluid

inclusions have sizes from 5 to 120μm(average 20μm) and are biphasic at roomtemperature. First melting temperatures(Te below –55°C) show that trapped fluidsbelong to the H2O-NaCl-CaCl2 system.

Mixing evidences between a highsalinity (up to 10 wt. % NaCl eq.) and hightemperature (300°C) fluid and a lowersalinity (3.5 wt. % NaCl eq. ) and lowertemperature (150°C) fluid have beenrecognized in places of the vein whereconjugate fractures are present (Fig. 1A andB). Fluids rising from these fractures flowedalong the footwall towards the north andsouth of the O Barquero vein. Quartzprecipitation fom the footwall to the centerof the vein was caused only by the lowsalinity-low temperature fluid. Mixing hasnot been recognized during this event.

Early quartz contains inclusions thatunderwent two thermal events, a first onewith Th around 150°C and a second athigher temperature (around 350 °C).Although thermal reequilibration in quartzrequires a severe overheating (Lacazette,1990), the constant salinity but spread Thdistribution trend for some inclusions (Fig.1C) seems to indicate the feasibility of thisphenomenon. As fluid inclusion sizeappears to have a strong influence on theprobability of reequilibration of fluidinclusions (Bodnar et al., 1989), an statistictreatment of size and Th data was done,showing that no simple correlation existsbetween size and Th.

278 S. N. Wanningen, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. How many fluids are related to O Barquero 279


ADARO (1991): La mineria de Galicia. Xunta deGalicia. Conselleria de Industria e Comercio.Dirección Xeral de Industria. C-1341-1991.

BODNAR, R.J., BINNS, P.R. and HALL, D.L.(1989): Jour. Metam. Geol., 7, 229-242.

BOIRON, M.C., CATHELINEAU, M., BANKS,D.A., YARDLEY, B.W.D., NORONHA, F.and MILLER, M.F. (1996): Geochim. Cosmochim.Acta, 60, 43-57.

CRABIFLOSSE, S., FERRERO, A. and MONGE,C. (1989): Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 14, 225-236.

LACAZETTE, A., (1990): Geology, 18, 782-785.WANNINGEN, S. (1999): A fluid inclusion study of

the El Barquero quartz vein, NW Galicia, Spain.,Internal Report. Universitat de Barcelona.

FFiigguurree 11..--

280 S. N. Wanningen, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


EEssttuuddiioo ddee llaa ffrraacccciióónn ddeennssaa ccoonn mmiinneerraalleess ddee TTiieerrrraass RRaarraass ddee sseeddiimmeennttooss fflluuvviiaalleess ddee

llaa zzoonnaa ddee ZZaarriinnaass ((OOuurreennssee))

SSttuuddyy ooff tthhee hheeaavvyy ffrraaccttiioonn ooff RRaarree EEaarrtthh eelleemmeennttss ooff fflluuvviiaall sseeddiimmeennttss ffrroomm ZZaarriinnaass

((OOuurreennssee)) ZZoonnee

ÁNGEL FERRERO ARIAS(1) Y MARTÍN FERNÁNDEZ GONZÁLEZ (2).

(1) (ITGE - Santiago de Compostela)(2) (ITGE - Centro de Laboratorios. Tres Cantos - Madrid)

INTRODUCCIÓN

La zona Zarinas se localiza en la parteSO de la provincia de Ourense, al norte deCalvos de Randín. Se enmarca en un áreade explotaciones de wolframio y estañoque se explotó por última vez en torno amediados del siglo XX y concretamentede las explotaciones tipo placer (últimaactividad en Mina Nueva Zarinas) se obtu-vieron sobre todo minerales de titanio(ilmenita), casiterita y se cita alguna recu-peración de monacita. Esto indicó la con-veniencia de realizar algún muestreoorientado al conocimiento de la presenciade minerales de tierras raras en la zona.

Se concreta esta comunicación en lacaracterización de los minerales de tierrasraras presentes basándose fundamental-mente en las identificaciones realizadastanto durante la preparación de una "colec-ción de referencia" como en la revisión yestudio mineralométrico de concentrados.Se incluyen algunos resultados de balancesde contenidos de monacita al todo uno.

Materiales y métodos

A partir de cinco muestras procedentesde los depósitos detríticos de las zonasdenominadas Salas y Zarinas, se obtuvouna "colección de referencia" de mineralesdensos más frecuentes. Una de las muestrasutilizadas procedía de un nivel de arenas yel resto de niveles de gravas, en depósitosfluviales cuaternarios. Tres de las muestrasconsistían en preconcentrados obtenidos enmesa de sacudidas (tamaños 0,5 a 0,1 mm)

uno de ellos muy "apurado"1, una muestrade todo uno (tamaños de 1,0 a 0,5 mm) yotra era un preconcentrado (tamaños de 3,0a 0,5 mm) obtenido a la batea.

A partir tanto de la muestra de todo unocomo de los preconcentrados (a excepcióndel indicado como más "apurado") se obtu-vieron concentrados mediante separacióncon bromoformo y posterior separaciónmagnética y electromagnética (L-1 Frantz-Isodynamic). Cada fracción magnética yelectromagnética obtenida se observómediante lupa binocular y se seleccionarongranos semejantes obteniendo dos placashomólogas: una para la realización de aná-lisis mediante microsonda electrónica(ARL modelo SEM Q2) y otra como refe-rencia. Se utilizó de forma general elmétodo de dispersión de energías (cualita-tivo a semicuantitativo) y un grano demonacita se analizó cuantitativamente entres puntos por el método de dispersión delongitudes de onda. Paralelamente se rea-lizaron análisis por difracción de rayos X(difractómetro PW1710 BASED) de algu-nas fracciones de concentrados y para algu-nos granos de mayor tamaño (ilmenoruti-lo, ilmenita...) se probó la eficacia delmétodo de difracción de rayos X utilizan-do un porta de silicio (análisis de pocosgranos semejantes). La "colección" obteni-da sirvió de referencia en el estudio de con-centrados de sedimentos fluviales de lazona Zarinas, donde se realizó la cartogra-fía geológica y se puso de manifiesto laexistencia de dos niveles principales deterrazas.

282 Angel Ferrero Arias, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

1 Se buscó la obtención de un preconcentrado muy rico en minerales de tierras raras, cualquiera que fuese elrendimiento al todo uno.

XXas Jornadas S.E.M. Estudio de la difracción densa con minerales 283

Resultados y conclusiones

Los minerales identificados en las frac-ciones densas y que constituyen la "colec-ción de referencia" son: anatasa, almandi-no, andalucita, apatito, biotita, broquita,casiterita, circón, clorita, columbita, corin-dón, cuarzo, diópsido, distena, esfena, espi-nelas, estaurolita, feldespatos, fluorita,goethita, grosularia, hematites, ilmenita,leucoxeno, magnetita, monacita, moscovi-ta, rutilo, scheelita, sillimanita, topacio,turmalina, wolframita, xenotima. Algunosde ellos no tienen la condición de minera-les densos, pero pueden encontrarse ocasio-nalmente entre ellos por deficiencias habi-tuales en la separación.

Los minerales localizados de tierrasraras con cierto interés minero son monaci-ta y xenotima, que se concentran en lasfracciones más finas. Los granos de monaci-ta observados varían desde formas cristali-nas a irregulares y presentan varios colores(amarillo, verde, rojo y blanco) y desdetransparentes a opacos. No se ha encontra-do una relación causal clara entre las dis-tintas coloraciones y los cationes obtenidosen los espectros, si bien FERNÁDEZGONZÁLEZ et al., (1992) indican lainfluencia del hierro en las coloracionesrojo-marrones en contraposición a su faltaen los colores verdes. Las monacitas blancasparecen originarse por alteración generali-zada ya que se han observado anubarra-mientos blancos y blanco amarillentos máso menos intensos en otras coloraciones.

La composición química encontradaresponde a la formula general (Ce, La)PO4,con presencia constante de torio, y con fre-cuencia de silicio, calcio, aluminio y hierro.

La composición química encontradaresponde a la formula general (Ce, La)PO4,con presencia constante de torio, y con fre-cuencia de silicio, calcio, aluminio y hierro.

Los granos más frecuentes han dadoespectros del tipo del S-1412. Un grano demonacita de esta zona Zarinas fue analiza-do mediante el método de dispersión delongitudes de onda. Previamente se inves-tigó la presencia de U y Si, con resultado

Tabla 1 - Resultados (%) del análisis cuantitativo demonacita de la zona Zarinas con microsonda elec-trónica (dispersión de longitudes de onda).

Óxidos Arriba Centro Abajo Promedio

P2O5 30,2 30,9 29,2 30,1CaO 0,5 0,4 0,5 0,5ThO2 7,2 6,7 6,1 6,7La2O3 12,4 11,8 11,5 11,9Ce2O3 27,4 26,2 27,1 26,9Pr2O3 2,9 3,2 3,3 3,1Nd2O3 12,0 11,6 12,0 11,9Sm2O3 1,9 1,8 1,9 1,9Gd2O3 1,7 2,0 1,9 1,9Dy2O3 0,6 0,9 0,7 0,7Total 96,8 95,5 94,2 95,6

negativo, y de tierras raras detectándose La,Ce, Pr, Nd, Sm, Gd y Dy. Este grano pre-senta una composición (Tabla 1) que novaría significativamente en los tres puntosmedidos.

Por otra parte el tipo composicional dela monacita analizada es el denominado"monacita amarilla" del tipo de composi-ciones céricas intermedias [monacita-(Ce)],con contenidos interesantes en Nd y Eu.

La identificación de los minerales den-sos pudo realizarse con garantías y rapidezmediante técnicas sencillas: observacióncon lupa binocular con la ayuda de la"colección de referencia", lámpara UV, testde estaño y test físicos sencillos (raya yrotura de granos).

Esta identificación y caracterización degranos de minerales de tierras raras, así

como de otros minerales incluidos en la"colección de referencia" ha facilitado larevisión y estudio mineralométrico "cuan-titativo" de concentrados obtenidos tantoen mesa de sacudidas, como a la batea o porseparación en bromoformo de distintasfracciones granulométricas de muestras detodo uno. Se muestran (Tabla 2) sólo losresultados de balances realizados para algu-nas de las muestras estudiadas y sólo paramonacita, que aparece en cierta proporciónal todo uno en dos muestras, en cualquiercaso con bajos contenidos: 121 ppm y 94ppm. Puede concluirse también que la pre-sencia de xenotima es muy escasa y seencuentra como cristales o fragmentos decristales, opacos, de colores pardo-amari-llentos, verde-amarillentos, y amarillo-ver-dosos a pardos.

284 Angel Ferrero Arias, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

Z-1 - - 0,01 0,29 0,21 2,53 0,0015 15Z-2 - 0,03 0,06 0,02 0,51 1,06 0,0015 15Z-9 - 0,15 - 0,61 6,70 7,80 0,0094 94Z-19 - - 0,26 0,67 1,04 7,81 0,0025 25Z-26 - 0,12 2,57 0,44 1,46 12,11 0,0121 121Z-27 - - - - - 0,09 0,0002 2Z-28 - - - - 0,44 0,49 0,0010 10Z-29 - - - - - 0,02 0,000 Trazas

Muestras% ppm al

al TU TU

% de monacita en cada fracción estudiada

Tabla 2 - Contenidos en monacita obtenidos

4-2 2 - 1 1,0-0,5 0,5-0,25 0,25-0,125 0,125-0,063


FERNÁNDEZ GONZÁLEZ, M.; MARTÍNRUBI, J.A.; LASALA-GAUSA, Mª.J. y VALLEFUENTES, F.J. (1992): "Application of theelectron microprobe and X-ray diffraction tothe knowledge of mineralogical composition ofbeach sand and alluvion concentrates". ElectronMicroscopy. EUREM 92. 2, 557-558.

FERRERO, A. (1994): Investigaciones geológico-mineras en el sur de la provincia de Ourense.Instituto Tecnológico Geominero de España.Madrid.


BBAABBEELLPPDDBB:: EExxttrraacccciióónn ddee iinnffoorrmmaacciióónn eennllaa bbaassee ddee ddaattooss PPDDBB ppaarraa llaa eennsseeññaannzzaa

BBAABBEELLPPDDBB:: IInnffoorrmmaattiioonn ffrroomm tthhee PPDDBB DDaattaabbaassee ffoorr tteeaacchhiinngg

FRANCISCO TORRENS.

Departament de Química Física, Facultat de Química, Universitat de València, Dr. Moliner 50, E-46100-Burjassot (València), Spain

En el banco de datos BrookhavenProtein Data Bank (PDB) cada estructurase direcciona en un fichero cuyo nombre secodifica como iABC.BRK (?) donde i es elcódigo de Brookhaven.(1) Un fichero PDBtiene dos partes. La primera parte contienelos autores, grupo, estructura espacialsecundaria y secuencia. La segunda partecontiene las coordenadas (X, Y, Z), átomos(i), iones, conectividades entre átomos,factores de agitación térmica anisótropos(B); X, Y, Z, B, i. PDB contiene ca. 1000estructuras cristalinas de proteínas, ácidosnucleicos y virus.

El programa BABEL implementa unmarco general para convertir formatos deficheros utilizados en modelización mole-cular.(2) BABEL lee 37 y escribe 29 tipos deficheros incluyendo PDB. BABEL puedellamarse bien utilizando las opciones de lalínea de comandos, bien menús. BABELtiene la capacidad de añadir y borrar hidró-genos de cualquier formato de fichero.Cuando se leen ficheros PDB, BABEL asig-na enlaces examinando las distancias intera-tómicas y asignando un enlace allí donde ladistancia interatómica es menor que lasuma de los radios covalentes atómicos.

Hemos escrito el programa BABELPDBpara la búsqueda, recuperación, análisis yrepresentación de información basada en elordenador de la base de datos PDB. Se per-miten varias opciones: (1) convertir de PDBa otros formatos, (2) añadir o eliminar áto-mos de hidrógeno, (3) eliminar moléculasde agua y (4) extraer sólo los carbonos α.

Con BABELPDB, se han convertidolas coordenadas de varias proteínas dePDB a coordenadas cartesianas, eliminadolas moléculas de agua de hidratación y

añadido los átomos de hidrógeno. Conestas coordenadas se ha analizado la pre-sencia de enlaces de hidrógeno en las macro-moléculas. Los enlaces de hidrógeno secaracterizan por la presencia de interaccio-nes X-H…Y donde los átomos X e Y sonN, O, F o Cl, distancia(??)Å y ángulo deenlace (??)°. Este algoritmo se ha imple-mentado en el programa TOPO para lasimulación teórica de la forma molecu-lar.(3,4) TOPO permite calcular los descrip-tores geométricos e índices topológicos delas macromoléculas incluyendo la dimen-sión fractal de la superficie accesible aldisolvente.

Se he estudiado la lisozima utilizando lascoordenadas de rayos X de los átomos(2LYM) extraídas con BABELPDB. Laenzima contiene 129 aminoácidos (1906átomos) y tiene un peso molecular de 14307 Daltons. Hay 151 moléculas de aguaalrededor de la proteína enzimática. Parala lisozima con átomos de hidrógeno losresultados muestran una dimensión fractalD de 1.908. Para la lisozima sin átomosde hidrógeno se observa un valor para Dde 1.920.

Se ha extraído el esqueleto de carbonosa de la lisozima, el cual ha permitido dibu-jar la imagen de cintas. Esta imagen deter-mina los elementos de la estructura secun-daria. En la imagen se distinguen cuatroregiones helicoidales (A—D). Tres de ellasson hélices a distorsionadas (A, B, D) y laotra es una hélice 3.010 (C). La lisozimacontiene una hoja β antiparalela (E).

De los resultados se pueden extraerlas siguientes conclusiones:

1. Se ha escrito el programaBABELPDB para la búsqueda, recupera-

286 Francisco Torrens, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. BABELPDB: Extracción de información en PDB 287

ción, análisis y representación de informa-ción de la base de datos PDB. Las coorde-nadas han permitido localizar los enlaces dehidrógeno. El algoritmo se ha implementa-do en el programa TOPO para una mejoradecuación didáctica al estudio de las pro-piedades moleculares en la enseñanza.(5-7)

2. El esqueleto de carbonos a extraídocon BABELPDB permite dibujar la ima-gen de cintas que determina la estructurasecundaria de las proteínas. Los profesoresencontrarán las opciones de BABELPDBmuy útiles para demostraciones. El pro-grama puede también emplearse poralumnos para explorar las técnicas deextracción de información de PDB.

3. Queda por explorar la acomodaciónmetodológica de estos programas enrique-ciendo las técnicas actuales de enseñan-za.(8)Implementar nuevos algoritmos ensituaciones de aprendizaje es informática-mente sencillo, pero comprobar su utili-dad en la enseñanza es extraordinariamen-te complejo y exige una investigación queapenas ha comenzado.


[1] F. C. BERNSTEIN, T. F. KOETZLE, G. J. B.WILLIAMS, E. F. MEYER JR., M. D. BRICE,J. R. RODGERS, O. KENNARD, T.SHIMANOUCHI Y M. TASUMI, J. Mol. Biol.,112 (1977) 535.

[2] P. WALTERS Y M. STAHL, Program BABEL,University of Arizona, Tucson, AZ, 1994.

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[5] F. TORRENS, J. SÁNCHEZ-MARÍN Y E.SÁNCHEZ-PÉREZ, Didàctica empírica de lacongelació de l'aigua, in: Actes del II Sympòsiumsobre l'Ensenyament de les Ciències Naturals, S.Riera, Ed., Documents No. 11, Eumo, Vic,1989, p. 595.

[6] F. TORRENS, J. SÁNCHEZ-MARÍN Y E.SÁNCHEZ-PÉREZ, Estudi interdisciplinaride la congelació de l'aigua, in: Actes del IISympòsium sobre l'Ensenyament de les CiènciesNaturals, S. Riera, Ed., Documents No. 11,Eumo, Vic, 1989, p. 669.

[7] F. TORRENS, E. SÁNCHEZ-PÉREZ Y J.SÁNCHEZ-MARÍN, Didáctica empírica de laforma molecular, Enseñanza de las Ciencias,Número Extra (III Congreso)-I (1989) 267.

[8] F. TORRENS, E. ORTÍ Y J. SÁNCHEZ-MARÍN, Representación de propiedades mole-culares en la didáctica de la química, in:Colloquy University Pedagogy, Horsori,Barcelona, 1991, p. 375.


CCoommppoossiicciióónn qquuíímmiiccaa ee iissóóttooppooss ddee OO eenn mmiinneerraalleess ddee MMiinnaa SSaattuurrnnoo ((VVaallddeerrrrooddrriiggoo,,

SSaallaammaannccaa))

CChheemmiiccaall ccoommppoossttiioonn aanndd OO iissoottooppeess iinn mmiinneerraallss ffrroomm MMiinnaa SSaattuurrnnoo ((VVaallddeerrrrooddrriiggoo,,

SSaallaammaannccaa))

REGUILÓN, R. RODRIGUEZ, I Y JIMÉNEZ E.

Dpto. de Geología (Cristalografía y Mineralogía). Univ de Salamanca. 37008

En este trabajo se exponen los resulta-dos obtenidos sobre la composición quí-mica de los minerales, que acompañan alcuarzo de los filones presentes en MinaSaturno, así como los datos isotópicos rea-lizados en cuarzo, scheelita, wolframita .

Mina Saturno está localizada geográfi-camente 10 km. al NO de Vitigudino(Salalamanca), próxima al municipio deValderrodrigo, y geológicamente en elDominio de los Pliegues Verticales (DíazBalda et al (1990) dentro de la zonaCentro-Ibérica de Julivert et al (1972).

La mineralización se encuentra en filo-nes de cuarzo que, según un completoestudio realizado por S. Joe Minera en1983 al detectar oro, se distribuyen en tresbandas, siendo la banda central la más ricaen Au. En dicho estudio, St. Joe estimó ensuperficie unas leyes de 318g/t de WO3 y0,85g/t de Au. Con anterioridad, la com-pañía austríaca FREN había estimadoleyes de 893 g/t de WO3.

Los minerales identificados, además delos citados con anterioridad por Reguilóny otros (1999), tanto de ganga, como demenas metálicass son: adularía, algo defluorita y carbonatos como constituyentesde la ganga que acompañan al el cuarzo y,dentro de las menas metálicas, cabe desta-car el hecho de que la wolframita, bastan-te mas escasa que la scheelita, aparece almicroscopio en agregados desordenados depequeños cristales con aspecto poroso típi-co de la “reinita”, transformación de sche-elita en wolframita. En cuanto a los mine-rales metálicos de carácter accesorio, ade-más de Joseita se han identificado tennan-tita, bismutita procedente de la alteraciónde bismuto y bismutinita, y Witichenita.

De los minerales pertenecientes a laganga, únicamente se ha analizado la adu-laría, que se corresponde tanto en su modode aparecer como en la forma de los crista-les con la adularía tipo c de Dong yMorrison, (1995), así como en la composi-ción química de los cristales ya que se trata,en ambos casos, de silicatos de potasioprácticamente puros.

Los minerales de wolframio (scheelita ywolframita) de Saturno, tienen una compo-sición química muy homogénea si bien enocasiones la scheelita presenta impurezas deCu y Ta inferiores a 0,600% en peso. No seobserva por otra parte, semejanzas con losdatos dados por Kempe y Oberthür(1997)para yacimientos de Au-(W) relacionadoscon zonas de cizalla en Europa en los quesegún estos autores, las scheelitas proceden-tes de mineralizaciones con Au(-W) estánenriquecidas en Sr, presentando las de MinaSaturno valores cero. La composición quí-mica de la wolframita se corresponde con eltérmino puro ferberita ya que los conteni-dos en Mn son, o muy escasos o nulos.

Los minerales pertenecientes al grupode los sulfuros, presentan en general unacomposición química cuyos valores, para elcaso de la arsenopirita se adaptan a la fór-mula general FeAsS con trazas de Co y Nino superiores al 0,2% en peso y en algunoscasos de Tl con valores de 0,8 % en peso:No destaca sin embargo ni como trazas loscontenidos en Au, por lo que es factibleque este elemento se encuentre únicamen-te como inclusiones en el mineral pero nodentro de la red de la arsenopirita.

El resto de los sulfuros (pirita, calco-pirita, pirrotina, marcasita, bismitunita,esfalerita, calcosina y covellina), elemetos

290 Reguilón, R. Rodríguez, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Composición química e isótopos de O 291

nativos y sulfosales, presentan como en elcaso de la arsenopirita unas composicio-nes químicas que se adaptan a las fórmu-las químicas ideales, si bien, a veces lapirita está enriquecida en As que sustitu-ye al S, con valores de hasta un 2% enpeso, en el caso de la bismutinita desta-can el Fe y Au con valores de hasta 0,5%en peso y Hg y Tl con valores 0,9% enpeso y la esfalerita, presenta contenidosde hasta un 8% en peso de Fe. Para elresto de los minerales, no se observa engeneral, en sus composiciones químicasanomalías destacables, únicamente desta-car que en el Au todos los granos analiza-dos tienen valores comprendidos entre(83 y 94) % en peso de Au lo que indicaque se trata de Au nativo, con a vecesvalores significativos de Ag y Se.

En cuanto a los isótopos de O, estoshan sido realizados en 3 muestras de cuar-zo, 2 de scheelita y 1 de wolframita. Losvalores de δ18O son en general muy uni-formes, en el caso del cuarzo varían entre(+12,4 y +12.8), en las scheelitas entre(+6,0 y +6,4) y en la muestra de wolfra-mita el valor obtenido es de +5,3.

A partir de los isótopos de δ18O en lascheelita y en el cuarzo que la acompaña,se ha establecido la temperatura de equi-librio isotópico entre Q-Sch, basada enla ecuación del par mineral cuarzo-sche-elita de Wesolowski y Ohmoto (1986),obtenida de la ecuación de fracciona-miento isotópico del oxígeno entre 250y 500ºC de Matsuhisa et al (1979) parael par cuarzo-agua, obteniéndose unvalor para la temperatura de equilibriode 412ºC.

Agradecimientos

Este trabajo ha sido financiado por elproyecto nº SA20/98 de La Junta deCastilla y León.


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AAccttiivviiddaaddee hhiiddrrootteerrmmaall ppóóss--vvaarriissccaa.. EExxeemmppllooddaa mmiinneerraalliizzaacciióónn ddee cchhuummbboo eemm ffaallllaass ddoo jjaazziiggoo

ddaa PPaannaassqquueeiirraa,, ((PPoorrttuuggaall))

PPoosstt--vvaarriissccaann hhyyddrrootthheerrmmaall aaccttiivviittyy.. TThhee ccaassee ooff lleeaadd mmiinneerraalliizzaattiioonn aassssoocciiaatteedd ttoo ffaauullttss ooff tthhee

PPaannaassqquueeiirraa MMiinnee,, PPoorrttuuggaall))

A. LOURENÇO & F. NORONHA.

GIMEF - Departamento Geologia e Centro de Geologia da Universidade do Porto, Praça Gomes Teixeira4050 –002 Porto. Portugal. E-mail: [email protected] / [email protected]

A mineralização em galena e blenda(Pb-Zn), associada a falhas de desligamen-to subverticais do jazigo da Panasqueira foiprimeiramente estudada por Thadeu(1951). Este autor referiu a presença deuma mineralização em Pb associada a fal-has de direcção ENE-WSW, nomeadamen-te a Falha da Cebola e uma mineralizaçãoem Pb-Zn associada a falhas com direcçãoN-S, nomeadamente a Falha Principal.

No presente estudo descreve-se a mine-ralização associada à Falha 1-W, paralela àFalha Principal, que apresenta uma minera-lização em galena, sem que tenha sidodetectada a presença de blenda. O rejeitoactual desta falha é em média cerca de 20m,com uma componente dominantemente

horizontal. A caixa de falha apresenta umpreenchimento polifásico, correspondentesa diferentes períodos de actividade da falha.O primeiro estádio, mais marcante, corres-pondeu à formação de argilas, ao qual seseguiu um período de brechificação comdeposição de quartzo microcristalino; pos-teriormente depositou-se um quartzo comestrutura em pente ao qual se associa umagalena ligeiramente mais tardia (Figura1A). A galena apresenta-se deformada duc-tilmente, exibindo planos de clivagemencurvados (Figura 1B). Em períodos aindamais tardios da actividade da falha regista-se novamente um episódio de brechificaçãoa que se seguiu a deposição de marcassite,pirite e carbonatos.

294 A. Lourenço, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

FFiigguurraa 11AA-- CCrreesscciimmeennttoo ddee qquuaarrttzzoo eemm ppeennttee eemm ffeennddaass aabbeerrttaass nnuummaa bbrreecchhaa cciimmeennttaaddaa ppoorr qquuaarrttzzoo mmiiccrroo--ccrriissttaalliinnoo,, ccoomm ggaalleennaa ppoosstteerriioorr.. OO ccrreesscciimmeennttoo ddooss ccrriissttaaiiss ddee qquuaarrttzzoo eessttããoo ccoonnddiicciioonnaaddooss ppeellaass ffaacceess ddee uummffrraaggmmeennttoo,, ccrreesscceennddoo ppeerrppeennddiiccuullaarrmmeennttee ààss ssuuaass ppaarreeddeess.. QQzz --QQuuaarrttzzoo eemm ppeennttee;; GGaall--GGaalleennaa mmaacciiççaa..EEssccaallaa iigguuaall aa 110000 mm..FFiigguurraa 11BB-- GGaalleennaa ddeeffoorrmmaaddaa oonnddee éé ppoossssíívveell oobbsseerrvvaarr--ssee ooss ppllaannooss ddee cclliivvaaggeemm eennccuurrvvaaddooss..

No quartzo com estrutura em pentesão visíveis raras inclusões fluidas (IF),bifásicas (L+V) ou monofásicas (L), namedida em que a maioria das IF se encon-tram decrepitadas. Estudos microtermo-métricos efectuados no quartzo em pente

revelam que os fluidos são dominantemen-te líquidos, aquosos salinos (com salinida-des de 19 a 20 % em peso de NaCl); as pri-meiras fusões do gelo, a temperaturas daordem dos –57 ºC, são indicadoras da pre-sença de catiões bivalentes. As temperatu-

XXas Jornadas S.E.M. Actividade hidrotermal pós-varisca 295

ras mínimas de aprisionamento estão com-preendidas entre os 120 e 147ºC. Estudosà Microssonda Raman não revelaram apresença de qualquer gás na fase volátil.

A idade e génese da mineralização dePb-Zn do Jazigo da Panasqueira enqua-drado na sub-província metalogenética dePb-Zn da Beira Baixa definida por Thadeu(1951), não está isenta de polémica.

Thadeu (1951) considerou esta minera-lização como se tendo formado a baixas pro-fundidades em estreita dependência de umatectónica de estilo epirogénico e indepen-dente do magmatismo granítico Varisco. Amineralização em Pb instalou-se, segundoaquele autor, em fracturas ENE-WSWcorrespondentes às últimas fases meso-alpi-nas e a mineralização em Pb-Zn instaladasnas fracturas N-S neo-alpinas.

Kelly & Wagner (1977), com base emestudos de "fission track" efectuadas em apa-tites dos filões mineralizados em tungsténiodo Jazigo da Panasqueira, associam a mine-ralização de Pb-Zn ou com um aquecimen-to de cerca de 150 ºC no Jurássico Superior(152 Ma), relacionado com a abertura doAtlântico Norte ou com um aquecimentoposterior, no Cretácico Superior (79 Ma),contemporâneo das intrusões subvulcânicasde Sintra, Sines e Monchique. Esta hipótesefoi corroborada por Thadeu (1982). Kelly &Rye (1979) consideraram mais provávelassociar estas mineralizações com o eventotérmico contemporâneo das intrusões sub-vulcânicas de Sintra, Sines e Monchique.

Ribeiro & Almeida (1981) referem umapossível génese por bombagem sísmica,para os jazigos hidrotermais portuguesesde idades compreendidas entre o períodotardi-hercínico e a actualidade, nos quais seenquadram as mineralizações de Pb-Zn.

A mineralização em Pb, associada àFalha 1-W estudada está, na nossa perspec-tiva, relacionada com o "up-lift" e aqueci-mento induzido pela abertura do AtlânticoNorte. A decrepitação das inclusões fluidasassim como a deformação dúctil observadanas galenas poderão ser explicados quer peloaquecimento Cretácico quer pela com-pressão bética miocénica a quaternária queoriginou a estrutura de ressalto daCordilheira Central (Ribeiro 1988).

Agradecimentos

Os trabalhos de Alexandre Lourençobeneficiam de uma bolsa de doutoramentodo Praxis XXI (ref. BD/2766). O presentetrabalho integra-se nas actividades do pro-jecto "Praxis 12/2.1/CTA/82/94" do Centrode Geologia da Universidade do Porto.

Um agradecimento à Beralt Tin andWolfram Portugal pelo apoio logístico epermissão de visita à mina.

RREEFFEERRÊÊNNCCIIAASS

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296 A. Lourenço, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


VVaarriiaacciióónn ccoommppoossiicciioonnaall ddee llaass iinncclluussiioonneess ddee mmiinneerraalleess mmeettáálliiccooss eenn llaass ccrroommiittaass ddee llaass

mmiinneerraalliizzaacciioonneess ddeell MMaacciizzoo ddee OOjjéénn((MMáállaaggaa,, EEssppaaññaa))

CCoommppoossiittiioonnaall cchhaannggeess ooff mmeettaalllliicc mmiinneerraalliinncclluussiioonnss iinn tthhee cchhrroommiittiitteess ooff tthhee MMaacciizzoo

ddee OOjjéénn mmiinneerraalliizzaattiioonnss ((MMáállaaggaa,, SSppaaiinn))

GUTIÉRREZ NARBONA, R., GERVILLA, F. Y FENOLL HACH ALÍ, P..

