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Mina Capillitas, un depósito Epitermal del Noroeste Argentino

Introducción

     Mina Capillitas se encuentra ubicada en el departamento Andalgalá, provincia de Catamarca, a 27° 27' L.S. y 66 30' L.O. (Fig. 1), enclavada en el flanco oriental del extremo norte de la Sierra de Capillitas.

     El depósito fue trabajado en forma discontinua a través del tiempo, desde épocas incaicas la actualidad, como se infiere por el hallazgo de útiles de piedra en Veta Ortiz y por algunos indicios de la presencia de los españoles en el siglo XVII, quienes muy probablemente extrajeron y beneficiaron oro. A partir de mediados del siglo XIX, este yacimiento fue explotado en forma intermitente y