Dpto. de Mineralogía y Petrología e Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra (Universidad de Granada –C.S.I.C.), 18002 Granada, España.

El macizo lherzolítico de Ojén se loca-liza en la Serranía de Ronda (Málaga) yrepresenta una porción del manto subcon-tinental emplazado tectónicamente en lacorteza. Este macizo muestra una zonacióncaracterística provocada por la presenciade un frente de recristalización generadodurante el desarrollo de un proceso de per-colación magmática intergranular a granescala sobre un protolito litosférico anti-guo (Van der Wal y Bodinier, 1996). Eneste macizo lherzolítico aparecen pequeñoscuepos de cromititas asociados a dunitas,clinopiroxenitas y ortopiroxenitas, que sehan agrupado en 6 indicios (CDA, CAB,L, ACA, ARC, CD). Los procesos de inte-racción peridotita/magma combinados conprocesos de mezcla de magmas y/o fluidosen condiciones variables de fO2 se hanconsiderado como los mecanismos causan-tes de la formación de estos cuerpos mono-minerálicos de cromita (Gutiérrez-Narbona, 1999).

Las cromitas que aparecen en los dife-rentes indicios estudiados en el macizo deOjén contienen inclusiones sólidas quevarían ampliamente en composición ytamaño (1-100 micras). Estas están com-puestas por inclusiones silicatadas y/oinclusiones de minerales metálicos. Lamayoría de estas inclusiones pueden consi-derarse como primarias por sus caracteris-ticas texturales, como su forma euhédricay su localización dentro de cromitas noalteradas; otras pueden ser secundarias,más tardias respecto a la formación de lacromita. Las inclusiones silicatadas estánconstituidas por olivino, ortopiroxeno yclinopiroxeno parcial o totalmente reem-plazados por pargasita y/o flogopita ricas

en Cl. Las inclusiones secundarias estáncompuestas por serpentina. Los mineralesmetálicos que aparecen como inclusionesen la cromita son sulfuros de metales base(pentlandita, millerita, heazlewoodita,godlevskita, parkerita, calcopirita), arse-niuros de Ni (westerveldita, maucherita,orcelita y niquelita), sulfoarseniuro de Ni(gerdorsffita) y minerales del grupo delplatino (MGP) (laurita, erlichmanita, irar-sita, ruarsita, hollinworthita, osarsita, pla-tarsita, sperrylita, estibiopaladinita, tetra-ferroplatino y aleaciones de Os-Ir-Ru). Elnúmero de inclusiones de arseniuros y sul-foarseniuros de Ni en las cromitas se corre-laciona con la composición de la cromita,es decir, aumenta en el siguiente ordenCDA<CAB<L<ARC<ACA<CD, de lamisma manera que aumenta #Cr de la cro-mita encajante. Así las cromitas con unaalta relación Cr/Al+Cr (CD) contienen ungran número y variedad de arseniuros deNi, poca cantidad de inclusiones de sulfu-ros de metales base como pentlandita yuna mínima proporción de minerales de laserie laurita-erlichmanita. Estos sulfuros yarseniuros de Ni suelen cristalizar asocia-dos a pargasita y flogopita. A pesar de queen las cromitas del indicio CD no existencasi inclusiones de MGP, las inclusiones dearseniuros de Ni presentan pequeñas can-tidades de EGP en solución sólida, porejemplo la maucherita, el arseniuro másfrecuente, contiene 0.1% en peso de Ru yPd, 0.16% en peso de Pt, 0.15% en pesode Ir y más del 0.23% en peso de Os, y laniquelita puede contener 0.1% en peso deRh, Os e Ir y hasta 0.53% en peso de Pt.En las cromitas de los indicios ARC yACA disminuye considerablemente la

298 Gutiérrez Narbona, R., et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Variación composicional de las inclusiones de minerales 299

cantidad de sulfuros y arseniuros de meta-les base con respecto al indicio CD, sinembargo aumenta la cantidad de MGP yaparece estibiopaladinita. En las cromitasdel indicio CDA, la mayoría de las inclu-siones consisten en MGP y sólo existe unamínima cantidad de inclusiones de sulfu-ros. La laurita, el MGP más frecuente,puede contener pequeñas cantidades de Ase Ir debidas a inclusiones irregulares ydifusas de irarsita en la laurita.

Según Torres-Ruiz et al. (1996), la pre-sencia de estas inclusiones de mineralesmetálicos se debe a la reacción de H2S conóxidos de metales base y EGP y complejos(Cl, F, OH, CO) en fundidos silicatadossobresaturados en volátiles que conteníanAs. Ésto está de acuerdo con el modelopropuesto por Gutiérrez-Narbona (1999)ya que tal y como muestra la composiciónquímica de la pargasita y las micas inclui-das en cromita, el fundido parental debióser muy rico en H2O y Cl. La tendencia devariación en la naturaleza de las asociacio-nes minerales presentes en las inclusionesde cromita de los distintos indicios y lacomposición química de la cromita indicaque el contenido en As es mayor en el fun-dido parental de las cromitas del indicioCD, donde las cromitas aparecen asociadasa dunitas, es decir, el As tiende a concen-trarse en magmas equilibrados con lasrocas más refractarias. La presencia de ale-aciones primarias de Fe y Pt, en equilibriocon laurita, pentlandita e irarsita pone demanifiesto que el fundido parental estabasubsaturado en S y As. Este hecho se corro-bora, además, por la presencia esporádicade aleaciones Os-Ru-Ir.


GUTIÉRREZ-NARBONA R. (1999). Tesis docto-ral. Univ. de Granada.

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VVaarriiaacciióónn ddee llooss iissóóttooppooss ddee aazzuuffrree eenn eell yyaacciimmiieennttooddee SSoottiieell--MMiiggoollllaass ((FFaajjaa PPiirrííttiiccaa IIbbéérriiccaa)):: EEvviiddeenncciiaass ddee uunnaa ffuueennttee bbaacctteerriiooggéénniiccaa

VVaarriiaattiioonn ooff ssuullpphhuurr iissoottooppeess iinn tthheeSSoottiieell--MMiiggoollllaass oorree ddeeppoossiitt ((IIbbeerriiaann PPyyrriittiicc

BBeelltt)):: EEvviiddeenncceess ooff aa bbaacctteerriiaall ssoouurrccee

A. YANGUAS Y F. VELASCO.

Departamento de Mineralogía y Petrología. Universidad del País Vasco. Apdo. 644 E-48080 BILBAO

El yacimiento de sulfuros masivos deSotiel-Migollas que encaja en pizarras car-boníferas del Complejo Volcano-Sedimentario de la Faja Pirítica Ibérica,consiste en masas tabulares concordantescon la estratificación de extensiones varia-bles de hasta 1500 metros y potenciasdesde varios metros hasta 70 m, con untonelaje estimado de 133 Mt de reservas,con leyes medias de 0.7% en Cu, 2.7% enZn y 1.2% en Pb (Leistel et al., 1998).Presenta una mineralogía relativamentesimple atendiendo a las fases mayoritarias,representadas por pirita, esfalerita, calco-pirita, galena, arsenopirita y tetraedrita,acompañadas de carbonatos (dolomita,ankerita±siderita), además de cuarzo yclorita. Como fases accesorias, son fre-cuentes magnetita, pirrotita y sulfosalescomplejas de Cu, Sb, Pb, y Bi (Yanguas yVelasco, 1999).

Con el fin de caracterizar la fuente deazufre que dio lugar a las asociaciones deminerales que forman este yacimiento, seha realizado un estudio isotópico del azufrepartiendo de granos y texturas de sulfurospreviamente seleccionadas. De 148 análi-

sis de δ34S, 134 se realizaron con técnicas“puntuales” de láser (Fallick et al. 1992)directamente sobre probetas pulidas. Elresto de análisis se efectuaron medianteprocedimientos convencionales, tantosobre muestra total (n=7), como realizandoextracciones de sulfuros con la ayuda de unmicrotaladro (n=7).

El resultado de este estudio ha sido laobtención de 92 nuevos valores de δ34S depirita, 19 de esfalerita, 14 de calcopirita,8 de galena y 1 de jaskolskiita. El mayornúmero de datos de pirita queda justifi-cado por ser el mineral más abundante yque mayor variación textural presenta.Los resultados muestran una dispersiónde los valores, con un mínimo en -32.1‰y un máximo en +11.3‰, siendo lamedia -5.6‰, y la mediana -5.2‰ (Tabla1). Por otro lado, los valores de δ34S obte-nidos a partir de roca total, usando técni-cas analíticas convencionales, muestranuna dispersión algo menor con valoresentre -8.6 y -0‰, con mediana en -4.9‰y media en -4.6‰. Estos resultados indi-can un buen acuerdo entre ambas meto-dologías de trabajo.

302 A. Yanguas, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

Mineral Nº análisis Mínimo Máximo Mediana Media

Pirita 92 -32,1 11,8 -5,5 -6,0

Esfalerita 19 -8,3 5,3 -4,3 -3,6

Calcopirita 14 -20,1 -1,1 -5,0 -6,0

Galena 8 -5,5 0,0 -3,0 -3,0

Jaskolskiita 1 -5,24 -5,24 -5,24 -5,24

Total 134 -32,1 11,8 -5,2 -5,6

Tabla 1. Resumen de los valores de δ34S obtenidos en los sulfuros de Sotiel-Migollas por técnica láser(Laboratorios del SURRC, Glasgow, UK).

XXas Jornadas S.E.M. Variación de los isótopos de azufre 303

El estudio de los resultados obtenidos,nos conduce a las siguientes conclusiones:(1) los diversos sulfuros analizados presen-tan una huella isotópica muy similar cen-trada en -6‰ (Fig.1); (2) se constata laexistencia de una buena correlación entrevalores de δ34S, relativamente ligeros y lapresencia de minerales primarios con tex-turas framboidales y coloformes (de acuer-do con Velasco et al., 1998); (3) la apari-ción de pirrotita en algunos agregados de

sulfuros y la presencia de materia orgánicaentre la mineralización y en las pizarrasintercaladas, nos indica condiciones anóxi-cas durante el depósito, favorables a laactividad bacteriogénica; (4) la dispersiónde los valores de δ34S en los histogramas,señala la necesidad de tener en cuentaotras fuentes adicionales de azufre, talescomo termorreducción del SO4

= del aguamarina contemporanea en el sistema con-vectivo hidrotermal.

FFiigg.. 11.. HHiissttooggrraammaass ddee llooss vvaalloorreess ddee δ3344SS ((‰‰)) oobbtteenniiddooss eenn llooss ssuullffuurrooss ddeell yyaacciimmiieennttoo ddee SSoottiieell--MMiiggoollllaassmmeeddiiaannttee ttééccnniiccaass ““ppuunnttuuaalleess”” ddee lláásseerr..

Agradecimientos

Este estudio forma parte del trabajo dela tesis doctoral de Aitor Yanguas cuyodesarrollo está siendo posible gracias a laUniversidad del País Vasco (Proyecto:130.310-EB036/99). Agradecemos a A.Boyce y T. Fallick las facilidades propor-cionadas para realizar los análisis en elSURRC (Scottish Universities Researchand Reactor Centre, Glasgow, UK).


T. FALLICK ET AL. (1992): Geochimica et CosmochimicaActa, 54: 883-888

LEISTEL ET AL. (1998): Mineralium Deposita, 33: 2-30VELASCO ET AL. (1998): Mineralium Deposita, 34:

4-18YANGUAS Y VELASCO. (1999): Boletín de la

SEM, 22-A: 119-120


UUttiilliizzaaççaaoo ddee uumm ggeeootteerrmmoommeettrroo ddaa cclloorriittee,,nnuuhhaa ssoonnddaaggeemm ((LLSS11)) ddaa jjaazziiddaa ddee LLaaggooaaSSaallggaaddaa,, FFaaiixxaa PPiirriittoossaa IIbbéérriiccaa,, PPoorrttuuggaall

CChhlloorriittee ggeeootthheerrmmoommeettrryy iinn aa ccoorree ((LLSS11)) ffrroomm tthhee LLaaggooaa SSaallggaaddaa oorree ddeeppoossiitt,, IIbbeerriiaann

PPyyrriittiicc BBeelltt,, PPoorrttuuggaall

JAQUES, L. & NORONHA, F..

GIMEF – Centro de Geologia da Universidade do Porto, Faculdade de Ciências, Praça Gomes Teixeira,4099-002 Porto. Portugal E-mail: [email protected]

INTRODUÇÃO

A Jazida de Lagoa Salgada, encontra-seinserida no extremo NW da Faixa PiritosaIbérica, a cerca de 12 km a NE deGrândola, integrada na Zona SulPortuguesa, uma das unidades geotectóni-cas principais do Orógeno Hercínico (Fig.1). A sua descoberta em Agosto de 1992,relacionada com os trabalhos de prospecçãolevados a cabo pelo Instituto Geológico eMineiro, associada ao contexto em queinsere, levou a que se considerasse comoum local de elevado potencial mineiro.

As utilização de sondagens permitiuevidenciar a presença de mineralizaçõescom sulfuretos maciços polimetálicos, sul-furetos disseminados e estruturas do tipo“stockwork” (Oliveira et al., 1993).

O objectivo principal deste trabalhoconsiste em determinar as condições tér-micas relacionadas com a alteração hidro-termal associada com mineralizações dotipo “stockwork” presentes na jazida deLagoa Salgada, utilizando um geotermó-metro da clorite segundo o método deCathelineau e Nieva (1985).

306 Jaques, L., et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

FFiigg.. 11 –– EEnnqquuaaddrraammeennttoo rreeggiioonnaall ddaa JJaazziiddaa ddee LLaaggooaa SSaallggaaddaa nnoo sseeccttoorr NNWW ddaa FF.. PP.. II.... EEiixxooss vvuullccâânniiccooss ddooCCoommpplleexxoo VVuullccaannoo--SSeeddiimmeennttaarr nnaa BBaacciiaa TTeerrcciiáárriiaa ddoo SSaaddoo,, eessttããoo rreepprreesseennttaaddooss ppeellooss nnooss ddee 11 aa 99.. ((aaddaappttaa--ddoo ddee MMaattooss eett aall,, 11999988))..

Técnicas Analíticas

O estudo compreendeu a análise préviade várias amostras recolhidas em váriosníveis da sondagem LS1. A análise petro-gráfica permitiu observar na maioria dasamostras, a presença de mineralizações de

sulfuretos disseminados e do tipo “stock-work”, com cloritização e sericitizaçãoassociadas.

As clorites analisadas encontram-se emaglomerados radiais em associação comveios de quartzo ou, como agregadosrecristalizados dispersos numa matriz,

XXas Jornadas S.E.M. Utilizaçao de um geotermometro da clorite 307

também, clorítica. As evidências texturais,permitiram relacioná-las com processosmineralizantes mais tardios.

O geotermómetro utilizado neste estu-do, da autoria de Cathelineau e Nieva(1985), baseia-se no conteúdo em Al tetra-édrico, relativamente às restantes posiçõesoctaédricas, dentro da estrutura das clori-tes (Fig. 2). A sua aplicação requereu aanálise pontual das amostras através damicrossonda electrónica e a determinaçãoda respectiva fórmula estrutural. Tendoem conta os resultados obtidos, efectua-ram-se os cálculos para obtenção das tem-

peraturas, através da fórmula deCathelineau (1988):

T (ºC) = (321,98 X AlIV) – 61,92

Resultados e Conclusões

Os resultados das análises efectuadas,permitiram classificar as clorites como sendodo tipo “ripidolite” (Foster, 1962). Dadas asrelações existentes entre os elementos quefazem parte da constituição das clorites,assim como, as inter-substituições passíveisde ocorrer dentro da sua estrutura, a fórmulageral que foi determinada, é a seguinte:

As temperaturas obtidas através da utili-zação do geotermómetro mencionado,situam-se no intervalo de 353 a 425 ºC, a quecorrespondem teores de AlIV de 1.288 e1.483, respectivamente, tendo em conta arelação entre a composição das clorites, emtermos do conteúdo de AlIV e as temperaturasobtidas, que apenas é indicadora de tempera-turas de cristalização das mesmas (Fig. 3).

Dados obtidos através da análise deinclusões fluidas em quartzos directamente

relacionados com o processo de minerali-zação, em várias amostras de LS1, relativos atemperaturas mínimas de aprisionamentodos fluidos mineralizantes, apontam paravalores sempre inferiores a 350 ºC (Jaques,1999).

Deste modo, propõe-se uma génesehidrotermal tardia para as clorites estudadaspodendo, a sua ocorrência relacionar-sedirectamente com um pico térmico associa-do ao processo mineralizante.

FFiigg.. 22 –– DDiiaaggrraammaa rreepprreesseennttaattiivvoo ddaa ccoorrrreellaaççããooeennttrree ooss tteeoorreess ddee AAllIIVV ee AAllVVII..

FFiigg.. 33 –– DDiiaaggrraammaa rreepprreesseennttaattiivvoo ddaa rreellaaççããoo eennttrree ootteeoorr ddee AAllIIVV ee aa tteemmppeerraattuurraa..

(Si2,60 Al1,40) (Al1,59 Fe1,89 Mg2,40 Mn0,03) O10 (OH)8

Agradecimentos

Este estudo realizou-se no âmbito deum Estágio Profissionalizante daLicenciatura em Geologia da Faculdade deCiências da Universidade do Porto, reali-zado no I. G. M. e enquadrado pelo pro-jecto SULFIBER.

Ao Doutor Michel Cathelineau, pelasua colaboração preciosa na discussão dosresultados obtidos. Ao I. G. M., em espe-cial à pessoa do Doutor Farinha Ramos portoda a sua disponibilidade na utilização damicrossonda electrónica do I. G. M. de S.Mamede de Infesta.

RREEFFEERRÊÊNNCCIIAASS

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308 Jaques, L., et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


LLaass aarreenniissccaass ddee llaa MMiinnaa EEuurreekkaa ((CCuu--UU--VV))((PPiirriinneeoo CCeennttrraall)):: TTeexxttuurraass oobbsseerrvvaaddaass vveerrssuuss

rreeaacccciioonneess ppllaanntteeaaddaass

SSaannddssttoonneess ffrroomm tthhee EEuurreekkaa MMiinnee ((CCuu--UU--VV))((CCeennttrraall PPyyrreennnneeeess)):: oobbsseerrvveedd tteexxttuurreess vveerrssuuss

pprrooppoosseedd rreeaaccttiioonnss

F. COSTA(1),(2), A. CANALS(1) y J. DELGADO(3).

(1) Dpto. de Cristalografia, Mineralogia y Depósitos Minerales. Facultatd de Geología. Universidad de Barcelona. C/ Martí i Franqués s/n. 08028 Barcelona.

(2) Departement de Mineralogie, Universite de Geneve., 13, rue des Maraichers, 1211 Geneve, Suisse(3) ETS Ingenieros de Caminos, Canales y Puertos, Campus de Elviña s/n, 15192, A Coruña

La mina Eureka forma parte de un con-junto de indicios de Cu-U-V localizados enlas areniscas del Buntsandstein del PirineoCentral (Arribas, 1966). La mineralizacionpuede clasificarse como estratoligada yparece estar asociada a niveles mili-centi-métricos de materia organica, como sucedeen la mayoria de yacimientos de tipo“tabular sandstone”, donde el mineral pre-dominante de uranio es la uraninita(Adams, 1991). En ocasiones la coffinita(silicato de uranio) es presente en yaci-mientos encajados en materiales detriticosmuy ricos en cuarzo, lo que sugiere que lasmineralizaciones estan estrechamente liga-das con la mineralogia y evolucion diage-nética de las rocas detríticas (Ludwig andGrauch, 1980; Turner-Peterson et al.,1986; Northrop et al., 1990 entre otros).

La presencia de U en los indicios demina Eureka parece encontrase en posicio-nes y mineralogias muy diversas (ver figu-ra 1): (a) asociado a los sulfuros de cobre,(b) junto a la materia orgánica, en algunoscasos formando enlaces tipo uranil-carboxí-lico y en otros, en los bordes de la mismaasociado al fósforo y/o (c) diseminado enfilosilicatos junto con el vanadio.

Las areniscas cercanas a mina Eurekaestan formadas por ~ 90 vol % de materia-les detríticos constituidos predominante-mente por granos de cuarzo, y en menorcantidad fragmentos de rocas metamorficasy moscovita. Existe una gran variedadmineralogica y textural de cementos quesugieren una historia diagenética comple-ja. A partir de observaciones texturales lasecuencia de cementación más común es la

siguiente: (1) cemento pelicular ferrugino-so I, (2) cemento sintaxial de cuarzo, (3)cemento ferruginoso II, (4) cemento carbo-nado (anquerítico-dolomítico), y (5)cemento filosilicatado asociado a materiaorgánica y oxídos de hierro. En algunospuntos una etapa mineralizante, con sulfu-ros de Cu-Bi, pseudomorfiza y reemplazaal cemento carbonatado.

En general, tanto el cemento carbonata-do y en cemento sintaxial se encuentranrellenado pasivamente la porosidad origi-nal de las areniscas, mientras el cementofilosilicatado tardio reemplaza los compo-nentes detríticos y los cementos anteriores.El cemento filosilicatado está compuestopor illita y es presente en mucha mayorproporción en las zonas mineralizadas,donde las areniscas son grisaceas, mientrasque las areniscas no mineralizadas presen-tan la típica coloración rojiza. Esta secuen-cia de cementos sugiere que durante la pri-mera etapa de diagénesis los fluidos debie-ron tener un pH neutro, en equilibrio comel cuarzo detrítico, lo que permitió la pre-cipitación de los carbonatos. El hecho deque tanto los carbonatos como los granosdetríticos y el cemento de cuarzo estencorroidos por los filosilicatos podria expli-carse mediante un proceso de infiltracionde un fluido ácido, que en un primer esta-dio disolveria los carbonatos, lo cual pro-duciria un aumento del pH los cual permi-tiria tambien disolver el cuarzo. En estaetapa se produjo la removilización de unamineralización sulfurada previa y la neofor-mación de minerales portadores de uranio.

310 F. Costa, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Las areniscas de la mina Eureka 311


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FFiigguurraa 11.. IImmáággeenneess ddee EEPPMMAA ddee uunnaa ddee llaass mmuueessttrraass mmiinneerraalliizzaaddaass..

312 F. Costa, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


NNiivveelleess ddee ffeellddeessppaattoo aassoocciiaaddooss aa ddeeppóóssiittoosssseeddiimmeennttaarriioo--eexxhhaallaattiivvooss ddee mmeettaalleess pprreecciioossooss

eenn eell SSiillúúrriiccoo ddee llooss CCaattaalláánniiddeess.. PPeettrrooggrraaffííaa yy ggeeooqquuíímmiiccaa

FFeellddssppaarr lleevveellss aassssoocciiaatteedd ttoo sseeddiimmeennttaarryy--eexxhhaallaattiivvee ddeeppoossiittss ooff pprreecciioouuss mmeettaallss ffrroomm

tthhee SSiilluurriiaann ooff CCaattaallaanniiddeess.. PPeettrrooggrraapphhyy aanndd ggeeoocchheemmiissttrryy

C. CANET (1), J.C. MELGAREJO (1), BORIS BELYATSKY (2).

(1) Departament de Cristal·lografia, Mineralogia i Dipòsits Minerals (Universitat de Barcelona).(2) Institute of Precambrian Geology and Geochronology. San Petersburgo, Rusia.

Los depósitos sedimentario-exhalativosde los Catalánides (de edad carbonífera ysilúrica) consisten principalmente enalternancias de niveles esencialmente fel-despáticos con otros ricos en sulfuros ofilosilicatos. El objetivo de este trabajo esla caracterización de los niveles de feldes-patos silúricos de la Sierra de Prades, en elSW de los Catalánides.

La serie silúrica de Prades consta, debase a techo, de los siguientes tramos: a)tramo basal de unos 20 m de potencia, queprobablemente abarca la parte más alta delOrdovícico Superior, con alternanciasmétricas de pizarras (grises y negras) ycuarcitas; b) tramo pelítico de hasta 30 mde potencia de edad Llandoveriense infe-rior, datado mediante graptolites(Melgarejo, 1992), rico en intercalacionesexhalativas con mineralización de Cu-PGE-Au-Ag-Pb-Zn-REE, pizarras condiseminaciones de sulfuros que intercalanniveles de feldespato (de potencia local-mente métrica), niveles de sulfuros masi-vos, y niveles de calcosilicatos de V-Cr yniveles de fosfatos; c) tramo de pizarrasnegras con diseminaciones de pirita, deedad Ludloviense-Wenlockiense datadomediante graptolites (Ashauer yTeichmüller, 1946). Sobre estos materialesse encuentran, discordantes, series carboní-feras en facies Culm. El conjunto seencuentra afectado por la deformación ymetamorfismo regional hercínicos, y por elmetamorfismo de contacto producido porlas intrusiones graníticas tardihercínicas.

El tramo mineralizado aparece endiversos puntos de la Serra de Prades, for-mando parte de núcleos anticlinales hercí-nicos de gran radio o actuando como nive-

les de despegue de cabalgamientos tam-bién hercínicos. La pirrotina es el sulfuromás abundante en el tramo mineralizado,aunque da paso a la pirita hacia techo, conla aparición de los tramos de pizarrasnegras del Ludloviense. Pese a presentarproporciones variables de calcopirita, esfa-lerita y otros sulfuros, arseniuros, seleniu-ros y telururos de metales base, el princi-pal interés de estas mineralizaciones radi-ca en la presencia de metales preciosos(hasta 0.6 ppm de Pd, 0.2 ppm Pt, 0,2ppm Au, 6 ppm Ag). El Pd aparece nati-vo o en pequeñas cantidades en la estruc-tura de cristales de löllingita, el Pt comoesperrilita y el oro y la plata aparecen nati-vos o como telururos (hessita, petzita).

Los niveles de feldespato pueden serconfundidos muy fácilmente en el campocon niveles de chert, pero presentan unafina corteza de alteraciones arcillosas. Sonrocas de tamaño de grano muy fino(menos de 5 mm) en las zonas de meta-morfismo de grado muy bajo, pero queaumenta hasta más de 50 mm en las zonascon metamorfismo de contacto de gradoalto. Se trata de niveles a menudo casimonominerálicos, constituidos por anorti-ta (An95-98). En algunos casos, no obstante,aparecen nivelillos o diseminaciones confeldespato potásico o armenita(Ba6Ca2Al6Si6O30·2H2O). Típicamente estosniveles contienen sulfuros diseminados,sobretodo pirrotina. El cuarzo se presentaen cantidades muy variables, pero general-mente inferiores al 30%. Otros compo-nentes menores son rutilo (generalmente,con una aureola de reacción de titanitavanádica), ilmenita, moscovita, goldmani-ta (Ca3(V,Cr,Al,Fe3+)2(SiO4)3), tremolita

314 C. Canet, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Niveles de feldespato asociados a depósitos sedimentario-exhalativos 315

vanádica, allanita vanádica y vuorelaineni-ta ((Mn,Fe)(V,Cr)2O4). Son muy frecuentes,además, los cristales de monazita, xenoti-ma, thorianita y uraninita de pocas micrasde diámetro (1 a 5 μm). Por otra parte, elapatito es abundante en los niveles feldes-páticos, sin embargo este mineral se dis-pone mayoritariamente en niveles mono-minerales.

La textura de todos estos minerales esgranuda, con cristales alotriomórficos; enlas zonas de mayor grado metamórfico sereconocen texturas de reequilibrio, condesarrollo de puntos triples. En los crista-les de plagioclasa de grano más fino (en laszonas de grado metamórfico más bajo) nose distingue maclado polisintético, pero síen las zonas de grado más alto.

Los cristales de feldespato no seencuentran zonados. El rango de composi-ción obtenido en los cristales de anortitaoscila en el conjunto del depósito entreAn92-An100, y el del feldespato potásicorevela también composiciones muy extre-mas, aunque con bajos contenidos en Ba,aspecto que se asocia a la presencia dearmenita. Esta armenita, en cambio, sipresenta zonación composicional, mani-fiesta en cambios acusados en la relaciónBa/(K+Na). El feldespato se encuentralocalmente reemplazado por moscovita degrano fino. Esta alteración también es pre-deformativa, pues se ve afectada por laesquistosidad hercínica.

No se encuentran evidencias de reem-plazamiento de rocas anteriores en ningu-no de los niveles de feldespato. Tampoco seaprecian texturas ígneas relícticas.

Se ha analizado las relaciones isotópicasde Sm/Nd a partir de muestras de niveles

de feldespato (separando aquellos másricos en este mineral) procedentes de losdiversos afloramientos de la zona, repre-sentativos de los diversos depósitos ysometidos a diferente grado de metamor-fismo. La isocrona obtenida proporcionauna edad de 437 ± 57 Ma (MSWD =1.3).El relativamente alto margen de errorpuede ser atribuido a la contaminaciónoriginada por los distintos componentesdetríticos. No obstante, descartando eda-des anteriores a la de los sedimentos enca-jantes (Llandoveriense Inferior, base a unos438 Ma), la formación de los niveles defeldespato debe ser singenética con lossedimentos asociados o relativamente pocoposterior. Este aspecto concuerda con eltamaño de grano fino de los feldespatos ycon la ausencia de texturas de reemplaza-miento, así como con su carácter predefor-mativo y premetamórfico.


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DDaattooss ddee iinncclluussiioonneess fflluuiiddaass ee iissóóttooppooss eessttaabblleesseenn mmiinneerraalleess ddee llaa ggaannggaa aassoocciiaaddooss aa

yyaacciimmiieennttooss ffiilloonniiaannooss ddee mmaannggaanneessoo eenn llaassSSiieerrrraass PPaammppeeaannaass,, RReeppúúbblliiccaa AArrggeennttiinnaa

FFlluuiidd iinncclluussiioonn aanndd ssttaabbllee iissoottooppee ddaattaa ffrroomm ggaanngguuee mmiinneerraallss aassssoocciiaatteedd ttoo mmaannggaanneessee vveeiinn ooccccuurrrreenncceess iinn tthhee SSiieerrrraass PPaammppeeaannaass,,

RReeppúúbblliiccaa AArrggeennttiinnaa

PABLO R. LEAL(1), MARÍA J. CORREA(1), FIDEL GRANDIA(2) Y ESTEVECARDELLACH(2).

(1) Universidad Nacional de La Plata, Argentina(2) Universidad Autónoma de Barcelona

INTRODUCCIÓN

Las Sierras Pampeanas se elevaron en laregión central de la República Argentina,(alrededor de los 30° de latitud sur) duranteel Terciario, en respuesta a la subducción decorteza oceánica bajo el margen occidentaldel continente Sudamericano. En la zona deestudio, estas sierras se componen principal-mente de granitoides paleozoicos que repre-sentan el remanente de la acreción más anti-gua que sufrió dicho margen (Ramos, 1988).

En el extremo noreste de esta región seencuentra un conjunto de filones de orienta-ción N-S que se extienden cerca de 70 kmdentro del encajante granítico. Se trata demineralizaciones de relleno de fracturas conóxidos e hidróxidos de manganeso: holandi-ta, criptomelana y psilomelana acompañadospor cantidades menores de pirolusita y rams-dellita. Según Roy (1968) estos minerales,en los que el Mn se halla en estado tetrava-lente, son característicos de zonas con altafugacidad de oxígeno y bajas temperaturas.La ganga está formada por calcita, baritina yópalo, junto a cantidades accesorias de cuar-zo y fluorita. La distribución de la gangasigue un patrón bien marcado con predomi-nio de la calcita en el sur, baritina en el cen-tro y ópalo en el norte del distrito. En estetrabajo se presentan datos de inclusionesfluidas e isótopos estables obtenidos en laganga del sistema con el objetivo de conocerel origen de los fluidos mineralizantes y lascondiciones de formación de los depósitos.

Microtermometría

Se han estudiado inclusiones fluidas encristales de calcita, baritina y fluorita,correspondientes a las etapas finales del sis-

tema y en cristales de cuarzo cogenéticocon la mineralización de manganeso. Lasinclusiones tienen tamaños que varíanentre 10 y 150 µm, predominando lasmonofásicas. Las inclusiones bifásicas pre-sentan temperaturas de homogenización(Th) entre 30 y 250ºC, variación explicablepor los frecuentes fenómenos de estrangu-lamiento y de dilatación observados, espe-cialmente en el cuarzo y en la baritina. Estehecho, el predominio de inclusiones mono-fásicas y la presencia de ópalo en el sistema,permite suponer una temperatura real deatrape inferior a los 100°C. La salinidad delos fluidos varía entre el 2 y el 10% en pesoequivalente de NaCl.

En el sector norte del distrito, las Th ylas salinidades son ligeramente superiores alas de los sectores centro y sur, dibujandouna cierta zonación de estos parámetros aescala regional. Ello, junto con las variacio-nes de salinidad encontradas en el cuarzocoetáneo con la mena de Mn en la zonanorte (entre 2 y 10% en peso equivalente deNaCl) parece indicar la presencia en el sis-tema de fluidos con distintas salinidades.

Isótopos estables

Se ha analizado la composición isotópi-ca del C y O en calcitas (13 muestras) y deS en baritinas (8 muestras). Los valores deδ13C varían entre -0,2 y -4,1‰ (PDB) y losde δ18O entre 23,5 y 17,8‰ (SMOW). Laausencia de covariaciones entre la δ13C y laδ18O de las calcitas indica que dichos ran-gos no son debidos a cambios en la tempe-ratura durante la precipitación de la calcitasino que pueden responder a variaciones dela composición isotópica del fluido.Asumiendo una T de formación de 70°C

318 Pablo R. Leal, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Datos de inclusiones fluidas e isótopos estables 319

en el sector norte, la δ18O del fluido (calcu-lada a partir de la ecuación de O'Neil et al.1969) varía entre 1,3 y –2,9‰ mientrasque la δ13C (calculada a partir de la ecua-ción de Bottinga (1968) y suponiendo quela especie mayoritaria de C en solución esH2CO3) varía entre -7 y -10‰. En el sectorsur, para una T de formación de 100°C elrango es de -3,6 a -7,7‰ para la δ13C y de6,4 a 2,9‰ para la δ18O. Estos valores indi-can que durante la formación de la calcitael sistema estuvo dominado por aguas deorigen superficial, probablemente meteóri-cas, enriquecidas con 12C procedente de ladescomposición de materia orgánica. En elsector sur estas aguas han sufrido un mayorintercambio isotópico con el encajante,hecho que estaría en concordancia tantocon la mayor salinidad encontrada comocon los valores de δ18O más elevados. Lacomposición isotópica del S de las baritinasvaría entre 4,9 y 8,3‰ (CDT) valores quesugieren una fuente de azufre relacionadacon la lixiviación de sulfuros del basamen-to metamórfico y cristalino con una poste-rior oxidación del H2S a SO4

2-, descartándo-se la participación de sulfato de origenmarino o evaporítico.

Conclusiones

Los datos de inclusiones fluidas e isóto-pos estables en minerales de la ganga queacompañan a los óxidos de Mn sugierenque, hacia las etapas finales, la mineraliza-ción responde a un sistema vinculado a flui-dos meteóricos con temperaturas inferioresa 100°C. No obstante, las mayores Th eninclusiones fluidas en el cuarzo contempo-ráneo con los minerales de Mn y la varia-ción temporal de las especies de sílice (de

cuarzo a ópalo) permiten suponer tempera-turas más elevadas durante los estadios ini-ciales de la formación de los depósitos.

La importante variación en salinidad delos fluidos atrapados en las inclusiones delcuarzo puede explicarse a partir de unmodelo de mezcla entre un fluido hidroter-mal ascendente, reducido, y aguas superfi-ciales oxidantes y frías, las cuales conten-drían carbono disuelto, en parte de origenorgánico. El fluido hidrotermal transporta-ría Mn y Ba además de F, sílice y Ca. Laoxidación del mismo, por mezcla con elsuperficial, daría lugar a la precipitación debaritina. Las estructuras filonianas con bre-chas de minerales de Mn cementadas porgeneraciones posteriores de estos mismosminerales indican un carácter polifásico delepisodio hidrotermal. Si bien la fuente delBa, F, y sílice parece ser los materiales delbasamento cristalino, la fuente del Mn noestá todavía clara. La ausencia de rocasbásicas (normalmente con contenidos enMn elevados) en la zona y la limitación delos datos disponibles no permiten plantearde momento una hipótesis plausible para lafuente de este elemento.


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320 Pablo R. Leal, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


EEll sskkaarrnn mmiinneerraalliizzaaddoo eenn ZZnn--CCuu((AAuu)) ddee HHuuaalliilláánn ((PPrroovviinncciiaa ddee SSaann JJuuaann,, AArrggeennttiinnaa))::

DDaattooss pprreelliimmiinnaarreess

TThhee ZZnn--CCuu((AAuu)) mmiinneerraalliisseedd sskkaarrnn ooff HHuuaalliilláánn ((PPrroovviinnccee ooff SSaann JJuuaann,, AArrggeennttiinnaa))::

PPrreelliimmiinnaarryy ddaattaa

D. TAURÀ, (1); L. BENGOCHEA, (2); A. SOLER (1); G. Mas (2); E. CARDELLACH (3).

(1) Dpt. Cristal·lografia, Mineralogia i Dipòsits Minerals. Fac. Geologia, Univ. de Barcelona.(2) Dpt. Geología. Univ. Nacional del Sur. Bahia Blanca, Argentina.(3) Dpt. Geologia, Fac. Ciències, Univ. Autònoma de Barcelona.

INTRODUCCIÓN

El skarn de Hualilán se halla situado aunos 120 km. al NO de San Juan, ciudadubicada en el noroeste de la RepúblicaArgentina. Dicho skarn ha sido objeto deexplotación para Zn, Cu y Au desde prin-cipios del siglo XX hasta la década del 50.De acuerdo con la información de PlataMining Co. las leyes medias son: Au, 12g/tn; Ag: 47 g/tn; Zn: 2,25%; Cu: 0,20%y Pb: 0,72%.

La mineralización se encuentra en ladenominada Pampa de Hualilán, consti-tuida por sedimentos de edad Terciariadepositados discordantemente sobre unzócalo Paleozoico, el cual aflora disconti-nuamente dando a lugar a pronunciadosrelieves de dirección N-S. Uno de ellos esla Sierra de las Minas, en la que en el con-tacto entre unas dacitas de edad terciaria ylos carbonatos Ordovícicos se desarrolla eldepósito de Hualilán.

Si bien los skarns no son una fuenteimportante de oro, este puede ser recuperadocomo subproducto especialmente en losskarns de Cu. En efecto, se conoce un grannúmero de skarns mineralizados en Au(Meinert, 1989), generalmente asociados aintrusivos de composición ácida a intermedia.

En este trabajo se presentan datos pre-liminares sobre la paragénesis mineral dela mena y de los calcosilicatos asociadoscon el objetivo de acotar las condiciones deformación del depósito y obtener criteriosindirectos de exploración.

GGeeoollooggííaa yy MMiinneerraallooggííaa

La unidad estratigráfica más antigua enel área es la Fm. San Juan de edad

Ordovícica, constituida por calizas y cali-zas dolomíticas. En el flanco occidental dela sierra, y dispuestas en seudoconcordan-cia con las calizas, afloran una sucesión delutitas, areniscas y limolitas calcáreas queconstituyen el Grupo Tucunuco de edadSilúrica.

En los alrededores del distrito aflorancuerpos subvolcánicos dacíticos de edadMiocena, que han intruído a todas lasrocas sedimentarias, constituyendo stocks,diques y filones capa. Los primeros seobservan tanto al este como al oeste de lasierra de las Minas formando colinas enforma de domos mientras que los diques sealojan en fallas de rumbo E-W, preferente-mente hacia el sector norte.

En el flanco este de la sierra afloranmateriales sedimentarios de edad terciaria.El contacto con las calizas ordovícicas esun mediante un cabalgamiento de carácterregional de rumbo N-S, de bajo ángulo enprofundidad y alto en superficie, que hayuxtapuesto a las calizas sobre los materia-le sedimentarios. Las fallas normales E-Wy NE-SW son de alto ángulo.

El skarn se desarrolla en el contactoentre el cuerpo dacítico y las calizasOrdovícicas, preferentemente en aquellaszonas donde el contacto intrusivo es secan-te con la estratificación. El resultado es unremplazamiento masivo de escala métricaa decamétrica con un desarrollo preferentea favor de las juntas de estratificación delos carbonatos.

El desarrollo del skarn y la mineraliza-ción asociada tiene lugar en dos fases. Laprimera corresponde al estadio progradantey se caracteriza por la presencia de unapotente zona de hedenbergita en forma de

322 D. Taurà, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. El skarn mineralizado en Zn-Cu-(Au) 323

cristales decimétricos en agregados radialescon una composición comprendida entreHd98 Di92 y Hd74 Di26. Intersticialmente seencuentra una generación de granate conzonado oscilatorio entre Ad100 Gr0 y Ad52Gr43

Sp5. La segunda fase corresponde al estadioretrógrado y está constituida por una para-génesis de cuarzo, calcita, epidota e ilvaíta ala que se asocia la mineralización metálica.Esta última está formada por una primerageneración de pirita junto con galena yhesita, seguida por una paragénesis polime-tálica de esfalerita, pirrotina, calcopirita,.

El estudio de inclusiones fluidas en esfa-lerita ha puesto de manifiesto la presencia deun fluido de salinidad alrededor del 12% enpeso equiv. de NaCl y temperaturas dehomogeneización (Th) entre 280 y 300°C.Los fluidos atrapados en el cuarzo tienen unasalinidad entre 10 y 12% en peso equiv. deNaCl en tanto que la Th oscila entre 245 y320°C (Bengochea et al., 1988). La esfaleri-ta tiene un contenido en Fe que varía entre5,9 y 9,4% en peso de Fe, lo que correspon-de a una fracción molar de FeS entre 0,1 y0,16. La presencia de la asociación ilvaíta-cuarzo-calcita define una temperatura paraeste equilibrio entre 400 y 475ºC, que utili-zada como geotermómetro independienteen los resultados de Th en las inclusionesfluidas, permite deducir una presión deequilibrio entre 2,1 y 3,8 kb.

La presencia de hedenbergita es típicade skarns cálcicos reducidos. Las paragéne-sis observadas son sencillas, no habiéndoseobservado la presencia de minerales de Auen el depósito, aunque sí de hesita (AgTe2).Ello se puede deber a que el Au se encuen-tre en forma de traza en la estructura de lapirita. En conjunto este skarn tiene gran-

des similitudes con los estudiados porSoler et al. (1990) y Delgado (1993) en losPirineos españoles.


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EEll ssiisstteemmaa hhiiddrrootteerrmmaall ddee PPuunnttaa MMiittaa((MMééxxiiccoo)):: UUnn eejjeemmpplloo ddee ddeeppóóssiittoo eexxhhaallaattiivvoo

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C. CANET (1), R.M. PROL-LEDESMA (2), J.C. MELGAREJO (1).

(1) Departament de Cristal·lografia, Mineralogia i Dipòsits Minerals (Universitat de Barcelona).(2) Instituto de Geofísica, UNAM, México.

En el océano Pacífico, a unos 500 m alS de la península de Punta Mita (Nayarit,México) se ubica la llamada "Fisura de lasCoronas", a lo largo de la cual tiene lugarla emisión de fluido hidrotermal a unos80ºC. Esta actividad hidrotermal tienelugar en el fondo marino, a escasa profun-didad (9 a 11 metros). La relativa accesibi-lidad de los centros exhalativos (a diferen-cia de la mayor parte de depósitos hidro-termales submarinos actuales) permiteestudiar fácilmente la estructura del depó-sito, los minerales precipitados, así comola interacción entre el fluido hidrotermal yel encajante, constituido por basaltos ysedimento no consolidado.

Punta Mita se localiza en el Bloque deJalisco, que es una microplaca continental(Luhr et al., 1985) limitada al W por unazona de subducción que la separa de laplaca oceánica de Rivera (es un fragmentode corteza oceánica parcialmente subduci-do por debajo del Bloque de Jalisco), y alN y al E por el sistema de fallas normalesdel Cinturón Volcánico Mejicano, que loindividualizan respecto a la placa nortea-mericana (Sierra Madre Occidental). Estatectónica extensional conlleva la forma-ción de un rift de edad plio-cuaternaria.

El Bloque de Jalisco consiste en unbasamento de esquistos y filitas intruidopor un gran batolito de edad cretácica,parcialmente recubiertos por cenizas vol-cánicas ácidas de edad Cretácica aPaleocena (Ryghter et al., 1995), y porseries sedimentarias marinas. Por último,unos basaltos del Mioceno Tardío cubrenlocalmente al resto de unidades.

En la Península de Punta Mita, enfren-te de la cual se localiza la Fisura de

Coronas, afloran granitos que conformanlos relieves centrales de la península, unacobertera de materiales sedimentariosmarinos (areniscas y conglomerados) ybasaltos y brechas volcánicas recientes.Esta cobertera volcánica está afectada porun sistema de lineaciones N42ºE, N20ºE yN68ºE. Esta última dirección coincide conla de la Fisura Coronas. Esta fisura, por laque emanan los fluidos mineralizantes,está encajada en basaltos alcalinos deintraplaca. Una delgada capa de sedimen-tos (esencialmente, de origen vulcanosedi-mentario y bioclástico) de plataforma sinconsolidar recubre parcialmente los basal-tos, la fisura y algunos centros exhalativosde menor flujo.

La "Fisura de Coronas" se puede seguira lo largo de 400 metros. La temperaturadel agua emitida está alrededor de los80°C. Las mediciones de pH muestranuna variación de valores progresiva desdelas zonas de emisión (4 - 6) situadas en elfondo hasta la superficie (7.9). La emisióndel fluido hidrotermal se focaliza en cen-tros exhalativos que se disponen a lo largode la fisura, separados entre sí únicamentepor unos metros, teniendo lugar en pulsoscon un periodo de algunos segundos.

La poca profundidad en que se locali-zan las zonas de emisión condiciona lamorfología y características de las acumu-laciones de precipitados hidrotermales,pues el fondo se encuentra sometido a laacción del oleaje, las tempestades ycorrientes de fondo. Esto impide que seformen auténticas "chimeneas", y única-mente se forman acumulaciones de escasodesarrollo vertical.


XXas Jornadas S.E.M. El sistema hidrotermal de Punta Mita (México) 327

La mineralización consiste en lassiguientes facies:a- alteración hidrotermal de basaltos: en

ellas la matriz es reemplazada por unaasociación de celadonita con pirita degrano fino. Las vacuolas están rellenaspor una asociación de pirita y celadoni-ta, seguida de heulandita y, finalmen-te, analcima. Como producto tardío derelleno aparecen calcita y aragonito.

b- Precipitados directos del fluido hidro-termal: Los precipitados actúan comocemento de los sedimentos detríticos, yen las inmediaciones de los centrosemisores conforman "chimeneas". Elmás importante es calcita, de la cualhay una primera generación en agrega-dos fibrosos y una segunda en agrega-dos microcristalinos. No existen dife-rencias composicionales entre ellas. Enel conducto de emisión del fluido pre-cipita también carbonatohidroxilapati-to, formando finas alternancias con cal-cita. También precipitan sulfuros dehierro: a) en finos crecimientos pelicu-lares recubriendo a los carbonatos(exhalativos y bioclásticos), b) en agre-gados esferulíticos y framboidales y c)reemplazando magnetita detrítica. Encantidades muy inferiores precipitancinabrio y galena. La barita es de for-mación tardía, así como el apatito ybaritocalcita, que aparecen en cantida-des muy menores.La baja temperatura de los fluidos

explica su escasa capacidad para transpor-tar metales, por lo que la asociación des-crita (con Hg-Ba-Pb) es congruente conotros tipos de depósitos de baja tempera-tura. La existencia de barita y galena es

explicable por el lavado de Ba y Pb delbasamento granítico; el sulfato puede seraportado en estas condiciones por el aguade mar.

La interacción de la roca encajante conlos fluidos ácidos (pH= 6,7), constituidosprincipalmente por ácido sulfídrico, pro-duce pirita por interacción con los silicatosy óxidos ferromagnesianos del basalto. Loscarbonatos precipitan por calentamientodel agua marina.

El escaso desarrollo de las acumulacio-nes hidrotermales se explica no sólo por suformación reciente, sino en parte por laacción erosiva y dispersora de las fuertescorrientes marinas de fondo y el oleaje. Noobstante, cabe la posibilidad de que partede los precipitados se acumulen por deba-jo del fondo marino, en los sedimentospermeables que subyacen a los basaltos .

Agradecimientos

Este trabajo se ha realizado en el marcodel proyecto 32510-T financiado porCONACYT (México), así como de unabeca "3er milenio” de la Secretaría deRelaciones Exteriores de México concedi-da a C. Canet.


LUHR, J. F., S.A. NELSON, J.F. ALLAN & I.S.E.CARMICHAEL 1985. Active rifting in South-western Mexico: manifestations of an incipienteast-wardspreading ridge jump. Geology, 13,54-57.

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AAlltteerraacciióónn hhiiddrrootteerrmmaall eenn ggrraanniittooss ddee LLaa CCaabbrreerraa ((SSiisstteemmaa CCeennttrraall EEssppaaññooll)).. EEssttuuddiioo ddee mmiinneerraalleess aacccceessoorriiooss ((SSEEMM)) eenn hhaallooss ddee ccaavviiddaaddeess rreelllleennaass ddee mmiinneerraalleess ccáállcciiccooss

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R.P. LOZANO(1,2) , R. GONZÁLEZ LAGUNA(1), J. GONZÁLEZ DEL TÁNAGO(1),C. CASQUET(1) .

(1) Dpto. de Petrología y Geoquímica. Facultad de Geología. U.C.M. 28040 Madrid(2) Museo Geominero (ITGE). Ríos Rosas, 23. 20003, Madrid.

El plutón de La Cabrera se encuentraen el sector más oriental del SistemaCentral. Está formado por granitos biotíti-cos de grano grueso y leucogranitos degrano fino a medio. Las pegmatitas sonabundantes en ambos tipos de granitos.Además, las ubicadas en los tipos biotíti-cos presentan con frecuencia rellenos deminerales cálcicos, formados en sucesivasetapas de alteración hidrotermal (Gonzálezdel Tánago, 1997, Lozano et al., 1998;González del Tánago y de la Iglesia,1998), llegando, a menudo, a presentaruna cavidad central (Lozano et al., 1999).Estas pegmatitas suelen estar rodeadas porun halo de alteración reconocible, princi-palmente, por el enrojecimiento de los fel-despatos potásicos, generándose así unasfacies graníticas rosadas. Este enrojeci-miento disminuye progresivamente desdeel borde de la pegmatita hacia el granitohuesped y presenta un grosor entre pocoscentímetros y varios decímetros. Además,se ha reconocido también este tipo de alte-ración rosa fuera de las pegmatitas, enalgunas fallas y en bandas, a veces muyanchas, de límites difusos.

En el protolito granítico se han selec-cionado aquellos sectores menos alterados,tomando como referencia a la hora de eva-luar el grado de alteración, la cloritizaciónde la biotita. De este modo, se han locali-zado en el interior de biotitas frescas lossiguientes minerales accesorios: circón,torita, apatito, ilmenita, monacita y xeno-tima. Por otra parte, en los granitos altera-dos de los halos se han observado lassiguientes carácterísticas petrográficas: elcuarzo presenta una ligera extinción ondu-lante, gran cantidad de inclusiones fluidas

secundarias y reemplaza en mayor omenor grado (silicificación) al resto de losminerales mayoritarios de la roca. El fel-despato potásico, responsable directo delaspecto rosado de estas rocas, se encuentramuy anubarrado y completamente pertiti-zado. Las plagioclasas se han transformadoa albita y presentan núcleos alterados asericita + epidota + esfena ± calcita ±fluorita. La biotita se transforma por com-pleto en clorita. Se reconoce una primeraclorita rica en Fe que pseudomorfiza a labiotita y una segunda en forma de agrega-dos vermiculares, de la misma composi-ción, que reemplaza localmente a la ante-rior. Estas transformaciones afectan en dis-tinta medida a los minerales accesoriosígneos y conducen a la formación de mine-rales accesorios nuevos (secundarios).Entre estos últimos se han reconocido lossiguientes: Torita, apatito, esfena, óxidosde Ti (probablemente anatasa), allanita yepidota con contenidos variables deTierras Raras (TR). De todos ellos, la esfe-na es el más abundante.

La allanita se encuentra de dos formasdiferentes: a) como cristales idiomorfoscon su eje mayor paralelo a la dirección(001) de la clorita. En este caso, los crista-les presentan en su interior un zonadotenue, aunque complejo, y se encuentranreemplazados parcialmente por esfena. b)como agregados de morfología mal defini-da, también con zonación compleja, recu-biertos o parcialmente reemplazados porepidota rica en TR y englobados a su vezen epidota más pobre en TR. La ilmenitaprimaria está parcialmente reemplazada,en todos los casos, por un anatasa alotrio-morfa. La asociación illmenita + anatasa es

330 R. P. Lozano, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Alteración hidrotermal en granitos 331

reemplazada, a su vez, por esfena. El circónprimario pierde su idiomorfismo pues estáreemplazado total o parcialmente por esfe-na o por una asociación compuesta de alla-nita, apatito y torita. Esta última, a dife-rencia de la torita primaria se encuentrarellenando microfracturas en el interior dela allanita y el apatito secundario. El apa-tito primario permanece intacto, no vién-dose afectado por la alteración.

En los halos desaparecen la monacita yla xenotima primarias y por el contrariohay abundante allanita. Sin embargo, enzonas donde la alteración es menos inten-sa, se conserva algo de xenotima primaria,reemplazada parcialmente por apatito. Eneste caso la cantidad de allanita es máspequeña. Parece confirmarse así, el papelantagónico de la monacita y la allanitadurante la alteración, reconocido porCaballero et al., (1993), en las episienitasde la Sierra del Guadarrama. La relaciónallanita/monacita (+xenotima?) podríaconvertirse en una medida del grado dealteración.

Agradecimientos

Este trabajo se ha realizado con finan-ciación del proyecto PB96-0575 de laSEUID (MEC).


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LLooss PPeeddrroocchheess

LARREA, F.J.; CARRACEDO, M.; ALONSO, A.; JIMÉNEZ, R. Y SARRIONANDIA, F..

Dpto. Mineralogía y Petrología. Fac. Ciencias. EHU-UPV. P.O.Box 644. 48080-Bilbao (Basque Country,Spain). E-mail: [email protected]

INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS

Las modificaciones en la composiciónquímica de las rocas magmáticas están confrecuencia relacionadas con procesos dedeformación que afectan a las mismas. Eneste sentido diversos autores afirman quecasi todos los elementos mayores y bastan-tes trazas (incluidos ETR) pueden serremovilizados durante la milonitización(Tobisch et al., 1991; Condie y Sinha,1996; Bialek, 1999).

Sin embargo, la problemática concretaque aborda las transformaciones químicasasociadas a deformación en granitoides noestá aún satisfactoriamente resuelta. De unaparte, la mayoría de las investigaciones exa-minan alteraciones químicas ligadas a proce-sos de deformación desarrollados cuando elgranitoide está “frío” o completamente soli-dificado. De otra, los resultados obtenidosson muy diversos, en ocasiones contradicto-rios, de modo que su interpretación resultasumamente difícil. Es más, situaciones en lasque la deformación se desarrolla a alta tem-peratura, en condiciones magmáticas o en eltránsito de condiciones magmáticas a meta-mórficas, como ocurre en los estadios póstu-mos de la consolidación, son casi obviados.

El principal objetivo de este trabajoconsiste precisamente en investigar lasposibles variaciones químicas asociadascon la deformación en estado sólido degranitoides a alta temperatura. Para ello,se ha estudiado la geoquímica de roca totaly minerales de un sector del plutón grano-diorítico de Los Pedroches (batolito de LosPedroches) deformado por la zona de ciza-lla dúctil de Conquista (Carracedo, 1991;Aranguren et al., 1997).

Caracteres petrográficos y variaciones quí-micas

Las granodioritas biotíticas ± anfíbolque forman la mayor parte del plutónmuestran una gradual transformación desus características texturo-estructurales enel sector estudiado: las fábricas magmáti-cas, aparentemente isótropas, son reempla-zadas por fábricas tectónicas plano-linealesgeneradas a elevada temperatura, sin quepor ello se altere la mineralogía modal deestas rocas.

Simultáneamente a las modificacionespetrográficas se observan algunas variacio-nes químicas, tanto a escala mineral comoen roca total. Sin embargo, los intentos decorrelacionar estos cambios con la defor-mación resultan infructuosos. Las varia-ciones observadas no guardan relación apa-rente con la milonitización asociada alaccidente tectónico, debiendo imputarse alos mecanismos que regulan la evoluciónmagmática, dominados por la cristaliza-ción fraccionada.

Únicamente algunas leves fluctuacio-nes observadas en las concentraciones deciertos elementos, como los litófilos - inte-grantes de la red cristalina de feldespatos ybiotita -, podrían eventualmente atribuir-se al papel desempeñado por la deforma-ción, pero sin descartar la acción de la cir-culación de fluidos hidrotermales y/o post-magmáticos, dado el carácter móvil deestos elementos.

Conclusión

Por tanto, los procesos de milonitiza-ción a alta temperatura –próxima a la delsólidus magmático– que ocurren en la gra-

334 Larrea, F. J., et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Características químicas y mineralógicas de granitoides 335

nodiorita de Los Pedroches muestran uncarácter eminentemente isoquímico, sinque se produzcan alteraciones específicasachacables a la deformación.

Agradecimientos

Este trabajo ha sido respaldado por losProyectos de Investigación UPV130310-EB 207-96 y MEC130310-0612/97.


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DDiiqquueess ccoommppuueessttooss eenn eell pplluuttóónn ggrraannooddiioorrííttiiccooddee LLooss PPeeddrroocchheess ((SSeeccttoorr mmeerriiddiioonnaall

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JIMÉNEZ, R.; SARRIONANDIA, F.; LARREA, F.J.; CARRACEDO, M.YORTEGA, L.A.

Dpto. Mineralogía y Petrología. Fac. Ciencias. EHU-UPV. P.O.Box 644. 48080-Bilbao (Basque Country,Spain). E-mail: [email protected]

INTRODUCCIÓN

Un dique es una intrusión ígnea tabu-lar constituida por una o varias inyeccionesde magmas que cortan a la estratificación oa la foliación de las rocas encajantes. Losformados por sucesivas inyecciones decomposición similar se llaman diques múl-tiples, mientras que si los fundidos son decomposición marcadamente diferente sedenominan compuestos (Philpotts, 1990).

El batolito de Los Pedroches es una ali-neación magmática tardi-posthercínica(300 Ma), situada en el sector meridionalde la Zona Centro-Ibérica. Está integradopor un plutón granodiorítico y variosmacizos monzograníticos emplazados enniveles anqui-epizonales (Cabanas, 1968;Carracedo, 1991; Larrea, 1998; Alonso,2000) en una situación tectónica transten-siva (Aranguren et al., 1997).

Dicha alineación está atravesada por unimportante cortejo filoniano dispuestosegún dos sistemas principales: i) de direc-ción tendente a N-S, integrado por diquestraquiandesíticos y dacíticos y ii) de direc-ción N120-130E, formado por diques rio-líticos (Carracedo et al., 1996).

Los diques traquiandesíticos y dacíti-cos aparecen con frecuencia asociados encomplejos filonianos lineares (hasta 50-60diques) ocupando áreas de hasta 10 x 5 kmdentro del plutón granodiorítico. En losmismos complejos afloran diversos tiposde diques compuestos: i) con márgenesmáficos y centro félsico, ii) con márgenesfélsicos e interiores máficos, iii) con unaparte máfica y otra félsica y iv) diques máscomplejos con bordes máficos, interior fél-sico y centro máfico.

En este trabajo se presenta un estudiode varios diques del primer tipo, que sonpor otra parte los más abundantes, conobjeto de establecer su origen y los meca-nismos de emplazamiento.

Relaciones de campo

La potencia de estos diques varía entre 4y 15 metros, representando el interior félsi-co entre el 50 y el 80% del total. El bordemáfico, de composición traquiandesítica, esporfídico, con fenocristales ( 1 cm) de pla-gioclasa y cuarzo dispersos en una matrizafanítica microcristalina, de color negro, enla que destacan biotitas milimétricas; nor-malmente, hacia el centro del dique, lafacies se hace más fenocristalina. Los con-tactos entre los márgenes máficos y el inte-rior félsico varían desde netos, sin signos dehibridación aparente, a fuertemente gra-duales, con mezcla homogénea a heterogé-nea de ambos fundidos. El interior félsico,de composición dacítica, es porfídico, conabundantes fenocristales de plagioclasa ( 1cm), cristales o agregados de cuarzo bipira-midados ( 1 cm), ocasionalmente fenocris-tales de feldespato potásico ( 3 cm) y bioti-tas exagonales ( 3 mm), incluidos en unamatriz afanítica microcristalina de colorgris claro. En algunos casos, dentro de laporción félsica aparecen enclaves máficostraquiandesíticos afíricos dispersos, quecontienen fenocristales de plagioclasa ycuarzo, distribuidos de forma heterogénea,procedentes de la porción huésped.

Formación de los diques compuestos

Los diques traquiandesíticos y los dací-ticos simples que afloran en las proximi-

338 Jiménez, R., et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Diques compuestos en el plutón granodiorítico 339

dades de los diques compuestos son petro-gráfica, mineralógica y químicamentesimilares a las porciones máficas y félsicas,respectivamente, de éstos. Estas caracte-rísticas sugieren que los diques compues-tos considerados se inician con la intrusióna favor de fracturas de un fundido tra-quiandesítico. La naturaleza de los contac-tos entre las partes máficas y félsicas y lasevidencias de mezcla, homogénea a hetero-génea, en varios diques indican que laintrusión del magma félsico se producecuando todavía el máfico no estaba total-mente solidificado.

Los diques dacíticos y la granodioritahuésped, posiblemente de origen híbrido,son prácticamente similares en su compo-sición mineralógica y química. Esto sugie-re que los fundidos granodioríticos exis-tentes en una cámara magmática se empla-zan a favor de fracturas R' de Riedel ensectores de techo o de borde casi consoli-dados para formar los diques dacíticos.Estos pueden formar diques compuestos siaprovechan para intruir la misma fracturaque un fundido traquiandesítico previo,cuyo origen mantélico es sugerido por lasrelaciones isotópicas de Sr y Nd.

Agradecimientos

Este trabajo ha sido respaldado por losProyectos de Investigación UPV130310-EB 207-96 y MEC130310-0612/97.


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FFoossffaattooss ddee FFee--MMnn--((MMgg)) yy mmiinneerraalleess aassoocciiaaddooss eenn uunnaa ppeeggmmaattiittaa ddee AAllddeehhuueellaa ddee llaa BBóóvveeddaa,, ((SSaallaammaannccaa)):: CCaarraacctteerrííssttiiccaass

ppeettrrooggrrááffiiccaass yy ccoommppoossiicciioonnaalleess

FFee--MMnn--((MMgg)) PPhhoosspphhaatteess aanndd aassssoocciiaatteedd mmiinneerraallssiinn aa ppeeggmmaattiittee ffrroomm AAllddeehhuueellaa ddee llaa BBóóvveeddaa,, ((SSaallaammaannccaa)):: PPeettrrooggrraapphhiiccaall

aanndd ccoommppoossiittiioonnaall cchhaarraacctteerriissttiiccss

RODA, E. (1); FONTAN, F. (2); PESQUERA, A.(1); KELLER, P.(3).

(1) Dpto. Mineralogía y Petrología, Univ. País Vasco/EHU(2) Lab. Minér. & Crist. URA-067-Univ. Paul Sabatier (Toulouse, Francia)(3) Institut für Miner. und Kristall., Univ. Stuttgart (Stuttgart, Alemania).

Las asociaciones de fosfatos de Fe-Mn-(Mg) estudiadas se encuentran en una peg-matita granítica que encaja parcialmenteen un gabro de forma circular y unos cienmetros de diámetro. Este cuerpo básico selocaliza dentro de los granitos de dos micaspre a sin-cinemáticos que abundan al oestede Salamanca (Martín-Izard et al., 1992).

La pegmatita está compuesta princi-palmente por cuarzo, feldespato y micas.En menor proporción aparecen fosfatos deFe-Mn-(Mg), turmalina, granate, colum-bita, casiterita y pirita; y accesoriamente,uraninita, carbonatos de Fe-Mn, corindóny circón. Los fosfatos aparecen en masasque pueden alcanzar el tamaño métrico,variando tanto sus características composi-cionales como texturales dependiendo dela roca encajante.

La identificación y estudio de los fosfa-tos se ha llevado a cabo mediante difrac-ción de rayos-X, microscopía óptica, yanálisis químico por microsonda electróni-ca (Camebax SX-50). Los resultados reve-lan la presencia de trifilita, graftonita, sar-cópsido, magniotriplita, ferrisicklerita,zwieselita, johnsomervilleita, apatito,wolfeita, staneckita, alluaudita, arrojadita,montebrasita, eosforita, xenotima, rock-bridgeita, hureaulita, lipscombita, barbo-salita, whiteita, reddingita, gormanita,lazulita, vivianita, fairfieldita, collinsita,mitridatita y souzalita.

Respecto a los fosfatos primarios,encontramos tres paragénesis principales,que además de llevar asociados distintosfosfatos secundarios, aparecen junto a dife-rentes fases silicatadas.

Por una parte, trifilita y sarcópsido,junto con zwieselita en menor proporción,

constituyen los fosfatos primarios de laque denominaremos como asociación I.Junto a ellos aparecen cuarzo, moscovita,albita y turmalina, siendo aquí muy esca-sa la presencia de biotita. El sarcópsido(Fe/(Fe+Mn) entre 0,79-0,80) se presentacomo lamelas de exsolución dentro de latrifilita (Fe/(Fe+Mn)²0,80), que apareceen bloques de tamaño decimétrico, mien-tras que la zwieselita, de tamaño de granofino, presenta con la trifilita un contactonormal. Frecuentemente, la trifilita apa-rece reemplazada por alluaudita, quemuestra en esta asociación un espectacularpleocroísmo verde botella a amarillo.Cabe destacar la presencia de moscovita,con pequeños cristales redondeados decorindón (<50 μm), y cristales hipidio-morfos de casiterita (< 1 cm). La turmali-na es rica en Fe y pobre en Mg,(Fe/(Fe+Mg) entre 0,85 a 0,87), mostran-do un tamaño de grano fino y pleocroísmoen azul grisáceo a verde azulado. En algu-nas zonas, la trifilita se encuentra parcialo totalmente reemplazada por barbosalita,lipscombita y hureaulita, que presentanun intercrecimiento celular característico,que confiere a la roca un aspecto pulveru-lento. En estas zonas de alteración, estambien frecuente la presencia de cristalesde pirita idio- a hipidiomorfos, de tamañogeneralmente inferior a 2 cm, así como lade carbonatos de Fe-Mn con hábito xeno-morfo y tamaño de grano fino, y uranini-ta de tamaño fino y formas redondeadas,fácilmente reconocible al microscopio porpresentar un halo metamíctico. Comorelleno de fracturas encontramos, en oca-siones, un bandeado de óxidos de Mn-(Fe), cristales idiomorfos de hureaulita

342 Roda, E., et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Fosfatos de Fe-Mn-(Mg) y minerales asociados 343

incolora, y más raramente, cristales tabu-lares de rockbridgeita. Finalmente, otrosfosfatos secundarios de esta asociación sonla ferrisicklerita (Fe/(Fe+Mg) > 0,97;Fe/(Fe+Mn) ² 0,87), montebrasita, eosfo-rita, gormanita y vivianita.

La asociación II muestra como fosfatosprimarios graftonita (Fe/(Fe+Mn) < 0,53),magniotriplita (Fe/(Fe+Mn) ² 0,70), ferri-sicklerita (Fe/(Fe+Mn) entre 0,82 y 0,83),johnsomervilleita (Fe/(Fe+Mn) ² 0,52) yapatito rico en Mn. En este caso, los silica-tos más abundantes son cuarzo, granate,biotita parcialmente cloritizada, turmali-na, y circón, siendo aquí escasa la presen-cia de moscovita. Como fosfatos secunda-rios encontramos staneckita y alluaudita,reemplazando principalmente a la ferrisic-klerita. A pesar de estar incluidas dentrode la misma asociación, no se ha llegado aobservar ningún contacto de magniotripli-ta con graftonita ni con johnsomervilleita.No obstante, el hecho de que el resto defases a las que aparecen asociadas sean lasmismas, nos permite considerarlas dentrode una sola asociación. Tanto la ferrisickle-rita como la graftonita muestran una tex-tura granoblástica, indicativa de procesosde recristalización. El granate, únicamentepresente en esta asociación, corresponde aun almandino (²60 % de Fe, 38% de Mn y>3% de Mg). La turmalina, con fuerte ple-ocroísmo marrón a gris azulado o marrónclaro, es notablemente más rica en Mg(Fe/(Fe+Mg) ² 0,55) que la turmalina de laasociación I, lo cual no constituye unhecho aislado, ya que en general todas lasfases de esta asociación están enriquecidasen este elemento. Así, encontramos crista-les de ferrisicklerita que presentan una

relación de Fe/(Fe+Mg) < 0,81; graftonitacon < 0,89; o biotita con ² 0,60. La john-somervilleita, (fosfato de Fe-Mn-Mg), sepresenta como inclusiones redondeadas detamaño fino, dentro de ferrisicklerita y degraftonita. Frecuentemente presenta unaaureola anaranjada, de composición simi-lar al resto del cristal.

Finalmente, la asociación III es muysimilar a la asociación II, con la diferenciade que no se encuentran en ella magniotri-plita, johnsomervilleita ni granate, y deque el contenido en Mg es inferior entodas sus fases, que presentan por tanto uncontenido en este elemento intermedioentre el de las fases de las asociaciónes I yII. Así, la turmalina tiene una relaciónFe/(Fe+Mg) ² 0,65; la ferrisicklerita de ²0,90; la biotita > 0,83 y la graftonita ²0,94. Además, se observan intercrecimien-tos gráficos de ferrisicklerita con biotita,cuarzo y turmalina.

Las diferencias mineralógicas y compo-sicionales observadas pueden estar en rela-ción con la composición química del enca-jante. Así, aquellos fosfatos pertenecientesa la zona de la pegmatita que encaja en elgranito, muestran un menor contenido enMg, dando lugar a la asociación I; mien-tras que la asociación II, rica en Mg, refle-jaría la influencia metasómática del cuerpobásico. La asociación III representaría unestadio intermedio entre las dos.


MARTÍN-IZARD, A.; REGUILÓN, R.; PALERO,F. (1992). Estudios geol. 48, 19-30.


PPeettrroollooggííaa yy ccaarraacctteerriizzaacciióónn ddeell ssiisstteemmaa ppoorroossoo ddee llaass ccaalliizzaass aappttiieennsseess ddee BBoorrrriiooll

((CCaasstteellllóónn))

PPeettrroollooggyy aanndd cchhaarraacctteerriizzaattiioonn ooff ppoorroouuss ssyysstteemm ooff AAppttiieenn lliimmeessttoonneess ooff BBoorrrriiooll


T. SANFELIU(1), M. OVEJERO(1), C. DE LA FUENTE(2), J.D. MARTÍN1 Y M.SALAMERO(1).

(1) Dpto. Ciencias Experimentales, Área de Cristalografía y Mineralogía, Universitat Jaume I.Edificio ESTCE, Campus de Riu Sec. Apdo. 224, 12080, Castellón.

(2) Departament de Cristal.lografia, Mineral.logia i Dipòsits Minerals, Facultat de Geologia.Universitat de Barcelona. Martí i Franqués s/n, 08028, Barcelona.

INTRODUCCIÓN

La provincia de Castellón cuenta connumerosas formaciones carbonatadas jurá-sicas y sobretodo cretácicas que puedenconstituir importantes litotectos de calizasornamentales. A estas formaciones perte-necen las rocas ornamentales que actual-mente se explotan en Castellón, de las quecabe destacar la denominada “Piedra deBorriol”.

La roca ornamental denominada“Piedra de Borriol” se extrae del paraje “ElAbeller”, situado 4 Km al SW de la pobla-ción de Borriol. Los cerros que forman elyacimiento pertenecen a las estribacionesmontañosas que cierran la plana pliocua-ternaria de Castellón hacia el W, engloba-dos geológicamente bajo el nombre deDesert de les Palmes.

Este trabajo pretende caracterizar“Piedra de Borriol” realizando su descrip-ción petrográfica que nos pone de mani-fiesto la naturaleza de la roca (mineralogíay textura) y sus condiciones de deposición,así como analizar las características de susistema poroso y deducir las consecuenciasque éstas conllevan sobre algunas de suspropiedades físicas.

PPeettrroollooggííaa:: ddeessccrriippcciióónn ppeettrrooggrrááffiiccaa

“Piedra de Borriol” es una roca carbo-natada parcialmente dolomitizada, cuyosprincipales componentes esqueléticos losconstituyen orbitolinas (Orbitolina lenti-cularis, Orbitolina texana), placas y púasde equinodermos. También se identificanbriozoos, algas, fragmentos de ostreidosy corales.

Es una roca muy cementada. El cemen-to rellena la porosidad intraparticular einterparticular. Las placas de equinodermose caracterizan por presentar cemento sin-taxial de sobrecrecimiento. El cementoesparítico interparticular ha sido reempla-zado por cemento dolomítico constituidopor cristales romboédricos de dolomitaque se encuentran zonados y constituyenun cemento barroque rico en hierro queproporciona a la roca su tonalidad rojizacaracterística. “Piedra de Borriol” se defi-ne como un grainstone según la clasifica-ción de Dunham (1962).

“Piedra de Borriol” pertenece a la partesuperior de la Fm. Villarroya de losPinares, que se incluye dentro de lasecuencia deposicional del Aptiense supe-rior. “Piedra de Borriol” se interpretacomo depósitos de margen de plataformarepresentados por grainstones litorales quedelimitan sectores más restringidos de laplataforma.

PPoorroossiiddaadd yy ddiissttrriibbuucciióónn ppoorroommééttrriiccaa

La configuración del sistema poroso enun material rocoso tiene particularinfluencia sobre las propiedades físicas(dureza y comportamiento mecánico), pro-piedades químicas y en los procesos dealteración. La caracterización del sistemaporoso de las rocas (volumen, distribucióndel tamaño de poro y grado de comunica-ción entre sí) determina la circulación yretención de fluidos , factor fundamentalen los procesos de deterioro de las rocas,así como sus características de uso cuandoestos materiales van a estar destinados afines ornamentales.

346 T. Sanfeliu, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Petrología y caracterización del sistema poroso (Borriol) 347

La técnica analítica utilizada para el estu-dio de la porosidad de "Piedra de Borriol" hasido la porosimetría de mercurio. Se trata deuna técnica de análisis indirecta que nos per-mite determinar la distribución del rango deporo y la porosidad abierta o comunicada. Elrango de tamaños explorado es de 0.001 a100 mm, diferenciándose la microporosidad(radio de acceso<7.5 μm) y macroporosidad(radio de acceso>7.5 μm).

RReessuullttaaddooss oobbtteenniiddooss

"Piedra de Borriol" tiene una porosidaddel 2.05%, por lo que puede considerarsecomo una roca de baja porosidad. Lamicroporosidad, cuya moda está represen-

tada por el valor de radio de accceso de0.009 mm, representa aproximadamenteel 75% de la porosidad total.

"Piedra de Borriol" presenta una distri-bución de tamaño de poro bimodal condos máximos de porosidad. El primermáximo selocaliza en el valor de 0.009mm de radio de acceso, que representa un7% de la porosidad total, y el segundomáximo se encuentra a 60 μm de radio deacceso, representando un 15 % de la poro-sidad total.

La mayoría de la porosidad correspon-de a microporosidad y está comprendidaprincipalmente en radio de acceso de porocomprendidos entre 0.004 -0.04 μm.

CCoonncclluussiioonneess

"Piedra de Borriol" tiene una porosidadreducida (2.05%), hecho que condicionaque su coeficiente de absorción determina-do experimentalmente mediante la normaUNE 22-182-85 sea también reducido(0.37%).

Aunque "Piedra de Borriol" presentabaja porosidad, si consideramos su distri-bución porométrica, la mayor parte de la

porosidad corresponde a microporosidad.De este hecho se deduce que "Piedra deBorriol" presentará cierta capilaridad yhigroscopicidad que repercutirá en unamenor durabilidad una vez la roca estécolocada en obra, sometida a las adversascondiciones ambientales. Así pues, es tanimportante determinar el valor de la poro-sidad como la distribución de ésta en fun-ción del radio de acceso de poro.

FFiigg 11.. DDiissttrriibbuucciióónn ppoorroommééttrriiccaa ddee ““PPiieeddrraa ddee BBoorrrriiooll””

Porosidad total: 2.05%Microporosidad: 1.52%Moda radio de acceso: 60 μm

La geometía y tipos de poros en lasrocas carbonatadas es compleja, debido a lagran variedad de procesos que intervienenen su génesis. La mayor parte de la porosi-dad de este tipo de rocas es diagenética. Enla distribución porométrica de "Piedra deBorriol" se observa una gran dispersión delos valores de radio de acceso de poro. Estehecho podría relacionarse con la granvariabilidad de componentes esqueléticosque presenta, que han condicionado quedurante la diagénesis se generen unamayor variedad de tamaños de poro. Así,podemos decir que la configuración delsistema poroso está estrechamente relacio-nado con la petrografía de la roca.


ALONSO, F. J.; ESBERT, R. M. y ORDAZ, J.(1987). Caracterización del sistema poroso decalizas y dolomías. Boletín Geológico y Minero,98-II, pp 226-237.

MARTÍN, J.D.; SANFELIU, T; OVEJERO, M. &DE LA FUENTE, C. (1999). RocasOrnamentales de la provincia de Castellón.Boletín de la Sociedad Castellonense de Cultura. T.LXXV.

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PITARCH ROIG, A. M. (1993). La Piedra deBorriol, C.O.A.A.T. Castellón



PPeettrroollooggííaa yy ccaarraacctteerriizzaacciióónn ddeell ssiisstteemmaa ppoorroossoo ddee llaass ccaalliizzaass aappttiieennsseess ddee XXeerrtt


PPeettrroollooggyy aanndd cchhaarraacctteerriizzaattiioonn ooff ppoorroouuss ssyysstteemm ooff AAppttiieenn lliimmeessttoonneess ooff XXeerrtt


T. SANFELIU(1), M. OVEJERO(1), C. DE LA FUENTE(2), J.D. MARTÍN1 Y M.SALAMERO(1).

(1) Dpto. Ciencias Experimentales, Área de Cristalografía y Mineralogía, Universitat Jaume I.Edificio ESTCE, Campus de Riu Sec. Apdo. 224, 12080, Castellón.

(2) Departament de Cristal.lografia, Mineral.logia i Dipòsits Minerals, Facultat de Geologia.Universitat de Barcelona. Martí i Franqués s/n, 08028, Barcelona.

INTRODUCCIÓN

Aunque el potencial que poseeCastellón en recursos minerales se concretabásicamente en yacimientos de arcillascerámicas, la serie mesozoica formada pre-dominantemente por sedimentos de carbo-natos de aguas someras constituye una granreserva de rocas de aplicación ornamental.

La caliza denominada comercialmente“Crema Jaspe” ha sido explotada en lalocalidad de Xert, al norte de la provinciade Castellón, como material de construc-ción y ornamentación. Las canteras se loca-lizan en los relieves de la Mola de Xert,situada 3 Km al norte de dicha poblacióny con una altura máxima de 807 m.

El objetivo de este trabajo es caracterizarpetrofísicamente “Crema Jaspe”, estudian-do su petrología mediante una descripciónpetrográfica y analizando su sistema poro-so y las consecuencias que éste conllevasobre algunas de sus propiedades físicas.

PPeettrroollooggííaa:: ddeessccrriippcciióónn ppeettrrooggrrááffiiccaa

Crema Jaspe” es una roca carbonatadaque se caracteriza porque sus principalescomponentes esqueléticos los constituyenrudistas (Toucasia), aunque también sereconocen orbitolinas (Orbitolina lenticula-ris), miliólidos y fragmentos de corales. Lamatriz de la roca es micrítica. Algunoscomponentes esqueléticos han sufridodisolución y posterior precipitación decemento tipo esparítico rellenando laporosidad preexistente y los rudistas con-servan su microestructura original. Enbase a estas características, “Crema Jaspe”se define como un boundstone según laclasificación de Dunham (1962).

“Crema Jaspe” comprende la partebasal de la Fm. Villarroya de los Pinaresperteneciente a la secuencia de depósitodel Aptiense inferior. Constituye depósi-tos de plataforma somera representadospor facies de bancos marginales con arreci-fes de corales que pasan a facies de plata-forma protegida con rudistas.

PPoorroossiiddaadd yy ddiissttrriibbuucciióónn ppoorroommééttrriiccaa

La porosidad se define como el volumenocupado por los espacios vacíos por unidadde volumen de roca, expresado en porcenta-je. Se distinguen dos tipos principales deporosidad: porosidad abierta y porosidadcerrada. La porosidad abierta, también deno-minada accesible o comunicada, se definecomo el volumen de poros comunicadosentre sí y con el exterior por unidad de volu-men de roca. Complementariamente, setiene la porosidad cerrada. En la mayoría de lasrocas, la porosidad cerrada carece de interéspuesto que es prácticamente despreciable,aunque puede ser importante en ciertas lito-logías como travertinos, basaltos y pumitas.

La porosidad es una característica desuma importancia puesto que tiene particu-lar influencia sobre las propiedades físicas delas rocas ( dureza, comportamiento mecáni-co, etc.), propiedades hídricas y procesos dealteración (cristalización de sales, hielo-des-hielo, depósito de contaminantes, etc.).

La técnica de análisis utilizada paradeterminar la porosidad abierta ha sido laporosimetría de mercurio. Es un métodode análisis indirecto que se basa en intro-ducir mercurio a presiones crecientes en elsistema poroso de la roca, de forma quevaya ocupando los tipos de poros de mayor


XXas Jornadas S.E.M. Petrología y caracterización del sistema poroso (Xert) 351

a menor radio de acceso. Además de deter-minar el valor de la porosidad abierta, estatécnica nos permite obtener la distribu-ción de la porosidad en función del radiode acceso (distribución porométrica). Elrango de tamaños explorado es de 0.001 a100 mm, diferenciándose la microporosi-dad (radio de acceso <7.5 μm) y macropo-rosidad (radio de acceso >7.5 μm).

RReessuullttaaddooss oobbtteenniiddooss

“Crema Jaspe” tiene una porosidad del1.96%, por lo que puede considerarse

como una roca de baja porosidad. Presentauna elevada microporosidad (93%), de lacual el valor correspondiente a 0.01mm deradio de acceso representa más del 50%.

“Crema Jaspe” presenta una distribu-ción porométrica claramente bimodal, condos máximos localizados en radios de acce-sos correspondientes a 0.01 μm y 20 μm.La porosidad se encuentra concentrada enel rango comprendido entre 0.005 μm-0.02 μm. Si relacionamos este hecho conlas características petrográficas de la roca,correspondería a porosidad intramicrítica.


Las características del sistema porosode una roca están estrechamente relaciona-das con su petrografía. El elevado porcen-taje de microporosidad presente en“Crema Jaspe” es debido a la abundanciade matriz micrítica. De este modo, pode-mos decir que cambios composicionales ytexturales implicarán modificaciones en elsistema poroso de las rocas.

La porosidad abierta está estrechamen-te relacionada con la capacidad de absor-

ción de la roca.“Crema Jaspe” presenta unabaja porosidad que condiciona su bajo coe-ficiente de absorción (0.4%) determinadosegún la norma UNE 22-182-85.

Aunque “Crema Jaspe” se clasificacomo una roca de baja porosidad, si estu-diamos su rango de distribución de poro yconsiderando que la mayoría de la porosi-dad corresponde a microporosidad, pode-mos predecir que presentará cierta capila-ridad y higroscopicidad que se reflejará enuna menor durabilidad, puesto que seráfácilmente alterable.

FFiigg 11.. DDiissttrriibbuucciióónn ppoorroommééttrriiccaa ddee ““PPiieeddrraa ddee BBoorrrriiooll””

Porosidad total: 1.96%Microporosidad: 1.82%Macroporosidad: 0.14%Moda radio de acceso: 0.01 μm


MARTÍN, J. D; OVEJERO, M; SANFELIU, T;JORDAN, M.M & DE LA FUENTE, C.(1998). Rocas ornamentales de la provincia deCastellón. XIV Curso de Estudios Mayores de laConstrucción. Aplicación de los MaterialesCerámicos, Vidrios y Piedras Naturales en laConstrucción. Instituto de Ciencias de laConstrucción Eduardo Torroja, CSIC.

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SALAS, R y MARTIN-CLOSAS, C. Coord. (1995).El Cretácico inferior del Nordeste de Iberia. Guia decampo de las excursiones realizadas durante elIII Coloquio del Cretácico en España (Morella1991). Publicacions de la Universitat deBarcelona.



GGéénneessiiss ddee eessppeelleeootteemmaass ddee óóppaalloo aa eenn ssiisstteemmaassccáárrssttiiccooss ddeessaarrrroollllaaddooss eenn rrooccaass áácciiddaass

OOppaall--aa ssppeellootthheemmss ggeenneessiiss iinn kkaarrssttiicc ssyysstteemmssrreellaatteedd ttoo aacciidd rroocckkss

FERNÁNDEZ VERDÍA, M.A.; SANJURJO SÁNCHEZ, J.& VIDAL ROMANÍ, J.R.

Instituto Universitario de Geología Isidro Parga Pondal. Universidade de A Coruña. Campus de AZapateira. 15071. A Coruña.

No son abundantes los datos sobre laformación de espeleotemas en rocas ácidas,(granitoides, cuarcitas, areniscas, etc.) talvez por las pequeñas dimensiones de estosdepósitos. Sin embargo el conocimiento desu génesis tiene un gran interés al estardirectamente ligado a la alteración de laroca en entornos no edáficos. Al contrarioque en estos casos el agua sobre la roca noalterada actúa más como un agente detransporte que como un medio de altera-ción; aunque actúa indiscriminadamentesobre los constituyentes minerales de laroca la composición homogénea de losespeleotemas, (Fig. 1), esencialmente

ópalo a, parece señalar diferencias de com-portamiento de los minerales que en nues-tra opinión deben relacionarse más con lasdiferencias en la movilidad y/o abundanciade la Si respecto a la de otros elementos(K, Na, Ca, Fe, Al) presentes en la roca departida que en otros factores (clima, tipolitológico). La biota es el factor desencade-

nante en la formación de este tipo de espe-leotemas como puede deducirse por lastexturas típicas en las primeras etapas decrecimiento y la composición del espeleo-tema, un polimorfo, (ópalo a biogénico),de la sílice. En la primera fase (fase biogé-nica) (Fig.2), de crecimiento de un espele-

otema su textura es porosa, brechoide(clastos de ópalo a) o conglomerática (ooli-tos de ópalo) los primeros formados porrotura mecánica al deshidratarse el gel desílice los segundos causados por precipita-ción directa de sílice amorfa a partir demicrorganismos (bacterias). En esta fase sedesarrollan otros microorganismos, (hon-gos, diatomeas. etc.), que aprovechan lariqueza en Si del medio y la existencia deagua para una fugaz existencia directa-mente controlada por las reservas de agua,(lluvia), ya que se actividad biológica seinterrumpe en ausencia de ésta, provocan-do con la precipitación masiva del ópalo lamuerte de esos microorganismos por ente-rramiento y fosilización. La elevada solubi-lidad del ópalo biogénico en una segundafase (fase redisolución) puede producir poruna parte la formación de películas exter-nas que recubren el espeleotema (pátina)

354 Fernández Verdía, M. A., et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

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XXas Jornadas S.E.M. Génesis de espeleotemas de ópalo a 355

(Fig. 3), y por otra la progresiva colmata-

ción interna del sistema poroso del espele-otema que acaba siendo totalmente relle-nado transformándose, al menos en laszonas terminales del espeleotema, en unazona compacta, sin huecos, (Fig. 4) donde

a veces llega a desarrollarse una estructurarítmica de acreción concéntrica o en capasequivalente a la de los espeleotemas calcá-reos. La circulación del agua durante lafase biogénica es intersticial y en los episo-dios de interrupción de los aportes de aguase produce una concentración por evapora-ción del gel de sílice que en los estadiosfinales actúa como sustrato poroso permi-

tiendo el crecimiento de minerales de bajaenergía de cristalización (yeso, carbonato,fosfato, etc.), (Fig. 5), formados a partir de

los elementos químicos que se hallan enconcentraciones muy bajas en la soluciónintersticial y con un origen ligado a los pro-cesos biogénicos desarrolladas en el espele-otema. El crecimiento de estos minerales seproduce en condiciones similares a las pro-pias en el laboratorio para la generación delos triquitos o whiskers. Al contrario que encondiciones experimentales, la morfologíade los triquitos se ve determinada por elespacio del que disponen para cristalizar ypor el volumen de la gota en cuyo interiorse desarrollan dando lugar a un tipo muyespecial de maclas llamadas indistintamen-te penachos, rosetas o crestas. La cristaliza-ción de este tipo tiene una génesis de tipofreático de gota con diferente morfologíasegún el espacio disponible: acicular si elporo es estrecho, por estar incluida el agua

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en una fisura o hueco profundo. En los casosde poro abierto cuando el espacio de crista-lización no está constreñido los triquitos owhiskers se desarrollan perfectamente. Elcaso mas notorio de cristalización freática esel que corresponde al extremo terminal delespeleotema donde por gravedad se concen-tra la mayor cantidad de agua. Es en esepunto donde las dimensiones de la gotaproducen una asociación radial de triquitoscon desarrollo planar y morfología en coli-flor muy típica. Al M.E.B. se puede obser-var como se desarrollan tomando como baseel extremo libre del espeleotema y limita-dos por el contorno hemisférico de la gotasituada en el extremo libre del espeleotema.

En todos los casos los triquitos o whis-kers están maclados indicando así su crista-lización por sobresaturación por evapora-ción en el gel de sílice donde cristalizan y elespacio escaso en el que se deben desarrollar.

Los espeleotemas de ópalo a ligados aambientes fisurales en rocas ácidas sonmuy frecuentes en los sistemas fisurales derocas ácidas independientemente del clima(pluviosidad, régimen de temperaturas,vegetación, etc) o del entorno, (costero,continental, etc.) en el que se desarrollan.Son igualmente independientes del tipode granitoide sobre o a partir del cual sedesarrollan por lo que pueden ser conside-rados como procesos independientes deesos factores siendo los dos únicos deter-minantes la existencia de un substratolitológico ácido y la circulación de agua através de un sistema fisural.


FERNANDEZ VERDÍA M. A. (2000) Estudio de lagénesis de espeleotemas en granitoides en climas áridos

(Salt River, Kellerberrin, Western Australia). Tesisde licenciatura. Universidade da Coruña. 81 pp.

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356 Fernández Verdía, M. A., et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


LLaa iinnttrruussiióónn pplluuttóónniiccaa ddeell CCeerrrroo JJeeuu--JJeeppéénn.. IIssllaa GGrraannddee ddee TTiieerrrraa ddee FFuueeggoo,, RReeppúúbblliiccaa

AArrggeennttiinnaa

PPlluuttoonniicc iinnttrruussiioonn ffrroomm CCeerrrroo JJeeuu--JJeeppéénn.. IIssllaa GGrraannddee ddee TTiieerrrraa ddee FFuueeggoo,, RReeppúúbblliiccaa

AArrggeennttiinnaa

ROGELIO D. ACEVEDO(1); CLAUDIO E. ROIG(2); ENRIQUE LINARES(3); HÉCTORA. OSTERA(3); MARILUZ VALÍN-ALBERDI(4) Y ZÉ MARIO QUEIROGA-MAFRA(5).

(1) Centro Austral de Investigaciones Científicas (CADIC). Av. Malvinas Argentinas S/N°. 9410 Ushuaia, Tierra del Fuego, República Argentina.

(2) Universidad Nacional de la Patagonia San Juan Bosco. Darwin y Canga. 9410 Ushuaia, Tierra del Fuego,República Argentina.

(3) Instituto de Geocronología y Geología Isotópica (INGEIS). Pab. INGEIS, C.Universitaria.1428 Buenos Aires, República Argentina.

(4) Universidad de Oviedo. Facultad de Geología. Arias de Velasco S/N°. 33005 Oviedo.(5) Universidad de Belo Horizonte* * Dirección actual: Golder Associates. Rua Eng. Zoroastro Torres 237 Apt.702, 30350-260,

Belo Horizonte, Brasil.

Jeu-Jepen es un cerro aislado (54º 35’Latitud Sur y 67º 15’ Longitud Oeste),adyacente a las cabeceras del Lago Fagnanoo Kami, muy próximo a la localidad deTolhuin, en el centro geográfico de la IslaGrande de Tierra del Fuego, extremo surde La Argentina. Se trata de una intrusiónabovedada de composición gabrodiorítica,de pequeña extensión aflorante, deformaday muy fracturada, encajada en rocas sedi-mentarias metamorfizadas de grano fino,que pertenece a un episodio intrusivo delBatolito Andino y puede ser clasificadaentre las dioritas andinas de Kranck (1932).

Obras de cantereo sobre una ladera delcerro, aplicadas al aprovechamiento de pie-dra destinada a la construcción del rompe-olas de un nuevo puerto oceánico, han per-mitido destapar los distintos litotipos queintegran el cuerpo intrusivo, a saber: 1) una gabrodiorita (diorita l.s.) cuspidal

relíctica, portadora de inclusionesoscuras;

2) una variedad sienítica central de la quese desprenden filones invasivos en ladiorita;

3) una monzonita distribuída irregular-mente entre la diorita y la sienita;

4) diques melanocráticos basálticos conanfíbol y biotita, que cortan a las ante-riores; y

5) venillas leucocráticas de minerales félsi-cos (feldespato potásico pertítico, pla-gioclasa, cuarzo, apatito) con biotita ygranate (almandino) que atraviesanirregularmente a la diorita; y venillasde cuarzo y rellenos brechiformes decalcita en juegos de diaclasas y en unsistema de fallas inversas que han afec-tado al conjunto eruptivo.

La gabrodiorita conforma el techo delcuerpo intrusivo. Su color es gris y su tex-tura varía de equigranular a porfídica. Almicroscopio se aprecia una trabazón granu-lar de clinopiroxeno (augita-diópsido, alte-rado comúnmente a biotita-flogopita decolor castaño verdoso) y plagioclasa (ande-sina-labradorita) como minerales esencia-les, con abundantes mica oscura secundariay magnetita como accesorio. Como mine-rales de alteración hay albita, tremolita-actinolita, zoisita, titanita y clorita.Contiene inclusiones melanocráticas, amodo de autolitos precoces, de color verdeoscuro, variable tamaño, con bordes redon-deados, textura granuda media a gruesa decomposición gabroide a ultramáfica, conclinopiroxeno (diópsido), anfíbol (pargasi-ta), mica (biotita y flogopita), pertitas yantipertitas, apatito, titanita, magnetita,pirita y calcopirita. Ocasionalmente y enforma localizada, es cortada por un diferen-ciado félsico con biotita y granate.

Respecto a la edad, el análisis K-Ar,efectuado por medio de la técnica de rocatotal sobre la muestra AK4136-INGEIS (dio-rita), ha permitido asignarle una edad de93,0 ±4,0 Ma:K: 1,39 % 40K: 4,149 10-8mol/g40Arrad: 2,294 10-10 mol/g 40Aratm: 11,00 %Edad: 93,0 ±4,0 Ma Error analítico: 3,9 %

La sienita constituye una masa rosadade grano grueso, compacta y fresca, com-puesta por feldespato potásico (ortosamicropertítica), clinopiroxeno, biotita,titanita, mineral opaco y circón, con apófi-sis filonianas que atraviesan en todasdirecciones el cuerpo principal del plutóny sus enclaves.

El pulso sienítico, con su aportación depotasio, ha transformado a la diorita en

358 Rogelio D. Acevedo, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. La intrusión plutónica del Cerro Jeu-Jepén 359

una monzonita, cuya composición es deplagioclasa (oligoclasa-andesina), feldespa-to potásico (ortosa micropertítica), clino-piroxeno (diópsido), hornblenda, biotita,magnetita (y también goethita), titanita yapatito.

Diques basálticos cruzan al complejoplutónico. Al microscopio se observa unatextura intergranular y una composiciónde clinopiroxeno (diópsido), plagioclasa(andesina ácida) y magnetita, con horn-blenda, feldespato potásico y apatito.

Las rocas granitoides de Jeu-Jepen hansido emplazados durante la OrogeniaAndina en niveles corticales poco profun-dos, localizados marginalmente al eje plu-tónico del batolito en Tierra del Fuego.Pueden considerarse como de Tipo I, for-madas en condiciones de gran disponibili-dad de agua, alta fugacidad de oxígeno(aunque no necesariamente constante) ybaja temperatura durante la fusión parcialde la corteza oceánica por subducción. Entérminos geoquímicos son de tipo inter-medio, metaluminosas, subsaturadas, convariables contenidos de Ca, muy altos enK en relación a la escasa sílice y altos enNa (con nefelina en las normas CIPW).Aun considerando sus afinidades alcalinas,corresponden a una asociación calcoalcali-na, relacionada a eventos subductivos, queha evolucionado a través de un proceso dediferenciación gravitatoria inicial (coagu-lación de autolitos), leve contaminaciónproducida por su emplazamiento forzado,y cristalización fraccionada de un magmabasáltico, controlada en principio por lacristalización de la magnetita y luego, bajocondiciones de hidratación creciente, porel anfíbol.

Los líquidos potásicos residuales, a tra-vés de una fase final de filtrado a presión,migraron localmente y fueron concentra-dos en zonas sometidas a esfuerzos de ciza-lla. Ello originó la facies sienítica, locali-zada en filones, que ha sido generada porcristalización fraccionada y separación deminerales esenciales y accesorios desde unlíquido diferenciado marginal concentradoen la porción epizonal de la cámara mag-mática. La sienita corresponde a unaautointrusión en la diorita misma, quepuede ser explicada por el principio dedilatancia, y la monzonita habría sido elproducto de la transferencia de K porintercambio iónico en fase gaseosa sobre laroca diorítica, atribuido a un proceso deautometasomatismo de la roca ígnea.Líquidos peralumínicos residuales daríanlugar a la cristalización de granate.

Los residuos magmáticos póstumos,que originaran los diques basálticos, habrí-an ocupado su lugar al avanzar desde unafuente aislada de la cámara principal entrelas fracturas producidas por el emplaza-miento de la roca granitoide. Dichos fun-didos, localizados a una profundidadmedia, habrían conservado la composiciónoriginal de las dioritas andinas, sin asimi-lación apreciable con la roca de caja, conuna interfase estable y bien definida.


KRANCK, E.H. 1932. Geological investigationsin the Cordillera of Tierra del Fuego. ActaGeographica 4(2). 231 p. Helsinki.


CCaarraacctteerrííssttiiccaass ggeeoollóóggiiccaass ddee llaa FFoossaa TTeeccttóónniiccaa ddee AAiigguuáá,, DDeeppaarrttaammeennttoo ddee

MMaallddoonnaaddoo ((UUrruugguuaayy))

GGeeoollooggiiccaall cchhaarraacctteerriissttiiccss ooff tthhee tteeccttoonniicc bbaassiinn ooff AAiigguuáá,, DDeeppaarrttaammeenntt ooff MMaallddoonnaaddoo

((UUrruugguuaayy))

C. ROSSINI(1), Y R. ARANA(2).

(1) Facultad de Ciencias. Universidad de Montevideo(2) Dpto. de Química Agrícola, Geología y Edafología. Facultad de Química. Universidad de Murcia

INTRODUCCIÓN

La fosa tectónica de Aiguá (FTA, fig. 1)constituye una depresión topográfica degeometría romboédrica, con eje mayor dis-puesto hacia el noreste, de amplitud 25Km., y eje menor hacia el noroeste deamplitud 15 Km. Su origen se asocia a latectónica distensiva juro-cretácica corres-pondiente a la fragmentación del continen-te de Gondwana y a la apertura del proto-océano Atlántico. Esta fosa se implantasobre litologías precámbricas del cinturónorogénico Dom Feliciano e integra elcorredor de cuencas vulcano-sedimentarias

que se desarrolla en dirección N60E, en elbasamento cristalino de la región sur-sudeste de Uruguay, desde la cuenca deSanta Lucía hasta la de Laguna Merín.

Características geológicas

Esta alineación de cuencas es interpre-tada por Rossello et al. (1999b), a partir deestudios estructurales regionales, comoproducto del funcionamiento de un corre-dor tectónico transcurrente dextral funda-mentalmente transtensivo, que genera lascuencas mencionadas y que condiciona suevolución.


FFiigguurraa 11 -- MMaappaa ddee ssiittuuaacciióónn rreeggiioonnaall ddeell áárreeaa eessttuuddiiaaddaa

El magmatismo volcánico asociado a laevolución de la FTA presenta un carácterbimodal: básico y ácido. Las rocas volcá-

nicas básicas están representadas por basal-tos toleíticos olivínicos de la FormaciónPuerto Gómez (Bossi, 1966), que consti-

XXas Jornadas S.E.M. Características geológicas de la fosa tectónica 363

tuyen amplios afloramientos que recubrengran parte de la cuenca, representando losprimeros episodios magmáticos y de relle-no reconocidos en la misma.

Las rocas volcánicas ácidas son princi-palmente riolitas porfíricas, tobas e ignim-britas ácidas que conforman los principa-les accidentes topográficos dentro de lacuenca, los cuales presentan una geometríaalargada en dirección N90E. Estas litolo-gías son asimiladas a la FormaciónArequita por Bossi y Navarro (1988).

Las riolitas porfíricas presentan propor-ciones variables de fenocristales de cuarzo,sanidina y plagioclasa albítica en unamatriz hemihialina de color rojizo a grisclaro, con frecuentes estructuras de flujomagmático. Las tobas e ignimbritas se aso-cian a las partes basales de los cuerpos vol-cánicos ácidos y en general son de tipocinerítico y vítreo-cristalinos. Estas litolo-gías se apoyan sobre los basaltos. Todo elconjunto fue afectado por movimientostectónicos posteriores a su extrusión, loque generó que actualmente los derramesse dispongan con suaves buzamientoshacia el NE (10 a 25 grados). El carácteren parte contemporáneo de ambos mag-matismos es aceptado a partir de la exis-tencia de diques ácidos que cortan a losbasaltos y de diques de basalto afectando alas coladas ácidas.

Las rocas sedimentarias asociadas a laevolución de la cuenca están representadaspor conglomerados y microconglomeradospolimícticos que se apoyan y recubrenparte los registros volcánicos, en especialen el borde oeste y sur de la fosa.

Estructuralmente pueden distinguirsetres conjuntos o sistemas de fallas princi-

pales: un primer sistema, de tipo normal,se asocia a la dirección N70E y está bienrepresentado por el borde sur de la cuenca;un segundo sistema , también de tipo nor-mal, asociado a la dirección N90-110E,constituye uno de los principales controlesde la geometría alargada de los cuerpos vol-cánicos ácidos. Estos dos sistemas serían losresponsable de la extensión principaldurante la generación de la fosa, del controlestructural que presentan las extrusionesácidas y del basculamiento tardío de losbloques internos presentes en la cuenca. Eltercer y ultimo conjunto se asocia a ladirección N25E y corresponde a la direc-ción principal de las estructuras planarespresentes a nivel del basamento cristalino.El borde noroeste de la fosa se produjo conun claro control de este ultimo sistema.

El basamento cristalino de la FA perte-nece al cinturón Dom Feliciano, cuya con-formación se produce durante la orogeniabrasiliana en el Proterozoico superior-Cámbrico. Este basamento se expone enlos bordes oeste y sur de la FTA y estáprincipalmente representado por gneisescon moscovita y biotita y por el granito deAiguá. Presentan típicamente un bandea-do composicional centimétrico subverti-cal, en dirección N30E, generado porvariaciones en el tamaño de grano y en losporcentajes modales de micas.

Sobre ambos litotipos del basamento,en las cercanías y a lo largo del límite tec-tónico sur de la cuenca, se desarrollan den-sos sistemas de venas y filones hidroterma-les de mineralogía variable, involucrandoprincipalmente paragénesis con cuarzo-barita, cuarzo-fluorita-barita y cuarzo-fluo-rita-psilomelana. Algunos de estos cuerpos

filonianos se generan en fallas N70E yN110E por donde circularon los fluidoshidrotermales, verificándose la existenciade varios eventos de depósito mineral ydeformación a partir de la presencia debrechas mineralizadas polifásicas.


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UUttiilliizzaacciióónn ddee llaa ttééccnniiccaa ddee ddeessccoommppoossiicciióónn ttéérrmmiiccaa ddee mmuueessttrraass ccoonn ccoonntteenniiddooss ddee

mmeerrccuurriioo ppaarraa llaa iiddeennttiiffiiccaacciióónn ddee pprroobblleemmaassmmeeddiiooaammbbiieennttaalleess pprroodduucciiddooss ppoorr eessttee

eelleemmeennttoo.. DDaattooss pprreelliimmiinnaarreess rreeffeerriiddooss aall ddiissttrriittoo ddee AAllmmaaddéénn

TThhee uussee ooff tthhee tthheerrmmaall ddeeccoommppoossiittiioonntteecchhnniiqquuee iinn mmeerrccuurryy--bbeeaarriinngg ssaammpplleess ffoorr

tthhee iiddeennttiiffiiccaattiioonn ooff eennvviirroonnmmeennttaall pprroobblleemmsspprroodduucceedd bbyy tthhiiss eelleemmeenntt.. PPrreelliimmiinnaarryy ddaattaa

rreellaatteedd ttoo tthhee AAllmmaaddeenn DDiissttrriicctt

URBINA, M.(1); BIESTER, H.(2); HIGUERAS, P.(1); LORENZO, S.(3).

(1) Departamento de Ingeniería Geológica y Minera. Univ. Castilla-La Mancha. E.U.P. Almadén,Pl. Manuel Meca, 1. 13400 Almadén (Ciudad Real).

(2) Instituto de Geoquímica Ambiental, Univ. Heidelberg (Alemania).(3) Departamento de Geología. Minas de Almadén y Arrayanes S.A. 13400 Almadén (Ciudad Real).

El mercurio es un elemento que presen-ta una consideración ambiental muy nega-tiva, debido a que algunos de sus compues-tos han producido efectos catastróficossobre la salud humana en determinadasáreas, como la bahía de Minamata (Japón),o Irak. Sin embargo, en otras áreas en lasque la exposición al mercurio ha sido unaconstante durante milenios, estos efectosno se han dejado sentir más que sobre lostrabajadores que han tenido un contactomuy continuado con el metal. Es de todosconocido que ello se debe a que no todas lasformas bajo las que se encuentra el mercu-rio en el medio ambiente son igualmentetóxicas: mientras algunas (y en concreto,determinados compuestos organometáli-cos, como el metil-mercurio) representanun grave peligro ambiental, otros, y enespecial los compuestos mineros primarios,como el cinabrio, son muy inertes, y solorepresentan un peligro a muy largo plazo,o únicamente para personas en contactomuy directo con el mismo.

No obstante, el principal problema querepresenta la presencia del metal en elmedio estriba precisamente en la dificultadde identificar las distintas fases o especiesdel mismo, debido a que los contenidosque se pueden considerar como significati-vos son excesivamente bajos como parapoder aplicar técnicas mineralógicas,mientras que las técnicas químicas son decoste muy alto.

Así, una técnica que ofrece la posibili-dad de identificar los compuestos mercu-riales de forma que se pueda llevar a cabo

una evaluación preliminar de riesgosambientales es la de descomposición térmi-ca o de pirólisis (Biester et al., 1997;Biester y Müller, 1997; Biester y Scholz,1997; Biester y Zimmer, 1998), consisten-te en calentar la muestra bajo condicionesde temperatura controlada, midiendo lacantidad de vapor de mercurio liberada porla misma. Como se aprecia en la figura 1,el resultado que se obtiene depende preci-samente de la forma en la que se encuentrael mercurio en la muestra, de manera quese pueden identificar fundamentalmentetres posibilidades:

• Presencia de mercurio metálico, quese identifica por la liberación devapor de mercurio a temperaturas delorden de los 80-100ºC

• Presencia de cinabrio, cuya descom-posición térmica se produce en elrango comprendido entre los 290 ylos 350ºC aproximadamente.

• Presencia de mercurio en forma ióni-ca, ligado a componentes del suelo,ya sean orgánicos o inorgánicos. Elmercurio bajo estas formas suele ser elmás problemático, pues es el que pre-sente una mayor disponibilidad parapasar a formar parte de compuestosorgánicos. Se identifica porque suliberación durante el proceso de piró-lisis se produce entre los 220 y los300ºC, aproximadamente.

• Otros compuestos mercuriales (meta-cinabrio, sulfatos, óxidos) presentandiagramas diferenciados, lo que per-mite igualmente su identificación.

366 Urbina, M., et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Utilización de la técnica de descomposición térmica 367

FFiigguurraa 11.. DDiiaaggrraammaa ddee ccuurrvvaass ddee ppiirróólliissiiss ppaarraa mmuueessttrraass ssttaannddaarrdd ddee ccoommppuueessttooss ddee mmeerrccuurriioo..

Agradecimientos

El presente trabajo ha sido financiadopor el Proyecto 1FD97-0814, cofinancia-do por el Plan Nacional de I+D y fondosFEDER, y por el Vicerrectorado deInvestigación, UCLM.


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PPrroodduucccciióónn ddee 2211NNee nnuucclleeooggéénniiccoo eenn ccuuaarrzzoo::IInnfflluueenncciiaa eenn llaa ddeetteerrmmiinnaacciióónn ddee eeddaaddeess ddee

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PPrroodduuccttiioonn ooff 2211NNee nnuucclleeooggeenniicc iinn qquuaarrttzz::RReellaattiioonn ttoo tthhee eexxppoossuurree aaggee ttoo ccoossmmiicc

rraaddiiaattiioonn

D. FERNANDEZ MOSQUERA & J. R. VIDAL ROMANÍ .

Instituto Universitario de Xeoloxía "Isidro Parga Pondal". Universidade da Coruña. Campus da Zapateiras/n. 15071 A Coruña. E-mail: [email protected].

La radiación cósmica, (r.c.) genera 21Nea partir del Si en los distintos mineralesque contienen éste elemento. El comporta-miento del cuarzo ante la r.c. es el mejorconocido debido a la abundancia de estemineral en la superficie de la litosfera, sualta tasa de producción y su capacidad deretención del gas generado [1]. En el cuar-zo también se genera 21Ne por desintegra-ción de U y Th mediante reacciones como17,18O(α,n)20,21Ne y 24,25Mg(n, α)21,22Ne. Laconcentración de 21Ne de origen nucleogé-nico depende fundamentalmente de lacomposición y edad de cristalización de laroca madre siendo posible estimar estaproducción mediante modelos teóricos[2]. La discriminación de las dos fraccio-nes: nucleogénica y cosmogénica, se basaen su liberación a distinta temperatura alcalentar los cristales de cuarzo [3]. Sinembargo, con el 21Ne liberado a tempera-turas inferiores a 600ºC, existe además dela fracción cosmogénica otra nucleogénica,

mucho menor aunque no despreciable yque es preciso conocer para realizar uncorrecto cálculo de la edad.

En este trabajo se presentan los análisisde espectrometría de masas de gasesnobles de muestras de cuarzo procedentesde superficies graníticas glaciadas duranteel Pleistoceno tardío en Serra de Queixa yla Serra do Xurés (Ourense-Portugal) conel objeto de determinar su tiempo deexposición postglaciar a la radiación cós-mica [4]. La separación de las fraccionescosmogénica y nucleogénica se llevó acabo mediante una nueva metodología [5]con resultados preliminares satisfactorios yque permitieron establecer una cronologíaabsoluta para el glaciarismo en ambasáreas coherente con los datos geomorfoló-gicos previos.

La concentración calculada de 21Nenucleogénico frente a la abundancia en238U se presenta en la figura 1.

370 D. Fernández Mosqueras, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

FFiigguurraa 11.. LLiibbeerraacciióónn ddee 2211NNeennuuccll aa tteemmppeerraattuurraass iinnffeerriioorreess aa 660000ººCC..

Se puede observar que es similar paratodas las muestras excepto Qtz y X-2. Lamuestra Qtz corresponde a un filón de

cuarzo, mas moderno que el encajante(granitoide de Manzaneda) y menos ricoen 238U. La muestra X-2 (granito porfiroi-

XXas Jornadas S.E.M. Producción de 21Ne nucleogénico en cuarzo 371

de de Xurés), la de mayor edad de exposi-ción (238 ± 17 Ky BP), es además la másrica en 238U y sin embargo presenta (figura1) un fracción nucleogénica muy inferioral resto de las muestras con excepción quela Qtz (casi el doble). Quizás en X-2 lamayor concentración de componente cos-mogénico diluya la concentración de21Nenuc siendo el cálculo de la edad menossensible al error, un hecho ya descrito paramuestras mucho más antiguas (del ordende 1My BP) [3]. En cualquier caso, la con-centración de 21Nenuc parece independiente

de la de 238U en este rango de concentra-ciones (0.5-5 ppm). Aunque normalmentese desaconseja el uso de este tipo de mues-tras para dataciones por elementos cosmo-génicos tanto el patrón de liberación (figu-ra 2), como la edad obtenida, (verosímil ala luz del modelo geomorfológico previo)nos permite descartar la infravaloracióndel componente nucleogénico. El resulta-do sugiere además la idoneidad del cuarzopara este tipo de dataciones por elementoscosmogénicos y en particular para el del21Ne cosmogénico.

FFiigguurraa 22.. PPaattrróónn ddee lliibbeerraacciióónn ddee 2211NNee ddee llaa mmuueessttrraa XX--22


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372 D. Fernández Mosqueras, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


DDeetteerrmmiinnaacciióónn ddee llooss ccoonntteenniiddooss ddee ccoobbrree yy zziinncc ppoorr eessppeeccttrroommeettrrííaa ddee fflluuoorreesscceenncciiaa ddeerraayyooss--XX eenn ssuueellooss ddee uunnaa ccuueennccaa aaggrrííccoollaa

CCuu aanndd ZZnn ccoonntteenntt iinn ssooiillss ooff aann aaggrriiccuullttuurraallbbaassiinn aarreeaa bbyy eessppeeccttrroommeettrryy ooff FF..RR..XX

CARIDAD CANCELA, R., TABOADA CASTRO, M. M. Y TABOADA CASTRO, M.T.

Facultad de Ciencias. Universidad de A Coruña. A Zapateira 15071, A Coruña. España.

La variedad y cantidad de elementos ycompuestos de un suelo es prácticamenteinabarcable, pero dentro de ellos destacanlos metales pesados. Su concentración en elsuelo está directamente relacionada con lacomposición del material de partida y conlos procesos edáficos a que estos materialesoriginarios han estado sometidos, a pesarde que en los últimos años se ha produci-do un aumento de la concentración de losmetales pesados en los suelos debido avarios procesos derivados de la actividadhumana, ocupando entre ellos un lugardestacable la aplicación de purines, prácti-ca agrícola ampliamente utilizada enGalicia, con el fin de aumentar la fertili-dad de los suelos (aportando materia orgá-nica y determinados elementos comocobre y zinc). El problema radica en que suuso indiscriminado y el desconocimientode su composición química puede resultarpeligroso (Bernal et al., 1987).

Se ha estimado que el contenido mediode Cu encontrado en la mayoría de los sue-los es de 30 mg.kg-1, tal y como señalanBaker y Senft (1993), mientras que la con-centración media de Zn en suelos se estimaen 50 mg.kg-1 (Lindsay, 1972).

Son muchas las técnicas analíticas quese pueden utilizar para evaluar la concen-tración de los elementos de un suelo. Así,en la elección de la técnica se debe tener encuenta básicamente la sensibilidad, preci-sión y exactitud.

En este trabajo se efectúa un análisis dela concentración semicuantitativa de Cu yZn mediante la técnica espectrométrica defluorescencia de rayos - X (FRX) en unsuelo de cultivo que recibió descargas pun-tuales de purines de vacuno.

Se tomaron 12 muestras de la capa ara-ble del suelo (0 - 15 cm) de una pequeñacuenca agrícola de 10,7 ha ubicada en lafinca El Abelar, perteneciente alAyuntamiento de Abegondo (A Coruña).En el área de estudio, el material de parti-da son esquistos del Complejo de Órdenes(Martínez et al., 1984) sobre los que sedesarrollan suelos del grupo de losUmbrisoles, siendo la profundidad delhorizonte úmbrico de entre 15 a 100 cm.

Se ha procedido al análisis del pH enagua y pH en KCl 0,1 N en una relaciónsuelo : disolución de 1 : 2,5 (Guitián yCarballas, 1976), análisis del carbonoorgánico siguiendo el método oficial des-crito en M. A. P. A. (1995) y utilizando elfactor de multiplicación 1,724 para con-vertirlo en materia orgánica total, y el aná-lisis granulométrico siguiendo el métodointernacional según se describe en Guitiány Carballas (1976). El contenido de Cu yZn se determinó por fluorescencia de rayosX en un espectrómetro secuencial de rayosX SIEMENS SRS 3.000, estimando laconcentración de los dos elementosmediante el programa semicuantitativoGeoQuant versión 2.1.

En la Tabla 1 se presentan los valoresreferentes a las propiedades generales delsuelo estudiado. Se observa que: 1) el pHde las muestras de suelo analizadas es fuer-temente ácido; 2) que el contenido demateria orgánica se sitúa en torno al 11%;y 3) que la textura es franca.

En cuanto al contenido medio de los ele-mentos objeto de estudio, se aprecia, tambiénen la Tabla 1, que las concentraciones de Cuy Zn obtenidas fueron de 40,6 mg.kg-1 y de73,3 mg.kg-1 respectivamente. Estas concen-

374 Caridad Cancela, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Determinación de los contenidos de cobre y zinc 375

traciones superan a las encontradas por otrosautores como Baker y Senft (1993) y Kabata– Pendias et al. (1992). El enriquecimientode Cu y Zn en este suelo, puede relacionarsecon descargas de purines realizadas de formamasiva en determinadas zonas de la cuenca,ya que el mal manejo de los purines en elcampo puede acarrear problemas de conta-minación por metales pesados así como porNO-3, NH+

4 y P, tanto en los suelos donde seaplican como en las aguas que drenan dichossuelos (Diéguez et al., 1999).

Para las concentraciones de Cu y Znobtenidas mediante FRX, se establecieroncorrelaciones significativas (r = 0,69).Asimismo, se analizaron las correlacionesexistentes entre el Cu y Zn con cada propie-dad general del suelo medida (pH, materiaorgánica y granulometría), mostrándosesolamente correlación entre el Cu y el con-tenido de limo (r = 0,60), evidenciando laimportancia de los fenómenos de adsorciónpor la fase mineral para este elemento.

Tabla 1. Datos de las propiedades generales del suelo pH , materia orgánica (%) y fracciones granulométri-cas (%) y concentración de Cu y Zn expresada en mg.kg-1.

pH H2O pH KCl M.O. Arena Limo Arcilla Cu Zn

5,15 4,17 11,03 35,59 39,81 24,60 40,6 73,3

Agradecimientos

Este trabajo ha sido realizado en elmarco del Proyecto de InvestigaciónPGIDT99PX110305A subvencionado porla Xunta de Galicia.


BAKER, D. E. & SENFT, J. P., (1993): In:Applications of Agricultural. Analysis inEnvironmental Studies. EDS. Hoddinott, K.B., and O´Shay, T. A. ASTM STP 1162, Am.Soc. Test. Mat. Philadelphia, 151 – 159.

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DIÉGUEZ, A., TABOADA, M.T., LÓPEZ, M. B.,DAFONTE, J., (1999): Evolución temporal de

las concentraciones de varios iones en las aguasde escorrentía de una cuenca agrícola. En:Avances sobre el Estudio de la EvoluciónHídrica. Paz, A. y Taboada, M. T. (eds.).Publicación de UDC. 325 – 341 pp.

GUITIÁN, F., Y CARBALLAS,T., (1976): Técnicasde análisis de suelos. Editorial Pico Sacro.Santiago de Compostela, 288 pp.

KABATA – PENDIAS, A., DUDKA, S.,CHIPECKA, A., AND GAWINSOWSKA, T.,(1992): In: Biogeochemistry of Trace Metals.Lewis Publishers. Boca Raton, Fl.

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CCaarraacctteerriizzaacciióónn mmiinneerraallóóggiiccaa yy aapplliiccaacciioonneess cceerráámmiiccaass ddee llooss llooddooss pprroocceeddeenntteess ddeell llaavvaaddoo ddee

áárriiddooss nnaattuurraalleess

MMiinneerraallooggiiccaall cchhaarraacctteerriizzaattiioonn aanndd cceerraammiicc aapplliiccaattiioonn ooff mmuuddss ffrroomm wwaasshhiinngg ooff nnaattuurraall

ddeettrriittiicc ddeeppoossiittss

BLANCO I. (1), RODAS M. (1) Y SÁNCHEZ C.J. (2).

(1) Dpto de Cristalografía y Mineralogía, Facultad de Ciencias Geológicas, Universidad Complutense de Madrid, Ciudad Universitaria, 28040 Madrid.

(2) Laboratorio de Mineralogía Aplicada, Universidad de Castilla-La Mancha, Avd. Camilo José Cela, 13071,Ciudad Real.

Este trabajo aborda el estudio prelimi-nar de la composición mineralógica y lasposibles aplicaciones cerámicas de loslodos procedentes del lavado de gravas yarenas en explotaciones de áridos natura-les, situadas en las terrazas inferiores (+12;+18-20m) y llanura aluvial del río Jarama,en el sector centro – occidental de laCuenca de Madrid (Fig.1).

Los sedimentos fluviales, que reposansobre las evaporitas miocenas de la Facies

central de la Cuenca del Tajo, presentanunas características sedimentarias atípicaspara las descritas en los ríos meandrifor-mes, con dos secuencias tipo: A) un miem-bro conglomerático inferior sobre el que sesuperpone en contacto neto otro limolíti-co-arcilloso, y B) similar al anterior, perocon un miembro arenoso intermedio(Carrillo y Arche, 1982). La edad de estosdepósitos ha sido definida comoPleistoceno medio (Santonja et al.,1978).

378 Blanco I., et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

Estos depósitos son objeto de unaintensa explotación debido a su excelentecalidad, siendo sometidos a un proceso declasificación granulométrica por víahúmeda, lo que produce una elevada can-tidad de lodos densos con abundantes“finos” en suspensión, con unas concentra-ciones que varían entre 120 y 140 g/l. Por

último, estos “finos” son depositados enbalsas de decantación.

Los lodos seleccionados provienen devarias explotaciones situadas en los secto-res de Arganda del Rey (S.A.) y Velilla deSan Antonio (S.V.). Han sido sometidos aun proceso de secado, trituración ymolienda, procediendo a su caracteriza-

FFiigg.. 11.. EEssqquueemmaa ggeeoollóóggiiccooddeell sseeccttoorr cceennttrroo –– oocccciiddeenn--ttaall ddee llaa CCuueennccaa ddee MMaaddrriiddccoonn ddiissttrriibbuucciióónn ddee llaass uunnii--ddaaddeess NNeeóóggeennaass yyCCuuaatteerrnnaarriiaass..((MMooddiiffiiccaaddoo ddee LLoommoosscchhiittzzeett aall..,, 11998855))

XXas Jornadas S.E.M. Caracterización mineralógica y aplicaciones 379

ción mineralógica por difracción de RayosX, tanto de la fracción total como de lafracción arcillosa.

La distribución granulométrica se hadeterminado por tamizado en húmedo parala fracción superior a 200 mm, mientras quela fracción inferior a 200 mm se ha determi-nado mediante absorción de rayos X(Micromeritics-Sedigraph 5100), siguiendolas recomendaciones de Orts et al. (1992).Para definir la plasticidad se han determina-

do los límites de Atterberg (NormativasU.N.E. 7-377 75 y 103-104-93).

Sobre las probetas preparadas se ha rea-lizado un ensayo de cocción a distintastemperaturas (900, 950 y 1000 ºC) deter-minado los parámetros de contracciónlineal, absorción de agua y color.

En la Tabla I se recogen los resultadosobtenidos para los distintos ensayos, tantode caracterización de los lodos como de suspruebas tecnológicas.

TTAABBLLAA II:: CCaarraacctteerriizzaacciióónn MMiinneerraallóóggiiccaa yy tteeccnnoollóóggiiccaa ddee llooss llooddooss ddee llooss sseeccttoorreess AArrggaannddaa ((SS..AA..)) yy VVeelliillllaaddee SSaann AAnnttoonniioo ((SS..VV..))..

Seco 64.80 4.71 15.73 61.48 5.63 17.62

900 -0.35 0.75 18.68 15.61 59.34 20.51 26.55 51.84 20.68 24.76

950 -0.37 1.00 19.02 15.44 58.51 22.07 26.38 49.62 20.98 23.84

1000 -0.25 1.65 18.68 13.87 56.49 21.91 24.19 48.01 20.63 21.74

MINERALOGÍA (%) GRANULOMETRÍA% PLASTICIDAD

Fracción Total

Fracción < 2 μm

S. A. S.V.μm S.A. S.V. S.A. S.V.

Cuarzo 10-15 9-14

Feldesp. Alc 4-7 4-12

Plagioclasa 5-9 3-5

Calcita 9-22 6-9

Filosilicatos 55-64 63-83

>200 4 0 L.L. 46 58

60-200 13 1 L.P. 30 24

20-60 18 6 I.P. 16 34

2-20 30 46

<2 35 47

Illita 18-23 30-33

Esmectita 25-34 30-40

Caolinita 5-7 7-10

COCCIÓN

Contracción Lineal (%) Absorción Agua (%) COLORT (ºC)

S.A. S.V. S.A. S.V.S.A. S.V.

L* a* b* L* a* b*

De los resultados obtenidos se despren-de que estos materiales pueden ser aptospara su aplicación en la industria cerámi-ca, bien como materia prima, o como adi-

tivos correctores de determinadas propie-dades (plasticidad, granulometría, gresifi-cación... ) de otras materias primas.


CARRILLO, L.; ARCHE, A. (1982). IX CongresoNacional de Sedimentología,1, 243-259.

LOMOSCHITZ, A.; CALVO, J.P.; ORDOÑEZ, S.(1985). Estud. Geol., 41, 343-358.

ORTS, M.J.; CAMPOS, B.; PICO, M.GONZALBO, A. (1992). II Congreso Mundialde la calidad del azulejo y del pavimento cerá-mico. 293-312.

SANTONJA, M.; LOPEZ, N.; PEREZ, A.;QUEROL, M.A.(1978). Bol. I.G.M.E., 89,399-406.

380 Blanco I., et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


MMiinneerraallooggííaa ddee ppaarrttííccuullaass aattmmoossfféérriiccaass ccaappttaaddaassmmeeddiiaannttee uunn iimmppaaccttaaddoorr ddee ccaassccaaddaa eenn uunn áárreeaa

ddee llaa iinndduussttrriiaa cceerráámmiiccaa

MMiinneerraallooggyy ooff aattmmoosspphheerriicc ppaarrttiicclleess ccaappttuurreedd bbyy aa ccaassccaaddee iimmppaaccttoorr ffrroomm aann

aarreeaa ooff cceerraammiiccss iinndduussttrryy

T. SANFELIU(1); E.T. GÓMEZ(1); J. RIUS(2); D. HERNÁNDEZ(1) Y C. ALVAREZ(1).

(1) Uni. De Mineralogía Aplicada y Ambiental . Dpto. de Ciencias Experimentales. Universidad Jaume I. Castellón. Campus Riu Sec s/n 12008 Castellón.

(2) Institut de Ciéncia de Materials. CSIC. Campus de la UAB. 08193 Bellaterra. Barcelona.

INTRODUCCIÓN

Se pueden resaltar ,entre otros, dos fac-tores muy importantes en el suguimientoy control de los contmainantes atmosféri-cos partículados. El primero de ellos es eltamaño de partícula que condiciona lacapacidad de dispersión y el transporte delos mismos desde el punto de vista físico,y el riesgo potencial a los pulmones en unenfoque sanitario. La composición minera-lógica, como segundo factor, aporta valio-sa información sobre los focos de emisiónnaturales o antropogénicos causantes delaporte de materia particulada a la atmósfe-ra. Si se conjugan en el estudio estas dosvariables fundamentales, la informacióngenerada es mayor, hecho ya demostradoen previos estudios ( Boix 1996, O’Connoret al. 1981, Ganor et al. 1998).

En el presente trabajo se ha realizadouna caracterización mineralógica por gra-nulometrías del material particuladoatmosférico correspondiente a una locali-dad con un importante núcleo industrialcerámico. Se pretende obtener una estrati-ficación de la mineralogía en los diferentesrangos de tamaño que facilite la identifi-cación de las fuentes responsables delaporte de material particulado inorgánicoa la atmósfera en el área de estudio.

MMeettooddoollooggííaa

Las muestras de particulado sólido ensuspensión han sido obtenidas medianteun impactador de cascada de la marcaRetsch. Dicho equipo compuesto por 8anillos de impactación y programado a uncaudal de aspiración de 2.4 m3/h, ha per-

mitido obtener las muestras fraccionadasen 7 intervalos granulométricos que abar-can desde 32 mm hasta 0,5 mm. Se hanrealizado periodos de muestreo de 3 díasconsecutivos durante cada mes desdenoviembre de 1999 hasta abril de 2000 enuna estación ubicada en una localidad conun importante núcleo industrial cerámico(Estación A). Con el objetivo de compararlos resultados obtenidos en esta estaciónse realizaron muestreos en dos estacionesmás , Estación B ubicada en otro centroindustrial cerámico y Estación C localiza-da en línea de costa alejada de las empre-sas cerámicas. Tras la extracción y pesadode las partículas atmosféricas captadas encada uno de anillos de impactación seobtuvieron los datos de concentración enmg/m3. Posteriormente, dados los bajosvalores de concentración másica ( 0-5 - 2mg) la materia particulada se concentróen cuatro fracciones granulométricas: -Fracción 1: 0.5 - 1 mm; Fracción 2. 1 - 4mm; Fracción 3: 4 - 15 mm; Fracción 4:15 - 32 mm

Cada una de estas fracciones se preparómediante filtrado con un disolvente orgá-nico a través de filtros de membrana deplata pura, tipo Millipore AG45, con elobjetivo de realizar los análisis mineraló-gicos por DRX. Una vez identificados losminerales constitutivos del material parti-culado se realizó un análisis semicuantita-tivo y orientativo de las fases cristalinasmayoritarias.

RReessuullttaaddooss yy DDiissccuussiióónn

Las fases mayoritarias identificadas enlas cuatro fracciones se hallan expuestas en


XXas Jornadas S.E.M. Mineralogía de partículas atmosféricas 383

la tabla 1 junto con los resultados obteni-dos en la aplicación del análisis semicuan-titativo. El cuarzo y la dolomita muestranvalores similares en todas las fraccionesanalizadas, mientras que los mineralesarcillosos presentan un aumento gradualhacia las fracciones más gruesas. El yeso y

la halita se hallan principalmente repre-sentados en las fracciones de menor granu-lometría. Los minerales con mayor varia-ción son los feldespatos – K, las plagiocla-sas Na-Ca y el hematites, aunque estos dosúltimos presentan un valor más homogé-neo en la fracción más gruesa.

Cuarzo 15-20 16 11-14 9 5-21 70 8-24 55Illita 4-15 53 11-19 21 10-25 42 13-34 45Caolinita 18-32 31 11-37 43 24-45 34 22-34 21Calcita 8-11 15 14-30 38 13-25 60 7-24 46Dolomita 0-9 109 0-4 70 2-9 72 2-10 48Hematites 0-11 173 0-9 99 0-3 173 3-6 38Feldespatos K 0-22 173 0-2 102 3-7 104 0-3 130Plagioclasas Na-Ca 0-14 132 0-6 84 1-2 41 1-5 46Cloritas 0-11 87 7-12 24 6-12 35 0-12 78Yeso 8-10 16 1-4 45 1-2 49 0-2 200Halita 0-4 68 0-2 115

Fracción 1 Fracción 2 Fracción 3 Fracción 4

Rango Coef. Rango Coef. Rango Coef. Rango Coef. variación variación variación variación

Tabla 1. Porcentajes orientativos de las fases mayoritarias identificadas en las cuatro fracciones granulomé-tricas analizadas.

Un estudio comparativo de las fraccio-nes 2 y 4 entre la estación A, B y C, hamostrado una mayor proporción de mine-rales arcillosos y de hematites en las esta-ciones cercanas al núcleo industrial cerá-mico en todas las fracciones analizadas. Lasfases minerales yeso y dolomita aumentangradualmente su concentración hacia lasestaciones ubicadas más cerca de línea decosta. Entre los silicatos potásicos y sódi-co-cálcicos, los feldespatos muestranmayores valores en las estaciones localiza-das en el centro cerámico. Sim embargo,las plagioclasas Na-Ca presentan mayorporcentaje en la zona litoral más cercana alárea de ubicación del puerto marítimo.


Minerales con un marcado origennatural presentan valores más constantesy homogéneos en todos los rangos granu-lométricos. La alta proporción de minera-les arcillosos y de hematites detectados entodas las fracciones analizadas correspon-dientes a la estación ubicada e las cerca-nías del núcleo industrial cerámico seasocia al trasiego de materias primas arci-llosas existente en el mismo. El mayorporcentaje de yeso y halita detectado enlas fracciones menores de 4 micras, refle-ja su origen en reacciones de neoforma-ción a partir de sales naturales y emisio-nes antropogénicas.


BOIX A. (1996) Contaminación atmosférica en laPlana de Castellón. Editorial Graphic Group,S.A.

O’CONNOR B.H. AND J.M. JAKLEVIC (1981).Characterization of ambient aerosol particulatesamples from the ST. Louis area by X-ray pow-der diffractometry. Atmospheric Environment, 15,1681-1690.

GANOR, E.; LEVIN, Z.; VAN GRIEKEN, R.(1998). Composition of individual aerosol par-ticles above the Israelian mediterranean coastduring the summer time. AtmosphericEnvironment 32, 1631-1642.

La mayor identificación de feldespa-tos-K en las estaciones cercanas al núcleocerámico se asocia tanto a su uso comomateria prima como a la emisión durantelos procesos de cocción de pavimento y

revestimiento. Sin embargo el mayor por-centaje de plagioclasas-Na detectadas en laestación costera se debe a la descarga en ladársena del puerto de estos materiales.


FFiigguurraa 11..-- DDiiaaggrraammaa ddee CCaassaaggrraannddee


CCoonncceennttrraacciióónn ddee mmeettaalleess ppeessaaddooss eenn ssuueellooss ddeellEEssttaaddoo ddee SSããoo PPaauulloo ((BBrraassiill))

HHeeaavvyy mmeettaallss ccoonncceennttrraattiioonn iinn ssooiillss ffrroomm tthhee SSããoo PPaauulloo SSttaattee ((BBrraazziill))

CARIDAD CANCELA, R(1)., PAZ GONZÁLEZ, A(1). Y ABREU, C. A(2).

(1) Facultad de Ciencias. Universidad de A Coruña. A Zapateira s/n. 15.071. A Coruña. España.(2) Instituto Agronómico de Campinas. Av. Barão de Itapura. CEP 13001 – 970 Campinas. SP. Brasil.

La diversidad de los ecosistemas de laregión tropical es extremadamente grandey los suelos, que forman parte de este com-plejo de recursos naturales también varíansignificativamente. Por ello resulta obvioseñalar que los suelos pertenecientes a laregión tropical no pueden ser uniformesdebido a la extensa variedad de climas,vegetación, material de partida, geomorfo-logía y edad.

Entre los elementos presentes en unsuelo, los metales pesados, por una partepueden ser considerados esenciales para lasplantas (micronutrientes) y por otra pue-den ser potencialmente tóxicos producien-do efectos perjudiciales, siempre que susconcentraciones superen determinadosniveles de referencia. La presencia demetales en el suelo está íntimamente rela-cionada con la propia litología del terrrenopero también pueden proceder de conta-minaciones exógenas.

El conocimiento de la concentracióntotal de metales pesados del suelo ademásde ayudar a su caracterización, permiteconstruir un banco de referencia quepuede ser de utilidad para la monitoriza-ción de áreas contaminadas.

El objetivo de este trabajo es verifi-car la eficacia de una técnica espectroscó-pica, la fluorescencia de rayos X (FRX),para la determinación semicuantitativa dedeterminados metales pesados en suelos.

Para la realización de este estudio seseleccionaron 5 grupos de suelos diferen-tes, cada uno de ellos representativos delEstado de São Paulo, cuya clasificación serecoge en la Tabla 1. El número de mues-tras analizadas fue de 35. Se llevó a caboun muestreo en la capa superficial delsuelo (0 – 20 cm). Una vez secadas y tami-zadas las muestras se pesan 10 gr. de suelofinamente molido, mezclándolo bien con2,5 gr. de cera. La mezcla se introduce enuna cápsula de aluminio de 4 cm de diá-metro, sometiéndola a una elevada presióncon la finalidad de obtener pastillas parasu análisis posterior mediante un espectró-metro secuencial de rayos X SIEMENSSRS 3.000. Las concentraciones de los ele-mentos fueron estimadas mediante el pro-grama GeoQuant versión 2.1. Además seefectuaron determinaciones de ciertas pro-piedades generales del suelo como óxidos,materia orgánica, pH y capacidad de inter-cambio catiónico (CIC).

386 Caridad Cancela, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

Tabla 1. Clasificación de los suelos utilizados en este estudio de acuerdo a dos sistemas.

CLASIFICACIÓN BRASILEÑA CLASIFICACIÓN AMERICANA

Latossolo roxo (LR) Oxisol

Latossolo vermelho escuro (LVE) Oxisol

Podzólico vermelho amarelo (PVA) Ultisol

Glei (G) Inceptisol

Latossolo vermelho amarelo (LVA) Oxisol

XXas Jornadas S.E.M. Concentración de metales pesados en suelos 387

Los resultados mostrados en la Tabla 2revelan que los niveles de Fe obtenidos fue-ron en todos los grupos de suelos, exceptopara el Glei, elevados; en el caso delLatossolo Roxo las concentraciones mediasde Fe superaron el 20%. Contenidos de Feelevados o muy elevados son una de lasprincipales características de los suelos tro-picales altamente meteorizados.

El Latossolo Roxo presentó una mayorconcentración en gran parte de los ele-mentos, pero principalmente de Fe, Mn,Cr, Zn y Cu. El material de origen fue un

factor importante, ya que los suelos deri-vados de rocas básicas, como ocurre con losLatossolos Roxos, presentan unas concen-traciones muy elevadas de estos elementos.Estos resultados también fueron observa-dos por Valadares (1975 a y b).

El resto de los suelos derivados de rocasácidas son los que presentan una concen-tración más baja de elementos pesados.

No fue posible determinar las concen-traciones de Pb y Cd en los suelos estudia-dos, debido a que éstas se encontraban pordebajo del límite de detección.

Tabla 2. Concentración media de los metales determinados por FRX

% mg kg-1

TIPO DE SUELO Si Fe Al Cr Ni Mn Zr Zn Cu

LR 7,2 20,9 15,2 80 50 1580 646 121 240

LVE 23 4,3 17,1 30 20 140 782 48,5 30

PVA 26 3,5 15,2 70 - 160 795 45,5 30,5

G 34 0,55 9,35 40 - 80 657 25 -

LVA 27,3 3,2 14,6 60 - 100 734 45 -

Se calculó la correlación entre los dife-rentes metales pesados determinados. ElFe presentó una correlación muy significa-tiva con el Ni (r = 0,94), con el Mn (r =0,97), con el Zn (r = 0,98) y con el Cu (r= 0,97). El Ni se correlacionó con el Mn (r= 0,89), con el Zn (r = 0,94) y con el Cu(r = 0,90), mientras que el Cu establecióuna fuerte correlación con el Mn (r = 0,99)y con el Zn (r = 0,91). Se calcularon lascorrelaciones entre las concentraciones demetales pesados y la materia orgánica, noobteniéndose una correlación satisfactoria.Por último se establecieron correlacionesentre el Ni y la CIC (r = 0,65) y entre elZn y la CIC (r = 0,64),quedando por estu-

diar la relación entre la CIC y la fraccióndisponible de éstos elementos para lasplantas.


VALADARES, J. M. A. S. (1975 a). Cobre em solosdo Estado de São Paulo. I Cobre total.Bragantia. Vol. 34, Nº 4. 125 – 139.

VALADARES, J. M. A. S. (1975 b). Zinco em solosde Estado de São Paulo. I Zinco total.Bragantia. Vol. 34, Nº 5. 133 – 139.


CCaarraacctteerriizzaacciióónn ttéérrmmiiccaa ddee uunn mmoorrtteerroo rroommáánniiccoo

TThheerrmmiicc cchhaarraacctteerriizzaattiioonn ooff aa RRoommaanniicc mmoorrttaarr

R. ARTIAGA, A. VARELA, F. BARBADILLO, R. LOSADA, J. L. MIER.

E. P. S. Ferrol. Universidad de A Coruña.

RReessuummeenn

En este trabajo se ha investigadomediante análisis térmico simultáneo lacomposición de un mortero medieval pro-cedente de la catedral de Mondoñedo. Lamayor parte de los estudios indican que enlas construcciones medievales se utilizabanpredominantemente morteros basados en lacal. Sin embargo otros estudios ponen demanifiesto la utilización de morteros deyeso en dos catedrales francesas del sigloXIII. La comparación de los espectros calo-rimétricos indica similitudes en algunosaspectos con el mortero de la catedral deChartres y, en otros, con la de Laon.También se han encontrado similitudes conla catedral de St. Denis. El espectro termo-gravimétrico permite aclarar los procesosquímicos que ocurren durante el análisis.

IInnttrroodduucccciióónn

Al margen de la influencia que tiene laproporción de áridos, la resistencia mecáni-ca de los morteros de cal proviene de lareacción entre un componente calcáreo, eloxido de calcio CaO y el agua añadida paraproducir hidróxido cálcico Ca(OH)2. Lareacción implica la precipitación del hidró-xido de calcio en la forma de hidróxidocoloidal. La reacción posterior con el CO2

para formar carbonato cálcico CaCO3 pro-duce el endurecimiento del material. Casitodos los morteros medievales analizadosen Francia corresponden a esta categoría.Las catedrales de Chartres y Bourges con-tiene morteros de cal y morteros de sulfatocálcico hidratado (CaSo4.2H2O).

Se ha intentado explicar la presencia deyeso en estructuras antiguas como proce-

dente de la reacción del dióxido de azufre,contaminante atmosférico) con los morte-ros de cal. Otros estudios demuestran quelos morteros de yeso se utilizaron en cate-drales medievales francesas, conteniendohasta un 25% de yeso [1]. Se ha descritoque los morteros de la Gran Pirámide con-tienen 81.5% de yeso y 9.5% de carbona-to cálcico [2]. La cal se empezó a utilizaren Egipto durante el período romano, uti-lizándose hasta entonces el yeso casi exclu-sivamente. El carbonato cálcico encontra-do en la Gran Pirámide podría ser simple-mente una impureza del yeso [3].

La descomposición térmica de la calizaproduce CaO y CO2. La decarbonataciónocurre a temperaturas superiores a 800ºC.Una temperatura excesiva produce calquemada dura de alta contracción, altadensidad y baja reactividad química. Contemperaturas más bajas se obtiene cal que-mada blanda, de baja contracción, bajadensidad, alta porosidad y alta reactividadquímica. Es muy posible que en la EdadMedia, debido a la incapacidad para con-trolar adecuadamente la temperatura,obtuviesen morteros de calidad variable.La hidratación de la cal (CaO) da lugar alhidroxido de calcio, Ca(OH)2. Éste debe dereaccionar con el CO2 para formar calcitapor un proceso de recarbonatación en elque se intercambia CO2 por agua:

Ca(OH)2 + CO2 → CaCO3 + H2ODebido a la baja permeabilidad, dicho

intercambio es lento, pudiendo requerirvarios años para completarse el proceso. Lacontracción al final del mismo es del0.35%. Para reducir la contracción se aña-den grandes cantidades de conglomerado.Contrariamente, los morteros de yeso

390 R. Artiaga, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Caracterización térmica de un mortero románico 391

endurecen rapidamente, experimentandouna expansión de aproximadamente el0.5%. Por otro lado, se ha descrito que lapresencia de sulfato cálcico en los morterosmedievales que contienen arcilla alteradatérmicamente podría retardar la consolida-ción de los mismos, de forma análoga acomo lo hace en el cemento Portland [1].Entre las razones más probables para el usodel yeso en morteros medievales está elsustituir morteros de cal por morteros deyeso de consolidación más rápida y que lacalcinación del yeso requiere menor ener-gía y da mayor rendimiento [1].

La catedral de Mondoñedo, aunqueconstruída en período gótico (1219 a 1248)es descrita como de transición del románicoal gótico, lo cual concuerda con el arcaísmode la arquitectura gallega [4]. Al igual quelas de Lérida, Tarragona, Tudela y Sigüenzafue construida siguiendo en lo estructural elmodelo francés de Languedoc, donde la aus-teridad decorativa cisterciense se conjugabacon plantas y estructuras todavía románicas[5]. Las torres se han construido en el sigloXVII [5], quedando otras torres cilíndricasmás antiguas en el interior de las actuales[6]. La torre sur tuvo que ser reformadaposteriormente para permitir el alojamien-to del reloj.

EExperimental

Se extrajeron muestras del interior dela torre norte de la catedral. Las muestrasse guardaron en bolsas de polietileno her-méticamente cerradas para mantener lahumedad original.

Para el análisis térmico se utilizaronbloques enteros de entre 20 y 30 mg.

Dichos bloques estaban formados por con-glomerado y mortero.

Se utilizaron cápsulas de platino, pro-curando que una cara de la muestra, per-fectamente lisa, apoyara sobre la cápsula.

Los experimentos se llevaron a cabo enun analizador térmico simultáneoRheometric STA 1500 con sistema deinterface, controlado desde ordenador. Seaplicó una rampa de calentamiento de 10K/min desde temperatura ambiente hasta1200ºC, utilizándose argón como gas depurga, con un flujo de 50 ml/min.


La Figura 1 muestra un termograma típi-co en el que la curva DTG concuerda perfec-tamente con la DSC, lo cual demuestra quelos cambios químicos ocurridos implicaronvolatilización endotérmica de sustancias.

Para su estudio, se ha dividido el ter-mograma en cinco zonas (A, B, C, D, E) enlas que la forma de las curvas se parece, portrozos a las obtenidas a partir de morterosde catedrales medievales francesas. Elaspecto general del gráfico TGA corres-ponde bastante bien con el obtenido demuestras superficiales de una escultura deMichael Lantz [7] sobre roca caliza.

Zona A: por debajo de los 100ºC seproduce la evaporación del agua libre,absorbida higroscópicamente.

Zona B: pico endotérmico, con pérdidade masa que corresponde a la deshidrata-ción del sulfato de calcio.

Zona C: pérdida de masa suave y con-tinua que se observa a lo largo de unamplio intervalo al igual que en la mues-tra de escultura descrita.


1. J. ADAMS, W. KNELLER AND D.DOLLIMORE, Thermochim. Acta, 211 (1992)93-106.

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4. V. LAMPÉREZ, “La Catedral de Mondoñedo” enLa Catedral de Mondoñedo. Medievalismo yNeomedievalismo en la Arquitectura Española:Las Catedrales Gallegas, Universidad de LaCoruña, A Coruña, 1995, pp. 3-7.

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6. S. SAN CRISTÓBAL, “La Catedral deMondoñedo”, Talleres Gráficos de laDiputación Provincial, Lugo, 1989.

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8. D. DOLLIMORE, J. D. GUPTA, S.LERDKANCHANAPORN and S. NIPPANI,26th N. Am. Therm. Anal. Soc. Proc, 1998, 208-210.

Zona D: el carbonato cálcico se des-compone en óxido de calcio y CO2, con lacorrespondiente pérdida de peso.

Zona E: se trata de un proceso endotér-mico de descomposición, similar al descri-

to para el CO3Ca en ambiente de CO2 [8].Este ambiente podría haberse generado enel proceso anterior debido a un insuficien-te caudal del gas de purga.

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FFiigguurraa 11.. TTeerrmmooggrraammaa ttííppiiccoo ddee uunn mmoorrtteerroo mmiinnddoonniieennssee


EEssttuuddiioo qquuíímmiiccoo yy mmiinneerraallóóggiiccoo ddee llaa ffaacchhaaddaaddee llaa eessttaacciióónn ddee VVaallllaaddoolliidd.. EEssttaaddoo aaccttuuaall yy

ppaauuttaass ddee ttrraattaammiieennttoo

CChheemmiiccaall aanndd mmiinneerraallooggiiccaall ssttuuddyy ooff tthhee ffaaccaaddee ooff tthhee VVaallllaaddoolliidd SSttaattiioonn.. PPrreesseenntt

ssttaattee aanndd ttrreeaattmmeenntt mmeeaassuurreess

A. DEL VALLE(1), J. MEDINA(1), A. DE PRADA(1), J. DELGADO(1), J.L.PÉREZ(2).

(1) Area de Cristalografía y Mineralogía. Facultad de Ciencias. Universidad de Valladolid.47011 Valladolid. España.

(2) CESECO. Laboratorio de Control de Calidad. C/Turquesa 18. 47012 Valladolid. España.

El objetivo de este trabajo es el estudiodel estado de la fachada de la Estación delNorte de Valladolid, tanto del daño quepresenta en la actualidad como de los posi-bles medios apropiados para una futurarestauración o limpieza.

Para ello, se realizaron numerosos análisisde varias zonas de la fachada mediante técni-cas macroscópicas y microscópicas, llegandoa la conclusión de que la roca utilizada parala construcción es una dolomía, en la queestá presente de forma mayoritaria la dolo-mita a la que acompañan pequeñas cantida-des de cuarzo y trazas de feldespato potásico,y de que los productos de alteración son laepsomita (MgSO4·7H2O), de forma mayori-taria, la hexahidrita (MgSO4·6H2O) y el yeso(CaSO4·2H2O) formados como consecuenciade la acción de la lluvia ácida provocada porel SO2, procedente de la contaminaciónatmosférica, muy alta en esa zona deValladolid. También se observó en este estu-dio que la alteración está teniendo lugar anivel muy superficial.

Los materiales de alteración forman cos-tras y eflorescencias muy deleznables sobreamplias zonas de la fachada que provocan lapérdida de elementos decorativos, en oca-siones de gran tamaño. Al mismo tiempo,ello puede suponer un peligro para las per-sonas que se acercan a sus inmediaciones.

Como segundo paso se trató de encontrarla cantera de la que se extrajo la piedra origi-nal, ya que no existen datos en los archivos deRENFE de Valladolid. Tras una búsqueda enarchivos y hemerotecas de la ciudad y una vezsobre la pista, se visitaron varias posibles can-teras en la provincia de Segovia, tomándosemuestras que se compararon con las de laestación mediante Difracción de Rayos X y

Fluorescencia de Rayos X, llegando a la con-clusión de que la piedra procede de una can-tera situada en Vegas de Matute (Segovia).

A continuación, con las muestras obteni-das de esta cantera, se procedió a la realiza-ción de una serie de ensayos para confirmarque los productos del tipo consolidante ehidrofugante son los adecuados para un posi-ble tratamiento de la fachada de la estación.

Estos ensayos permiten llegar a la con-clusión de que el hidrofugante es tan efi-caz que no existe necesidad de aplicar unconsolidante para proteger la piedra.Ahora bien, en la práctica es necesario elconsolidante en ciertas zonas más deterio-radas de la fachada, lo cual supone un cam-bio de color en ellas y, por tanto, paramantener la homogeneidad en el color dela misma se aplican ambos productos con-juntamente ya que el costo de la obraaumenta en una cantidad despreciable.


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394 A. del Valle, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)


CCaarraacctteerriizzaacciióónn aarrqquueeoommééttrriiccaa ddee cceerráámmiiccaass ttoossccaass ddeell tteeaattrroo rroommaannoo ddee CCaarrttaaggeennaa

((MMuurrcciiaa)).. RReessuullttaaddooss pprreelliimmiinnaarreess

AArrcchheeoommeettrriicc cchhaarraacctteerriizzaattiioonn ooff rroouugghh cceerraammiiccss ffrroomm tthhee RRoommaann TThheeaattrree ooff CCaarrttaaggeennaa ((MMuurrcciiaa)).. PPrreelliimmiinnaarryy ddaattaa

M.S. MILÁ OTERO, R. ARANA CASTILLO Y A. ALÍAS LINARES.

Departamento de Química Agrícola, Geología y Edafología. Facultad de Química. Universidad de Murcia.Campus de Espinardo. 30100 Espinardo. Murcia.

INTRODUCCIÓN

Las excavaciones realizadas en el teatroromano de Cartagena han documentadouna amplia secuencia estratigráfica queabarca desde los niveles del siglo II hastanuestros días. Hay que destacar los con-textos materiales de los siglos V al VII,asociados a profundas remociones de carác-ter urbanístico. La construcción en lasegunda mitad del siglo V de un comple-jo comercial, mercado/almacén, representala amortización total del edificio del teatrocuyas estructuras en parte fosiliza el nuevoconjunto. Encima de ambas construccio-nes se construyó un barrio de época bizan-tina.

La aparición de cerámicas toscas localesde cocina se produce en la fase 8.1 del tea-tro, que corresponde al último cuarto delsiglo V – inicios del siglo VI, con la intro-ducción de las primeras cazuelas y ollas desuperficie exterior cuidada, y ya a princi-pios del siglo VII, con unas superficiesmucho más toscas y realizadas a tornolento o a mano. En conjunto, estas cerámi-cas suponen un 24% del material exhuma-do en el yacimiento.

Este tipo de cerámicas, con la mismaforma y tratamiento, se han documentadotambién en diversos yacimientos deCartagena (Cerro del Molinete, Calle Jara,etc.), en yacimientos tardorromanos deMurcia (Begastri, Torralba, etc.), Alicante,y Valencia (Ramallo, et al., 1996).

Cabe destacar el estudio arqueométricollevado a cabo por Cau (1994) en cerámi-cas tardorromanas de cocina halladas en lasIslas Baleares, que ha dado como posibleproducción la zona de Cartagena. Estascerámicas se caracterizan por presentar unamatriz de color anaranjado-rojizo conabundantes fragmentos de rocas metamór-ficas que corresponden a filitas. Este autorse basa en la descripción macroscópica decerámicas aparecidas en estratigrafías tar-días de la ciudad de Cartagena llevadas acabo por Laiz y Ruiz (1988), realizadas ensu mayor parte con arcillas rojas, pocodepuradas que presentan desgrasantesgruesos de esquistos blancos, grises, violá-ceos y en menor medida negros, y desgra-santes medios de calizas y finos de micas,así como de la comparación de sus mues-tras con el estudio petrográfico de unamuestra procedente de Cartagena (Cau,1996).

Muestreo

Se ha efectuado un estudio preliminarpara la caracterización de posibles fábricasde cerámica tosca de Cartagena y para ellofueron muestreados de forma aleatoria untotal de 115 individuos, entre locales y nolocales, de los que presentamos en estacomunicación 20, pertenecientes todosellos a fragmentos de ollas, ollitas, cazue-las y tapaderas, además de alguna pared(Tabla 1).

396 M. S. Milá Otero, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Caracterización arqueométrica de cerámicas toscas 397

Metodología

Se han eliminado de todos los indivi-duos las capas superficiales y posteriormen-te se ha pulverizado y homogeneizado unmínimo de 10 g. De cada muestra en unmolino de bolas de ágata durante 16 minu-tos. La composición mineralógica de los 20individuos ha sido estudiada por difracciónde rayos X mediante el método de polvo.

Los aspectos texturales y mineralógicosmás característicos de estas muestras sehan estudiado con un fotomicroscopioZeiss utilizando láminas delgadas y probe-tas pulidas.

Resultados experimentales

El estudio difractométrico revela la pre-sencia sistemática de cuarzo, moscovita,plagioclasas, hematites, goethita y algunasfases minoritarias como clorita, turmalina,piroxenos y espinela. La mayoría de lasmuestras contienen cantidades apreciables

de calcita, utilizada como principal desgra-sante. En algunas muestras se ha detectadola presencia de mullita, formada a partir decaolinita al aumentar la temperatura decocción y ocasionalmente también se detec-ta gehlenita.

El estudio microscópico confirma lasfases halladas por rayos X y permite apre-ciar la presencia de algunos componentesminoritarios como circón, andalucita y gra-nate, accesorios en los materiales de partida.Las rocas más ampliamente utilizadas en laelaboración de estas cerámicas correspon-den al paleozoico inferior del ComplejoNevado-Filábride. Se trata de esquistosmicáceos y cloríticos, cuarcitas y micacitas.También se usaron materiales metamórficosy carbonatados del Complejo Alpujárride,sobre todo filitas micáceas y calizas. Estosmateriales son muy abundantes en el litoralmurciano comprendido entre Mazarrón yCabo de Palos y se han venido empleandodes época romana para la elaboración de

Individuo Fase Tipología Individuo Fase Tipología

CP4801-184-1 10 olla CP4299-184-2 10 olla

CP5144-184-14 10 cazuela CP4875-184-3 7 cuenco

CP5203-184-1 10 cazuela CP5645-184-9 10-11 cazuela

CP5203-184-2 10 olla CP5645-184-17 10-11 Importada

CP4806-184-2 10 olla CP3654-184-2 10 olla

CP4809-184-3 10 cuenco CP3654-184-10 10 cazuela

CP4809-184-3 10 tapadera CP3654-184-11 10 cuencos

CP4809-184-5 10 cazuela CP5623-184-2 7 importada

CP4757-184-3 8 olla CP3681-184-10 10 olla

CP4921-184-5 7 olla CP4310A 10 Pared

Tabla 1. Individuos incluidos en el estudio.

Fases representadas: 7- Bajoimperial, 8- Tardorromana (mercado); 10- Tardo Antigua-Bizantina.11- Altomedieval, s. VIII-IX.

diversos elementos constructivos, cerámicasvariadas y en teselas de numerosos mosaicosencontrados en el Campo de Cartagena. Lapresencia de piroxenos en algunas muestrasindica que ocasionalmente se usaron parafines cerámicos algunos fragmentos de rocasvolcánicas, especialmente basaltos y andesi-tas piroxénicas, correspondientes al volca-nismo neógeno y ampliamente representa-dos en las proximidades de Cartagena (MarMenor y sectores adyacentes).

Este trabajo se ha realizado en el marcode un proyecto sobre la caracterizaciónarqueométrica de cerámicas toscas localesde cocina exhumadas en el Teatro Romanode Cartagena.


CAU ONTIVEROS, M.A. (1994), “Una fábricaimportada de cerámica tardorromana de coci-na”, Trabalhos de Antropología e Etnología,XXXIV, 1-2, pp. 391-417.

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CCaarraacctteerriizzaacciióónn aarrqquueeoommééttrriiccaa ddee cceerráámmiiccaass aarrggáárriiccaass ddeell yyaacciimmiieennttoo ddee

LLooss CCiipprreesseess ((LLoorrccaa))

AArrcchheeoommeettrriicc cchhaarraacctteerriizzaattiioonn ooff aarrggaarriiaann cceerraammiiccss ooff tthhee aarrcchhaaeeoollooggiiccaall ssiittee ooff

LLooss CCiipprreesseess ((LLoorrccaa))

M.S. MILÁ OTERO(1), J. BUXEDA I GARRIGÓS(2), A.ALÍAS LINARES(1), R.ARANA CASTILLO(1).

(1) Dpto. Química Agrícola, Geología y Edafología. Facultad de Química. Universidad de Murcia. Campus deEspinardo. 30100 Espinardo, Murcia. E-mail: [email protected]

(2) ERAUB, Dpto. de Prehistòria, Història Antiga i Arqueología de la Universitat de Barcelona, C/ Baldiri i Reixac, s/n, 08028 Barcelona. E-mail: [email protected]

INTRODUCCIÓN

La Cultura del Argar se desarrolló a lolargo del II milenio a.C. en una ampliazona del sureste peninsular que correspon-de a las actuales provincias de Almería,Granada y Murcia, parte de Jaén, Albacetey Alicante.

La calidad de las cerámicas argáricasdemuestra una alta especialización, undominio de la técnica y un gran comerciode los centros alfareros. La cerámica semodela a mano y generalmente no presen-ta decoración, la superficie exterior pulidaofrece un brillo característico, acentuadoen las piezas bruñidas. Las vasijas cerámi-cas tuvieron una doble finalidad: vajilla decocina y cerámica funeraria.

El yacimiento de Los Cipreses seencuentra emplazado en el ComplejoAlpujárride con afloramientos de caráctermetamórfico que corresponden a filitas ycuarcitas.

Muestreo y métodos analíticos

Para un avance de la caracterizaciónarqueométrica del yacimiento argárico deLos Cipreses fueron muestreados de formaaleatoria 17 individuos (Ic), pertenecientestodos ellos a fragmentos de borde.

De cada Ic fueron tomados 10 g a losque se les desprendió de sus superficiesexternas, siendo posteriormente pulveriza-dos y homogeneizados en un molino concelda de carburo de tungsteno. La composi-ción química del material se determinó porfluorescencia de rayos X (FRX). Se hicieronpreparaciones en perla (dilución 1/20) ypastilla a partir del polvo secado previa-mente en una estufa a 105ºC durante 12

horas. La cuantificación se realizó con unespectrofotómetro Philips PW 2400, confuente de excitación de Rh, utilizando unarecta de calibración configurada con 60patrones (estándares geológicos internacio-nales). Así se determinaron los siguientescomponentes: Fe2O3 (como Fe total), Al2O3,MnO, P2O5, TiO2, MgO, CaO, Na2O, K2O,SiO2 y los elementos Ba, Rb, Mo, Th, Nb,Pb, Zr, Y, Sr, Sn, Ce, Co, Ga, V, Zn, W, Cuy Ni. Igualmente se calculó la pérdida alfuego (PAF) a partir de calcinaciones de 0.3g a 1000ºC durante una hora. La composi-ción mineralógica de los Ic se determinómediante difracción de rayos X (DRX) uti-lizando el método de polvo a partir de losespecímenes preparados con anterioridad.Se utilizó para ello un difractómetroSiemens D-500 trabajando con la radiaciónKa del Cu (l=1.5405 Å), con un monocro-mador de grafito en el haz difractado y unapotencia de trabajo de 1.2 kW (40 kV, 30mA). Las mediciones se realizaron entre 4 y70º/2θ con un tamaño de paso de 0.05º/2θy un tiempo de 3 s. Las evaluaciones de lasfases presentes se han realizado mediante elpaquete de programas DIFFRAC/AT deSiemens que incluye el banco de datos delJoint Comitee on Powder DiffractionStandars (JCPDS).

Resultados

Los resultados del análisis químico porFRX han sido tratados mediante técnicasestadísticas siguiendo las consideracionesde Aitchison sobre datos composicionales(1986, 1992), adaptadas a la caracterizaciónarqueométrica (Buxeda, 1999), empleandola transformación en logaritmos de razones.


XXas Jornadas S.E.M. Caracterización arqueométrica de cerámicas 401

Los componentes Sn, Mo, Co, W y Cu no sehan considerado por indeterminaciones eimprecisiones analíticas.

La matriz de variación composicionalmuestra una variación total (vt) de2.067236 indicando que dicho conjuntocerámico es heterogéneo. Si se observan losvalores τ.i de las columnas MnO, P2O5,CaO, Na2O y Pb, se apreciará que el valorde la vt explica menos del 40% de estosvalores (vt/τ.i<0.4). Queda claro de estamanera, que la variabilidad composicionalde la matriz de datos va en gran medidaasociada a las variaciones relativas de estoselementos. El trabajo subsiguiente se reali-za a partir de la transformación en logarit-mos de razón de los datos crudos según

x ∈ Sd → y = log(x-D/xD) ∈Rd,en donde Sd es el simplex d-dimensional(d=D-1) y x-D=(x1,...,x-D), utilizando comodivisor el Fe2O3 puesto que presenta el valort.i más bajo de la matriz de variación com-posicional.

La existencia de dos grupos es clara yamediante los gráficos de doble entrada,hecho que confirma el análisis de agrupa-miento. El dendrograma resultante del aná-lisis de agrupamiento realizado sobre lasubcomposición Al2O3, MnO, TiO2, MgO,CaO, Na2O, K2O, SiO2, Ba, Rb, Th, Nb,Zr, Y, Sr, Ce, Ga, V, Zn y Ni, empleando alFe2O3 como divisor en la transformación enlogaritmos de razón, la distancia euclídeamedia al cuadrado y el algoritmo aglomera-tivo del centroide. Para ello se utilizó elprograma Clustan (Wishart, 1987). El den-drograma resultante muestra dos grandesgrupos. En la rama de la izquierda (LC-A)se concentran aquellos individuos con altosvalores relativos sobre todo en Na2O, MnO

y CaO. Por el contrario, el grupo de la dere-cha (LC-B) presenta un alto valor relativoen SiO2. Tecnológicamente, sin embargo,todos los individuos pertenecen a las cerá-micas no calcáreas, como se observa en eldiagrama ternario SiO2 -Al2O3-CaO.

El estudio de los resultados de DRXpermite mantener la separación de los Ic endos grupos según las fases cristalinas obser-vadas. Así, los Ic del grupo LC-A presentanpicos relativamente intensos de plagioclasa(P) (posiblemente albita) y de feldespatoalcalino (KF) (posiblemente microclina),además de cuarzo (Q), illita-moscovita (I-M), calcita (C) y hematites (H) (excepto elIc LC3062). Este grupo se puede subdivi-dir, a su vez, en dos categorías según pre-senten picos de cloritas (Cl) (Ic LC3042 yLC2260) o no (resto de individuos). Porcontra, los Ic del grupo LC-B no presentanpicos de plagioclasa, sino únicamente defeldespato alcalino, siempre muy pocointensos. Igualmente, presentan picos muypoco intensos de calcita y hematites (fase noobservable en los Ic LC3041 y LC3051),junto con picos intensos de illita-moscovitay, evidentemente, cuarzo. En todos los indi-viduos la temperatura de cocción equiva-lente (Roberts, 1963) que puede estimarsees baja, siempre por debajo de los 950 C y,caso que la calcita sea primaria, aún pordebajo de los 750-800ºC. Además, en elcaso de los individuos del grupo LC-A quepresentan cloritas la temperatura debe serinferior a los 750ºC.

Agradecimientos

Al grupo de investigación ERAUB,Dept. de Prehistòria, Història Antiga iArqueologia de la Universitat de Barcelona,

dirigido por el Dr. J.M. Gurt iEsparraguera, donde se realizó parte del tra-bajo. A los Serveis Científico-Técnics de laUniversitat de Barcelona donde se han rea-lizado todos los análisis de FRX y DRX.

Al Museo Municipal de Lorca, a sudirector Andrés Martínez y a su arqueólogaJuana Ponce.


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AITCHISON, J. (1992), “On Criteria for Measuresof Compositional Difference”, MathematicalGeology, 24, pp. 365-379.

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((JJuummiillllaa,, MMuurrcciiaa))

MMiinneerraallooggiiccaall aanndd cchheemmiiccaall ssttuuddyy ooff tthhee mmaatteerriiaallss ffrroomm tthhee ffuunneerraarryy mmoonnuummeenntt ooff

CCaassóónn ((JJuummiillllaa,, MMuurrcciiaa))

R. ARANA CASTILLO(1), A. ALÍAS LINARES(1), M.S. MILÁ OTERO(1), J..M.NOGUERA(2) Y J.M. HERNÁNDEZ(1).

(1) Departamento de Química Agrícola, Geología y Edafología. Facultad de Química. Universidad de Murcia.Campus de Espinardo. 30100 Espinardo. Murcia.

(2) Departamento de Prehistoria, Arqueología, Historia Antigua e Historia Medieval. Facultad de Letras, Universidad de Murcia

INTRODUCCIÓN

El monumento del Casón es un mauso-leo funerario de época tardorromana situa-do al suroeste del caso urbano de Jumilla ydeclarado Monumento Nacional en 1931.A pesar del deterioro sufrido con el devenirde los siglos, conserva casi íntegra suestructura originaria y todos los alzadosarquitectónicos. Los principales datosarqueológicos se han dado a conocer porGonzález Simancas (1905), Mergelina(1942) y Lozano (1976). Consta de unapequeña nave rectangular (3.15 x 2.15 m)cubierta por una potente bóveda de cañón,flanqueada por sendos ambientes absidiales,de planta de medio punto peraltado y unacubierta de medios casquetes de esferahueca. La fábrica de los muros, de 0.5 m deanchura, consta de un mampuesto de pie-dras trabadas con argamasa y dispuestas enhiladas de tendencia horizontal. En los dosúltimos siglos se han realizado varias actua-ciones en este monumento que se puedendiferenciar claramente. Desde 1995 se estállevando a cabo un estudio arqueológicointegral del mausoleo, en el que se encuadrael presente trabajo, dedicado al análisismineralógico de los materiales utilizados,especialmente argamasas y estucos y alestudio de los procesos de degradación aque se encuentran sometidos.

Resultados

Se ha efectuado un muestreo sistemáticode los diferentes materiales naturales repre-sentados así como de argamasas, ladrillos yestucos en cortes seriados desde los cimien-tos al techo del monumento. En una pri-mera etapa se tomaron 12 muestras de los

niveles inferiores y en una segunda 21 delresto del mausoleo incluyendo pátinas, eflo-rescencias y otros productos de alteración.Se ha llevado a cabo un estudio de la mues-tra íntegra por difracción de rayos X,microscopía de luz transmitida y se handeterminado los principales componentespor absorción atómica y espectroscopia deemisión.

Los principales componentes de lasmuestras son cuarzo y carbonatos (calcitay/o dolomita), yeso, micas (moscovita y/oilita) y feldespatos alcalinos. Forman partede los materiales naturales utilizados (cali-zas -micritas y esparitas-, calizas dolomíti-cas, biocalcarenitas y dolomías calcáreas),cuya procedencia se encuentra sin duda enlas elevaciones próximas a Jumilla.Asimismo, forman parte de los morteros yargamasas utilizados, para lo cual debieronemplear áridos procedentes de ramblas cer-canas a la localidad.

En la tabla siguiente se exponen deforma resumida las fases minerales identi-ficadas por difracción de rayos X en las 12muestras de los niveles inferiores delmausoleo.

404 R. Arana Castillo, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

Muestra Q Cc Dol Y Mica Fpto

C-1 MA A Tr M Tr Tr

C-2 MA MA A - - -

C-3 MA M Tr Tr Tr Tr

C-4 M MA MA Tr - Tr

C-5 M MA A - - M

C-6 Tr M MA Tr - Tr

C-7 Tr M MA - - -

C-8 Tr MA Tr Tr - -

C-9 A MA M Tr - Tr

C-10 Tr MA - Tr - -

C-11 MA MA MA - Tr E

C-12 M A MA - - Tr

XXas Jornadas S.E.M. Estudio mineralógico y químico de los materiales 405

Q, cuarzo; Cc, calcita; Dol, dolomita;Y, yeso; Fpto, feldespato alcalino (ortosa);MA, muy abundante; A, abundante; M,medio; E, escaso; Tr, trazas; -, ausente.

Muestras: C-1 y C-2, estuco; C-3,ladrillo; C-4 y C-5, mortero de argamasaromana; C-6, mortero moderno; C-7,dolomía calcárea; C-8. micrita arenosa; C-9, mortero de opus signinum; C-10,Biocalcarenita; C-11, limo; C-12, morte-ro moderno.

Como se puede apreciar, existe unabuena correlación entre la naturaleza de losmateriales y las fases minerales presentes.Los morteros romanos son de mejor calidadque los empleados en diversas actuacionesposteriores sobre el monumento.

Otros componentes representados sonlas menas metálicas primarias (pequeñosgranos de sulfuros y óxidos primarios dise-minados en la trama) y las impregnacionesgeneralizadas de óxidos y oxihidróxidos dehierro en todas las muestras, aunque su pro-porción varía ampliamente de unas a otras.

Las abundantes eflorescencias del inte-rior del mausoleo están formadas principal-mente por epsomita (Mg(SO4).7H2O),hexahidrita (Mg(SO4).6H2O), halita y yesoy se encuentran asociadas sobre todo a mor-teros y ladrillos parcialmente alterados.

La composición química encontrada enlas 21 muestras de los niveles intermediosy superiores del mausoleo se recoge en lasiguiente tabla, con datos relativos a MgO,CaO, Fe2O3, Na2O y K2O. El CaO es elprincipal componente, con oscilacionesmuy marcadas según las muestras. El MgOforma parte de las dolomías calcáreas ycalizas dolomíticas, mientras que los alcali-nos se encuentran en cantidades muy bajas

y se encuentran formando parte de los fel-despatos. El Fe2O3 es también un compo-nente minoritario, aunque presente entodas las muestras y responsable de la colo-ración típicamente rojiza que presentan.

Muestras: CS-1, CS-3, CS-7, CS-9, CS-11, CS16; CS-18 y CS-21, mortero; CS-2 yCS-7 y CS-17, dolomía; CS-4, eflorescen-cias blancas; CS-5 y CS20, micrita; CS-6,ladrillo; CS-8, caliza brechoide; CS-10, CS-13, CS-15 y CS-19, biocalcarenita; CS-12y CS-14, esparita.

El estudio en lámina delgada permiteuna caracterización precisa de las diversasfases minerales y una estimación muy apro-ximada de la procedencia de las rocas ori-ginales empleadas en la construcción del

Muestra CaO MgO Fe2O3 Na2O K2O

CS-1 24.19 12.88 1.70 0.81 2.43

CS-2 41.36 12.10 0.60 0.33 0.84

CS-3 41.98 12.28 0.65 1.10 2.00

CS-4 14.69 13.05 0.29 0.54 1.08

CS-5 33.20 1.95 0.60 0.53 0.78

CS-6 17.38 3.07 2.63 1.65 6.27

CS-7 34.05 4.91 0.52 1.06 0.68

CS-8 27.73 5.31 0.73 0.30 0.55

CS-9 30.84 13.09 1.16 0.76 2.10

CS-10 54.14 1.01 0.23 0.56 0.65

CS-11 32.97 6.46 0.68 1.10 0.98

CS-12 30.43 10.25 0.91 0.16 0.62

CS-13 57.04 0.60 0.24 0.15 0.09

CS-14 30.48 15.61 0.31 0.29 0.22

CS-15 58.08 2.31 0.43 0.05 0.17

CS-16 38.87 4.61 1.20 0.12 0.78

CS-17 40.65 21.63 0.41 0.14 0.09

CS-18 22.38 2.01 1.07 0.08 0.91

CS-19 47.39 1.41 1.23 0.15 4.70

CS-20 47.38 5.24 1.65 0.25 1.19

CS-21 32.86 4.40 0.87 0.05 1.42

mausoleo, la mayoría de procedencia local.Por el contrario, en la mayoría de las res-tauraciones llevadas a cabo se han utilizadobiocalcarenitas, mucho menos resistentes ala meteorización, por lo que presentanporosidades muy elevadas y una acusadadegradación física. Asimismo, los morterosromanos están mucho mejor conservadosque los empleados en restauracionesmodernas ya que presentan una selecciónmás cuidada de los áridos de partida.

Por todo ello se recomienda que lassiguientes actuaciones para la restauracióndel monumento se lleven a cabo emplean-do exclusivamente rocas de las elevacionescercanas a de Jumilla (Sierras del Carche,del Molar, de Enmedio, de las Cabras y delBuey), mucho más compactas y resistentesa la alteración.


LOZANO SANTA, J. (1976). Historia de Jumilla,1800. Edición facsímil del Excmo.Ayuntamiento de Jumilla, folios 35-36.

GONZÁLEZ SIMANCAS, M. (1905-1907).Catálogo Monumental de la Provincia deMurcia, I. Manuscrito del CEH del CSIC,Madrid, 524-531.

MERGELINA Y LUNA, C. DE (1942-43). Tres

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EEssttuuddiioo aannaallííttiiccoo ddee llooss eelleemmeennttooss ddee ffuunnddiicciióónnddeell ccoommpplleejjoo mmeettaallúúrrggiiccoo ddee LLooss BBeeaattooss

((CCaarrttaaggeennaa))

AAnnaallyyttiiccaall ssttuuddyy ooff tthhee ffoouunnddrryy eelleemmeennttss ooff tthhee mmeettaalllluurrggiicc ccoommpplleexx ooff LLooss BBeeaattooss

((CCaarrttaaggeennaa))

R. ARANA CASTILLO, J.A. ANTONIO ANTOLINOS MARÍN Y A. ALÍASLINARES.

Departamento de Química Agrícola, Geología y Edafología. Facultad de Química. Campus de Espinardo. 30100.Murcia.Campus de Espinardo. 30100 Espinardo. Murcia.

INTRODUCCIÓN

El yacimiento romano de Los Beatosestá situado a unos 9 Km. al Este de la ciu-dad de Cartagena, distribuido en tres sec-tores que coinciden con las actuales fincasde Los Ferreres, La Cañada y Rolandis1.Destaca hacia el Sur la Sierra Minera deCartagena-La Unión, con importantes aflo-ramientos metalíferos de plomo y plata2,cobre, hierro y zinc, explotados intensa-mente desde las primeras civilizaciones. Lacercanía de la rambla de Miranda al Nortey la del Miedo al Sur suponen una fácilpenetración y comunicación con el MarMenor, sin olvidar la importancia de la cer-canía al principal núcleo de población dela zona, Carthago Nova.

El estudio y análisis de los materialesarqueológicos encontrados en superficiepermitió datar el asentamiento entre ini-cios del s. II a.C. y mediados del s. I d.C3.Además identificamos el carácter metalúr-gico del yacimiento por la gran cantidadde elementos de fundición recuperadosdurante la prospección arqueológica delmismo: restos de hornos, fragmentos delitargirio, escorias de hierro, cerámicasescorificadas y restos de plomo fundido.Los hallazgos de recipientes de almacena-miento y ruedas de molino, así como laabundancia de agua y la gran área de cul-tivo de la zona, sugirió también la posibi-lidad de una explotación agraria antigua.

Cabe destacar de este complejoindustrial su situación en plena llanura,totalmente fuera del ámbito minero de laSierra de Cartagena. En este sentido, elpoblamiento metalúrgico de los alrededo-res de Carthago Nova, localizado tanto en

las zonas de arranque y extracción delmineral como fuera de ellas, parece confi-gurarse de forma desigual a lo que seobserva en otros distritos mineros anti-guos de la Península Ibérica. Los principa-les datos sobre los hornos romanos del áreapróxima a Cartagena se recogen en los tra-bajos de Lasala (1852), Domergue (1990),Ramallo Asensio (1989), Antolinos(1999) y Orejas y Antolinos (1999).

En este avance preliminar del yaci-miento se ofrecen los principales resulta-dos del estudio químico y mineralógico devarias escorias de fundición y elementoslíticos de los hornos.

Los testimonios más directos de lametalurgia romana desarrollada enCartagena son las grandes masas de esco-rias diseminadas por toda la comarca, conun contenido medio de un 10 % de Pb,junto a las cuales se han encontrado lingo-tes de plomo con inscripciones, fragmen-tos de litargirio, ánforas, herramientas ymonedas de clara filiación romana.

Resultados

Se han estudiado por difracción derayos X, fluorescencia de rayos X, micros-copía de luz transmitida y reflejada y aná-lisis químico varias muestras de escorias yde rocas volcánicas empleadas en la cons-trucción de hornos de fundición. Lasmenas de partida se encuentran, sin duda,en los yacimientos próximos de la Sierrade La Unión, tal como confirma el estudiopor luz reflejada de las escorias metálicas,que muestra las paragénesis típicas deestas mineralizaciones. Contienen elevadasproporciones de plomo y de hierro, que no


XXas Jornadas S.E.M. Estudio analítico de los elementos de fundición 409

fueron totalmente eliminados en la faseinicial del proceso metalúrgico en formade pequeños enclaves no digeridos, talcomo se observa en la tabla adjunta (mues-tras B-5 y B-9). Presentan una texturafluidal característica y un tamaño de granomuy fino. En algunas zonas de la muestraaparecen algunos óxidos de hierro, cobre yplomo, identificándose magnetita, hema-tites, tenorita (CuO), cuprita (Cu2O),masicot y litargirio. (PbO). Sus caracterís-ticas texturales y mineralógicas son muysimilares a las descritas por Arana y PérezSirvwent (1981) en el horno romano de lasHerrerías de Mazarrón. Las escorias deaspecto no metálico están constituidasmayoritariamente por litargirio, masicot ypequeñas cantidades de minio (Pb3O4), conuna densidad media de 5.5. En corte fres-co tienen una coloración pardo-amarillen-ta a rojiza y forman un entramado de cris-tales prismáticos y tabulares con abundan-tes cavidades, algunas rellenas por calci-ta.Las rocas volcánicas utilizadas en lasparedes de los hornos proceden de aflora-mientos próximos de andesitas piroxéni-cas. Presentan una importante contamina-ción de hierro en forma de hematites ypequeñas cantidades de plomo (muestrasB-3, B-4 y B-8) y representan un excelen-te material refractario.

1 Los Ferreres se halla situado a 37º 40’ 20’’ delatitud N y 0º 55’ 50’’ de longitud W; La Cañada a37º 40’ 10’’ de latitud N y 0º 54’ 10’’ de longitudW; y Rolandis a 37º 40’ 29’’ de latitud N y 0º 54’22’’ de longitud W. Mapa Topográfico Nacional deEspaña, Hoja nº 955-IV, escala 1: 25.000, 1ª edición1982.

2 Estrabón Geografía III 2, 10: “Polibio, por suparte, al recordar las minas de plata de NuevaCarquedón, dice que son grandísimas y que distan de la

ciudad unos veinte estadios, abarcando una circunferenciade cuatrocientos estadios, en donde se mantenían cuarentamil trabajadores fijos que reportaban en aquel entonces alpueblo romano veinticinco mil dracmas diarias”.

3 El inventario de los restos cerámicos, numis-máticos y epigráficos determinó el horizonte crono-lógico del yacimiento, aunque también sabemosque hubo otros momentos de ocupación territorialen la zona, en concreto, entre los siglos XI y XII.También aparecieron materiales constructivos defiliación romana, como restos de columnas, sillaresde piedra y ladrillos.

El estudio por FRX pone de manifies-to la presencia de numerosos elementosminoritarios y traza, tales como Pb, Fe, Ti,Zn, Cu, Zr, Y, Hf, Ag, As y Sb, en parteprocedentes de la contaminación con esco-rias del proceso metalúrgico.

El primer procedimiento usado para laobtención de plata a partir de minerales deplomo (y de otros metales) fue la copela-ción, conocida ya por los chinos en la anti-güedad y traída a Europa por los fenicios.La mena se calienta en una copa o copelahasta fundir y sobre ella se fuerza unacorriente continua de aire. Se forman óxi-dos de Pb, (Cu, Fe, Zn y otros) y el óxidode plomo se funde y disuelve a los demás,que son absorbidos por la pared porosa dela copela. En la parte superior aparece laplata pura y brillante con un destello típi-co que indica el final del proceso.

Para beneficiar el plomo, la galena secalentaba suavemente en corriente de airecon liberación de SO2 y formación de óxi-dos y sulfatos de plomo, que posterior-mente son reducidos con carbón o maderapara dar plomo de obra. Tras el estudio denumerosas muestras de escorias se deduceque en esta época no se tenía un controlpreciso de la temperatura alcanzada (a raízde las diversas fases identificadas) ni de la


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RAMALLO ASENSIO, S. F. (1989). La ciudadromana de Carthago Nova: La documentaciónarqueológica. Murcia.

duración del proceso, ya que el objetivoprincipal sería la recuperación del mayor

contenido posible en plata tras copelacio-nes sucesivas.


Muestra Fe Ca Mg Pb Fe2O2 CaO MgO PbO

B-1A 3.44 7.01 0.46 45.38 4.92 9.81 0.76 48.88

B-1B 0.40 3.55 0.19 67.17 0.57 4.96 0.31 72.35

B-1C 0.10 0.17 0.02 86.35 0.15 0.24 0.04 93.02

B-2A 1.02 4.48 0.21 63.28 1.47 6.27 0.35 68.17

B-2B 0.23 0.25 0.03 80.89 0.33 0.35 0.05 87.13

B-3 4.38 0.99 1.48 0.10 6.26 1.38 2.45 0.11

B-4 4.71 1.03 1.31 0.78 6.73 1.45 2.17 0.84

B-5 14.59 6.23 0.61 29.38 20.86 7.46 1.01 31.65

B-8 6.71 3.27 1.82 0.17 9.59 4.58 3.02 0.19

B-9 23.09 9.64 1.13 0.94 33.02 13.49 1.87 1.01

B-1A, B-1B, B-1C, B-2A y B-2B, escorias ricas en óxidos de plomo; B-3, B4 y B-8,rocas volcánicas mineralizadas (andesitas piroxénicas), B-5 y B-9, escorias metálicas.


PPrroocceeddeenncciiaa ddee mmaatteerriiaalleess ddee cceerráámmiiccaass bbaajjoommeeddiieevvaalleess eenn ÁÁllaavvaa aa ppaarrttiirr ddee ddaattooss

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A. DOMÍNGUEZ (1), M. C. ZULUAGA (2*) Y L. A. ORTEGA (2).

(1) Instituto Alavés de Arqueología. C/ San Antonio 41. 01005 Vitoria-Gasteiz.(2) Dpto. de Mineralogía y Petrología. Univ. País Vasco. Apto 644, 48080 Bilbao* e-mail: [email protected]

Este trabajo presenta el estudio se harealizado sobre 33 cerámicas de épocamedieval (ss. XIII–XV) procedentes de laintervención Manzana II en casco históricode Vitoria-Gasteiz (Alava) con objeto deestablecer en la medida de lo posible laprocedencia y la naturaleza de los materia-les usados en su elaboración así comodeterminar las condiciones y temperaturasde cocción.

Las muestra seleccionadas correspon-den a 5 cazuelas de importación modeladasa torneta y cocción reductora (Grupo A), yfragmentos de piezas variadas correspon-diente a productos locales (ollas, fondos,bordes, etc.), modeladas unas a torneta(Grupo B) y otras a torno (Grupo C) ytodas ellas elaboradas en condiciones oxi-dantes (Domínguez et al., 1999).

Los aspectos petrográficos tambiéndiferencian tres grupos: el Grupo A carac-terizado por baja relación matriz/degra-sante, tamaño de grano grueso (aprox.1mm) y gran cantidad de moscovita. ElGrupo B muestra mayor relaciónmatriz/degrasantes (8/1) y tamaño granofino, compuestos fundamentalmente porcuarzo y feldespatos. Ocasionalmente pre-sentan un cordón central grisáceo rico enmateria orgánica y con carbonatos. ElGrupo C se compone de cuarzo policrista-lino y feldespatos de tamaño superior a 1.2mm embebidos en abundante matriz degrano muy fino.

La mineralogía determinada por DRXrefleja únicamente la naturaleza de losdegrasantes clasificando a las cerámicas endos grupos: (1) grupo más micáceo (GrupoA) y (2) otro más rico en cuarzo. El cuarzo,la mica y los feldespatos habituales, sin

embargo la calcita y/o dolomita y el hema-tites son menos frecuentes. En el caso de unúnico carbonato este suele ser la dolomita.

Esta mineralogía no es indicativadirectamente de temperaturas de cocción,no obstante, la presencia/ausencia de ladolomita y/o calcita ha permitido hacerunas consideraciones al respecto. En gene-ral, y en condiciones oxidantes, los carbo-natos se desestabilizan a temperaturassuperiores a los 750°-900° C (West,1999). Así, la presencia/ausencia de dolo-mita puede interpretarse como indicadorde temperatura de cocción, ya que es pocoprobable que la presencia de este mineralen la arcilla ceramiable (Scoffin, 1987). Deeste modo, la dolomita se debió formardurante la cocción y posteriormentemediante una reacción en estado solido yen condiciones oxidantes transformarse acalcita a temperaturas superiores a 800 ºC(Deer et al., 1992).

Los datos químicos al igual que ante-riormente descritos han permitido esta-blecer tres grupos de cerámicas proceden-tes de diferente zona de producción. ElGrupo A se caracteriza por su alto conte-nido en volátiles, alumina y potasa ymenos silice reflejo de su carácter mosco-vitico. Los bajos contenidos en TiO2 yFe2O3 se deben a una mayor presencia deminerales de procedencia granítica. Agrandes rasgos, las piezas de los Grupos By C son químicamente similares. No obs-tante, el Grupo C presentan contenidosligeramente superiores en Al2O3, K2O yvolatiles e inferiores en Fe2O3. El enrri-quecimiento en estos elementos se ha rela-cionado con el carácter más kaoliníticoy/o illítico de la arcilla base.

412 A. Domínguez, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Procedencia de materiales de cerámicas bajomedievales en Álava 413

Todos los datos mencionados muestranque en la edad Bajomedieval se utilizabatanto cerámica local (Grupos B y C) comoimportada (Grupo A). Asi mismo, las téc-nicas de modelado (torno o torneta) y lascondiciones de cocción (oxidante o reduc-tora) son características de cada grupo. Lanaturaleza de los degrasantes junto con losdatos geoquímicos ha permitido establecerposibles áreas fuentes para los materialesceramiables de esta cerámicas. Así, las pie-zas del Grupo A proceden de sedimentosricos en moscovita y feldespatos y de bajamadurez originarios de la desmatelaciónde un granito. No obstante, la escasez dedatos arqueologicos sobre comercio localdificulta precisar su procedencia. Losmateriales fuente de las cerámicas delGrupo B corresponden a sedimentos muymaduros con desgrasante de pequeñotamaño y ricos en materia orgánica sugi-riendo depósitos de llanura de inundaciónde un rio. Por otro lado, las texturas delGrupo C son típicas de una arcilla muyfina, y los datos químicos apuntan a unaarcilla rica en illita o más probablementeen caolinita.

Respecto a las temperaturas de coccióny basándomos en datos de DRX podemosindicar que las piezas que tienen solo dolo-mita han sido cocidas por debajo de 800ºC, mientras que las solo tiene calcita nohan superado los 900 ºC. No obstante, estadivergencia en los valores calculadospuede deberse por un lado al grosor de laspiezas que impide un distribución homo-genea de la temperatura a través de ella ypor otro lado a la falta de un control estric-to en la temperatura del horno.

Agradecimientos

A M.L. Palanques por la cesión delmaterial y memoria de la excavació. Estetrabajo ha sido subvencionado por EuskoIkaskuntza/Sociedad de Estudios Vascos.


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DOMÍNGUEZ, A.; ZULUAGA, M.C. YORTEGA, L.A. (1999). III Congreso Nacional deArqueometría, Sevilla.

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CCaarraacctteerriizzaacciióónn ddee cceerráámmiiccaass ppoosstthhiissttóórriiccaass ddee NNaavvaarrrraa eellaabboorraaddaass aa mmaannoo.. PPeettrrooggrraaffííaa

yy GGeeooqquuíímmiiccaa

CChhaarraacctteerriissaattiioonn ooff hhaannddmmaaddee ppoosstthhiissttoorriicc cceerraammiiccss ooff NNaavvaarrrraa.. PPeettrrooggrraapphhyy aanndd

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OLAETXEA, C. (1),LARREA, F.J. (2), ZULUAGA, M.C.(3)* Y ORTEGA, L.A. (2).

(1) Sociedad de Ciencias Aranzadi, Alto de Zorroaga s/n, 20014 San Sebastián(2) Departamento de Mineralogía y Petrología, Universidad del País Vasco, Aptdo. 644, Bilbao 48080, España* e-mail: [email protected]

Se realizado un estudio petrográfico yquímico de cerámicas protohistóricas devarios yacimientos arqueológicos deNavarra en un periodo que abarca desde lafase V de Monte Aguilar (Bardenas Reales)hasta la fase final de la I Edad del Hierro(Cuenca de Pamplona). Se han diferencia-do tres etapas culturales en diversas zonasgeográficas de máxima representación• Bronce Medio-Tardío representado por

diversos yacimientos de BardenasReales, y estudiado aquí en el yacimien-to de Monte Aguilar. La fase V delBronce Medio (s. XVI a C) se caracteri-za por una cerámica predominantemen-te lisa en cuencos y cazuelas carenadas, yrecipientes de almacén de grano y aguapresentan decoraciones en relieve enmamelones y cordones en guirnaldas. Lafase II del Bronce Tardío (s XIV a C) secaracteriza por cerámicas decoradas porzig-zag sencillo o doble, boquiques,excisión y líneas de puntos, recordandoal horizonte Cogotas I y al grupo delNoroeste. Petrográficamente correspon-den a cerámicas poco elaboradas concantidad variable de desgrasantes (15%- 25%) formados por fragmentos de roca(areniscas y grauvacas) y otros monomi-nerálicos. Excepcionalmente los desgra-santes están constituidos exclusivamen-te por cuarzo.

• Bronce Final representado por el yaci-miento de Aparrea. Las cerámicas sonsimilares a la fase II de Monte Aguilar(grupo anterior), con característicaspoco significativas, destacando impre-siones de instrumento perpendicularesal borde, orejas de prehensión ymamelones.

Petrográficamente presentan alto con-tenido en matriz y volumen de desgra-sante variable (<10% a 25%) consti-tuido por cuarzo redondeado a suban-guloso, ± feldespatos (feldespato potá-sico ± plagioclasa ácida) y fragmentosde roca (areniscas silíceas a arcosas) yrocas metamórficas (cuarcitas y esquis-tos). Con frecuencia aparecen cuarzosautigénicos y ocasionalmente foraminí-feros y espículas de esponja silicificadosasí como chert.

• I Edad del Hierro representado pordiversos yacimientos de esta época enla Cuenca de Pamplona, destacandoSansol (Muru-Astrain). La cerámicaestudiada corresponde a la modalidadde superficie sin pulir, mucho mejorrepresentada que la de superficies puli-das. Se han estudiado varios fragmen-tos de superficie peinada estriada, muycaracterísticos en estos yacimientos.Los motivos decorativos correspondena impresiones e incisiones sobre cordo-nes o directamente sobre la pared, queson poco significativos referente a lacronología.Petrográficamente estas cerámicas pre-senta mayores contenidos en desgrasan-tes (25 a 35%) constituidos por infini-dad de fragmentos monominerálicos(piroxenos, plagioclasas y epidotas) detamaño de grano fino a medio (~1 a 1.5mm) y poliminerálicos constituidos porfragmentos de roca de naturaleza ofíticacon bordes angulosos y sin apenas sig-nos de alteración supergénica.El área fuente de las arcillas utilizadas

en la elaboración de las cerámicas debeestar constituido por yacimientos de las

416 Olaetxea, C., et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Caracterización de cerámicas posthistóricas de Navarra 417

proximidades de los poblados (Edad deBronce) desgrasándose con materiales delentorno próximo. En el caso de los yaci-mientos estudiados pertenecientes a laEdad del Hierro, la arcilla utilizada corres-ponde a materiales del Keuper que apare-ce asociado con los diapiros situados en lasproximidades de los yacimientos, desgra-sándose con materiales ofíticos asociados aestos diapiros. La utilización de estosmateriales implica en ocasiones distanciade varios kilómetros desde el área de apro-visionamiento hasta el poblado.

Las características petrográficas de losdesgrasantes presentes en las cerámicasindican que éstos han sido añadidos deforma intencional durante la preparaciónde la pasta, siendo la cantidad y naturalezade los desgrasantes lo que condiciona lascaracterísticas químicas de las cerámicas.

De este modo, las muestras de los dife-rentes poblados presentan característicasquímicas significativas que son atribuiblesa la naturaleza de los desgrasantes añadi-dos. Así las cerámicas procedentes deAparrea presentan composiciones próxi-mas a la media de la pizarras (PAAS), conmenores contenido en elementos trazacuanto mayor es la cantidad de desgrasan-te, efecto atribuible a una dilución porcuarzo. La muestras estudiadas en MonteAguilar presentan composiciones muysimilares a la anteriores, pero con un enri-quecimiento significativo en Sr y CaO quese relaciona con la cantidad de desgrasan-tes de naturaleza carbonatada. Por último,las cerámicas analizadas en Muru Astrainpresentan características químicas nota-blemente diferentes, que se relacionan conla naturaleza ofítica de los desgrasantes.

Estas muestras están enriquecidas CaO,MgO y P2O5, en elementos de transición yen Sr debido a la gran cantidad de piroxe-nos y plagioclasas que constituyen lamineralogía de los desgrasantes.


CCaarraacctteerriizzaacciióónn ddee llaa ppiieeddrraa yy mmoorrtteerrooss eenn llaass ffaacchhaaddaass ddeell TTeeaattrroo AArrrriiaaggaa ddee BBiillbbaaoo

CChhaarraacctteerriizzaattiioonn ooff ssttoonnee aanndd mmoorrttaarrss ffrroomm tthhee ffaaccaaddeess ooff AArrrriiaaggaa TThheeaattrree ooff BBiillbbaaoo

J.M. HERRERO, P.P. GIL Y P. GARCÍA-GARMILLA.

Dpto. Mineralogía y Petrología, Universidad del País Vasco, E-48940 Leioa (Vizcaya)

Con motivo de la restauración delTeatro Arriaga de Bilbao (estilo ecléctico,Joaquín Rucoba, 1889), se abordó un pro-yecto multidisciplinar (Herrero et al., estevolumen), en el marco del cual se han car-tografiado y caracterizado los materialesde sus fachadas mediante microscopíaóptica, electrónica y difracción y fluores-cencia de rayos X.

La fachada principal contiene sillaresde arenisca y varios tipos de calizas. Partede los paramentos de las fachadas lateralesy posterior son de ladrillo cubierto pormorteros y pinturas imitando la piedra.Los elementos decorativos son de caliza omodelados en estuco.

La piedra arenisca es relativamentehomogénea, con un tinte amarillo-naranja.El tamaño de partícula es de arena fina amedia (0.15 a 0.4 mm) aunque algunossillares tienen areniscas más gruesas (concuarzo de hasta 5 mm.). Clasificable comocuarzoarenita a cuarzoarenita feldespática(con > 90% cuarzo, feldespatos, micas ytrazas de óxidos de hierro, glauconita yturmalina). Edad Eoceno, área fuente: can-teras próximas a Bilbao (franja Urduliz-Berango-Unbe hacia el monte Oiz,Formación Jaizkibel).

La caliza de grano fino, mayoritaria en lafachada principal, es homogénea, con unacoloración blanca con un tinte hacia el ama-rillo. Presenta arenosidad. El tamaño departícula es de arena fina, con gránulos car-bonatados de 0.1-0.2 mm y cemento espa-rítico. Restos de equinodermos y pequeñosforaminíferos, con algunos fragmentos dealgas calcáreas, bivalvos, braquiópodos ymás raramente Briozoos. Se puede clasificarcomo "biopelsparita a biopelmicrita" o"grainstones de crinoideos y peloides".

Otras calizas presentes son lumaquelas,caliza oolítica (blancas) y caliza roja deRudistas. La lumaquela o caliza bioclásti-ca es una "biosparita/biomicrita” o"grainstone/packstone" de Briozoos yequinodermos, tamaño arena gruesa, congránulos carbonatados superando enmuchos casos los 2 cm, y cemento esparí-tico; restos fósiles de Briozoos, equinoder-mos (Pentacrinus) y en menor medidabivalvos y braquiópodos. Con > 97% decalcita y accesorios como cuarzo, arcillas,pirita y óxidos y sulfatos de hierro. La cali-za oolítica, es muy homogénea y compac-ta, la piedra mejor conservada en el edifi-cio; "oosparita" o "grainstone de ooides"con equínidos, Briozoos, foraminíferos yalgunos fragmentos de moluscos. Tamañoarena gruesa a muy gruesa, con gránuloscarbonatados de 0.8-1.2 mm. El cemento(18%) es de calcita esparítica. La calizaRoja de Ereño presenta una coloraciónrojiza (óxidos de Fe) con áreas grisáceas. Seclasifica como "biomicrita", o "floatstonecon Rudistas".

Salvo en el caso de la caliza roja, que esde edad Cretácico Inferior (canteras enEreño, Vizcaya), en el resto de las muestrasno han aparecido fósiles datadores, lo quedificulta la determinación de edades y pro-cedencia. Pensamos que la caliza oolítica esde edad Jurásico Medio. La lumaquela y lacaliza de grano fino (ésta con Rotálidos malconservados) serían probablemente delCretácico Superior, o quizá del Terciario.Las canteras no estarían en áreas cercanas yprobablemente los sillares se importarondesde las regiones francesas de Charentes(La Rochelle-Angouleme), norte deAquitania (Burdeos) o Normandía (Caen) omenos probablemente del sur de Inglaterra.


XXas Jornadas S.E.M. Caracterización de la piedra y morteros 421

En el Teatro Arriaga se encuentran dis-tintos tipos de morteros empleados tantoen elementos decorativos, como en lacubrición de paramentos rectos y en res-tauraciones. Los morteros con árido deescoria han sido destinados a los estucostrabajados con moldes, en figuras, algunosbalaústres y parte de jambas de ventana. Sedetectan calcita, cuarzo, yeso, vaterita,gehlenita y hematites. Algunos de los sili-catos de alta temperatura están vinculadosa la fase escoria. La observación microscó-pica revela la presencia de árido de hasta 2mm, comprendiendo restos de escoria,ladrillos, carbones, cuarzo y carbonatos.Las figuras más voluminosas están arma-das con virutas de madera. En las figurasde estuco se emplearon pigmentos blan-cos, ricos en barita (blanco de bario) ehidrocerusita (blanco de plomo). Los mor-teros con árido de marmolina fueronempleados como cubrición (tipo morteromonocapa) en la mayor parte del edificiocarente de piedra y en el moldeado dealgunos balaústres. El árido (70%) es prin-cipalmente calcita, siendo de tipo policris-talino (fragmentos de mármol de hasta 2mm) en los morteros más antiguos y detipo monocristalino en los de restauración.Junto a la calcita con trazas de cuarzo, enalgunas muestras (morteros de restaura-ción) aparece alita. El mortero de arena deplaya se usó abundantemente para cubri-ciones extensas sobre el ladrillo, para darforma a semicolumnas y en las juntas anti-guas. En él se observan caparazones recien-tes de moluscos, algas, equinodermos. Elárido tiene calcita, cuarzo y aragonito.

En cuanto al ladrillo original, convieneseñalar su carácter pobre, basto, con mate-rias desgrasantes (areniscas, cuarcitas)

poco seleccionadas y con poca proporciónde pasta.

Los morteros de restauración son muyvariados en cuanto a coloración y composi-ción, aunque en general contienen fasesminerales atribuibles a cementosPortland. No obstante, los que imitan almortero de marmolina, son más bien ricosen cal. Los morteros grises tienen áridocon cuarzo (0.2-0.3 mm) y caliza gris(hasta 4 mm). En algunos se identificaalita como fase cementante, junto a la cal-cita. En las juntas, se han aplicado morte-ros nuevos con árido de calcita, de cuarzoe incluso excepcionalmente de yeso. Enalgunos elementos ornamentales se hanaplicado lechadas finas, ricas en cemento(con alita).

Sobre los estucos se ha aplicado unalechada de cemento, con árido de calcita odolomita a modo de tirolesa, que da unacabado rugoso. Sobre las figuras, bordesde sillares y algunas cornisas deteriorados,también se aplicaron morteros, aunque engeneral se acercan al mortero de marmoli-na. Excepcionalmente contienen cuarzo oen algún caso micas blancas.

Agradecimientos

Este proyecto ha sido financiado por laUTE Arriaga (Amenabar-Eraiker) y pro-movido por el Gabinete de Arquitecturadel Ayuntamiento de Bilbao, Consejo delTeatro Arriaga y Departamento de Culturade la Diputación Foral de Vizcaya, entida-des a las que agradecemos las facilidadespara desarrollar el trabajo y publicar estosdatos.


CCaarrbboonnaattooss hhiiddrrootteerrmmaalleess aassoocciiaaddooss aall ddeeppóóssiittooddee ssuullffuurrooss mmaassiivvooss ““MMaassaa VVaallvveerrddee”” ((FFaajjaa PPiirrííttiiccaa IIbbéérriiccaa)):: CCaarraacctteerrííssttiiccaass

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TOSCANO, M.; SÁEZ, R. Y ALMODÓVAR, G.R.

Departamento de Geología. Universidad de Huelva

“Masa Valverde” constituye un depósi-to de sulfuros masivos detectado por geo-física y sondeos mecánicos, en base a loscuales se ha estimado unas reservas de 120Mt, con unas leyes de 0,5% Cu, 1,3% Zny 0,6% Pb. Se localiza en el flanco Sur delanticlinorio de Valverde del Camino y seencuentra asociado a pizarras negras en eltecho del primer episodio volcánico ácidodel Complejo Vulcanosedimentario. Lamineralización está asociada a una intensaalteración hidrotermal, que incluye clori-tización, sulfidización, carbonatización,sericitización y silicificación.

La presente comunicación se dirige a lacaracterización textural, mineralógica ygeoquímica de los carbonatos relacionadoscon la alteración hidrotermal en “MasaValverde”. Al igual que en otros depósitosde la FPI (Plimer & Carvalho, 1982;Tornos et al., 1998), los carbonatos soncaracterísticos de las zonas más internas delos halos de alteración hidrotermal(Toscano et al., 1993), donde aparecen aso-ciados entre otros a clorita ferrosa, pirita ycalcopirita.

Los carbonatos se encuentran distribui-dos, en mayor o menor proporción, en casitodas las rocas del entorno a la mineraliza-ción, pudiéndose distinguir textural y/ocomposicionalmente tres tipos. En un pri-mer grupo, se incluyen carbonatos relacio-nados con la alteración submarina regionalde las rocas volcánicas y, en su caso, concementos diagenéticos. Ocasionalmente,aparecen corroídos en relación con proce-sos posteriores. Los carbonatos asociados ala alteración hidrotermal no presentan unamorfología definida y se encuentran tantodiseminados como en venillas en todos lostipos de rocas alteradas. Su distribución

está controlada básicamente por la topo-grafía original de la zona, concentrándoseen un nivel a unos 30 metros bajo la masade sulfuros masivos. La textura más carac-terística es la nodular, que ha nucleadosobre clorita y/o pirita, a veces framboidal,y comúnmente rodeada de clorita. Su diá-metro oscila entre 1 y 5 mm, y ocasional-mente presentan una zonación concéntricaen la relación Fe/Mg. Los últimos son car-bonatos posteriores a la mineralización yno son objeto de este estudio. Se presentancomo cristales no zonados en venillas y suorigen está en relación con la deformaciónhercínica y, posiblemente, posthercínica.

El análisis mediante EMP de las dosprimeras generaciones permite clasificar-los esencialmente como sideritas, aunquecon variación hacia términos más magné-sicos y cálcicos (Fe-dolomita ó ankerita),en el caso del primer tipo de carbonatos.Los carbonatos hidrotermales presentanuna relación Fe/Fe+Mg que oscila entre0,7 y 0,9, con los términos más ferrososhacia la zona central del sistema hidroter-mal. Así mismo, estas sideritas muestranuna tendencia en la relación Fe/Mg seme-jante a la presentada por las cloritas aso-ciadas a procesos hidrotermales.

La composición isotópica de δ18O yd13C (analizada en los laboratorios centra-les de la Universidad de Salamanca) es casihomogénea, con valores en un rango com-prendido entre 15,35 y 24,14 por mil y–9,54 y –3,13 por mil (PDB), respectiva-mente. Los valores superiores de δ18O ymenores de δ13C se corresponden con loscarbonatos más precoces. Su composiciónisotópica tiene un rango casi idéntico a loscarbonatos de otros depósitos de la FPI,por ejemplo Tharsis (Tornos et al., 1998).

424 Toscano, M., et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Carbonatos hidrotermales asociados 425

Los valores isotópicos de los carbonatoshidrotermales sugieren que la precipita-ción de la siderita se produjo a partir defluidos marinos modificados con δ18O= -2a +3. Estos valores se han calculado enfunción del coeficiente de fraccionamientopara la siderita de Berner & Clayton(1976) tomando como referencia una tem-peratura de 200ºC, que es la obtenida delas pocas inclusiones fluidas que se hanpodido medir en carbonatos de este depó-sito (Toscano et al., 1997). Por otra parte,los valores de δ13C indican un componenteprincipal derivado del bicarbonato disuel-to en el agua marina con aporte secundariode carbono orgánico oxidado. Esta segun-da fuente podría derivar de las pizarrasnegras del muro de la mineralización.

La existencia de carbonatos hidroter-males asociados a la alteración relacionadacon el depósito es poco común en yaci-mientos de sulfuros masivos. La precipita-ción de los carbonatos a una distancia casiconstante del fondo marino y el caráctermoderadamente alcalino de la alteraciónasociada sugieren la ebullición y subse-cuente pérdida de CO2 como el mecanismomás probable para el depósito de los car-bonatos hidrotermales, así como de calco-pirita. Estos procesos de ebullición se pro-dujeron a una distancia relativamentepequeña del fondo marino. En la actuali-dad, los carbonatos aparecen sistemática-mente a unos treinta metros del muro delos sulfuros masivos. Teniendo en cuentala compactación diagenética y el aplasta-miento tectónico se pueden sugerir valoresde profundidad entorno a los 100 metrospor debajo de la interfase agua-sedimento.


BECKER & CLAYTON (1976) Oxygen isotopestudy of a Precambrian banded iron-formation,Hamersley Range, Western Australia. Geochim.Cosmochim. Acta, 40, 1153-1165.

PLIMER & CARVALHO (1982) The geochemistryof hydrothermal alteration at the Salgadinhocopper deposit, Portugal. Mineral. Deposita, 17,193-211.

TORNOS ET AL. (1998) The Filón Norte orebody(Tharsis, Iberian Pyrite Belt): a proximal low-temperature shale-hosted massive sulphide in athin-skinned tectonic belt. Mineral. Deposita,33, 150-169.

TOSCANO ET AL. (1993) Hydrothermal altera-tion related to “Masa Valverde” massive sulphi-de deposit, Iberian Pyrite Belt, Spain. In:Fenoll, P., Torres-Ruiz, J., Gervilla, F. (eds)Current research in geology applied to oredeposits. University of Granada, 389-392.

TOSCANO ET AL. (1997) Multi-stage fluid evolu-tion in the Masa Valverde stockwork (IberianPyrite Belt): Evidence from fluid inclusions.SEG Neves Corvo Field Conference, Lisbon, 101.


EElleeccttrroonn mmiiccrroossccooppyy ooff aallkkaallii ffeellddssppaarrss:: rreeaaddiinngg tthhee mmiiccrrootteexxttuurraall rreeccoorrdd ooff iiggnneeoouuss

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iinntteerraacccciioonneess fflluuiiddoo--rrooccaa

IAN PARSONS.

Department of Geology and Geophysics, The University of Edinburgh, West Mains Road,Edinburgh, EH9 3JW, Scotland

Mineralogical Society of America Distinguished

Lecturer Series 2000-2001

Alkali feldspars have complex intracrys-tal microtextures which can provide a wealthof information about cooling history andfluid–mineral reactions from igneousgrowth to weathering. To understand themwe must use transmission and scanning elec-tron microscopy (TEM and SEM). The com-plexity arises because in alkali feldspars thereare two types of phase transition, which inte-ract with the exsolution process which leadsto perthitic intergrowths of Ab- and Or-richphases. The C2/m–C1 phase transition inAb-rich feldspars is fast and involves sponta-neous shearing of theSi–Al–O framework;the transition from C2/m sanidine to C1microcline in Or-rich feldspars is slow andinvolves ordering of Si and Al in the frame-work. Depending on bulk composition andconditions of formation perthites may becoherent (with a continuous Si–Al–O frame-work), semicoherent (spaced dislocationsalong the interface) or incoherent (no conti-nuous framework). Regular perthites on sca-les of ≤1 mm are usually coherent or semi-coherent and the orientation of the interfacesdepends on the minimization of elastic cohe-rency strains; they are said to be 'strain con-trolled'. Perthites coarser than a few mm areusually relatively irregular, largely incohe-rent, and record feldspar–fluid reactions;they can be called 'deuteric' intergrowths.

TEM work, mostly since 1980, has ledto a much clearer picture of the reasons forthe diversity of perthitic textures. Mostcrystals from plutonic rocks have a 'dualmicrotexture' in which some regions consistof strain-controlled intergrowths, withappreciable (~2.5–4 kJmol-1) stored cohe-rency strain energy, and other regions inwhich perthite has coarsened, become inco-herent, and lost its coherency strain energy

by interactions with aqueous fluids, a pro-cess called 'unzipping'. Orthoclase sensustricto has a very fine 'tweed' microtexture,based on diffuse intersecting modulations,5–10 nm thick, which are not fully orderedbut which have ~1.8–3.7 kJmol-1 of strainenergy in the domain walls. Free energy lostby further ordering is balanced by a gain instrain energy in the walls, and orthoclasebecomes kinetically stranded. Orthoclasetoo can be unzipped by fluid–feldspar reac-tions (and also by deformation) and thisusually leads directly to nearly fully orderedmicrocline, with 'tartan' twins.

The evolution of strain controlled anddeuteric intergrowths with bulk composi-tions near Ab60Or40 will be described in thehypersolvus Klokken intrusion. This has alayered syenite core, giving excellent strati-graphic control, enclosed by a compositio-nally zoned gabbro to syenite sidewallcumulate, giving wide chemical range. Thefeldspars in the layered series have 'braid'microtextures in which lozenges of Albite-twinned albite defined by {661} are enclosedby microcline. There are no periodic disloca-tions because coherency strains can be mini-mized by rotating initially straight lamellarinterfaces into the {661} orientation. Theperiodicities of the exsolution microtexturesvary systematically from ~40 nm near theroof of the intrusion to ~400 nm at thelowest exposures. Cooling was thus at theroof, and the coherent exsolution texturesindicate relative cooling rates. The sidewallcumulates provide a range of feldspar bulkcompositions evolving continuously fromcrypto-antiperthites (~Ab59Or2An39) to cryp-to-mesoperthite (Ab59Or40An1). The rela-tionship of microtexture to composition canbe understood in the light of known phase

428 Ian Parsons CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

XXas Jornadas S.E.M. Electron microscopy of alkali feldspars 429

behaviour and the minimization of cohe-rency strain energy.

Large amounts of coherency strainenergy are stored in braid perthites, so thatthese feldspars show the unzipping effectsof fluid–rock interaction particularly cle-arly. Two syenite types of essentially identi-cal composition are present in the layeredseries. A fine-grained, dark-coloured gra-nular type, with feldspars that are glass-clear in thin section, is interlayered with acoarser, white-coloured, laminated syenite,with feldspars that are variably turbid inthin section. The latter layers acted as aqui-fers in the cooling intrusion, and deutericunzipping has produced an irregular, sub-mm strain-free mosaic of albite and micro-cline subgrains, which often have poresbetween them. It is micropores, usuallyempty of secondary minerals, that impartthe white colour and translucency to manyfeldspars. Because we can be sure that theKlokken feldspars have all shared exactlythe same thermal history over 1.16 Ga, theimportance of fluid–feldspar reactions totheir microtextural evolution is obvious.Radiogenic Ar is lost rapidly from micro-porous crystals but retained in pristinecrystals with strain-controlled microtextu-re, which give 40Ar/39Ar ages near 1.12 Ga.

Alkali feldspars typical of subsolvusgranites, with bulk compositions nearAb25Or75, will be described from Shap(NW England). As usual there is a dualmicrotexture. Strain-controlled volumescontain straight albite lamellae in tweedorthoclase along (601), with thicknessesranging from a few μm to <20 nm.Almost all plutonic K-feldspars we haveinvestigated with TEM, including manyfrom granulite-facies metamorphic rocks,

contain some cryptoperthite. Thickerlamellae have the shape of very long, flatlenses in three-dimensions, and are semi-coherent, with regularly-spaced edge-dis-location loops encircling them. These dis-locations form during cooling as the lame-llae coarsen and the structure stiffens.Lamellae cannot rotate into {661} becauseof the dominance of the monoclinic ortho-clase host, coherency strains becomeinsupportable, and, despite the largeamount of free energy in dislocation cores,the total free energy of the crystal is lowe-red when dislocations form.

Unzipping reactions occurred at leastthree times: at >410°C, before the formationof the first dislocation loops, giving irregu-larly distributed turbid veins composed ofsubgrain mosaics of albite and microcline; at<<370°C when volumes of K-feldspar werereplaced by externally-derived, very purealbite, guided by the dislocations; finally,semicoherent albite lamellae were infre-quently replaced by microcline, giving a'pseudoperthite' of microcline lamellae inorthoclase. This process continued duringdiagenesis, when clastic fragments of Shapfeldspar phenocrysts found their way into anoverlying conglomerate, giving crystals inwhich only fully coherent albite lamellae arepreserved. The dislocation loops are alsoextremely important in the subsequent weat-hering behaviour of the feldspars in soilwaters. Rapid dissolution occurs down thedislocation cores, followed by mechanicaldegradation of the surface. Thus microtextu-res developed during igneous cooling proveto be essential factors in the evolution of soil-water chemistry and clay mineral growth.

430 Ian Parsons CAD. LAB. XEOL. LAXE 25 (2000)

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AA CCoorruuññaa,, SSeeppttiieemmbbrree ddee 22000000

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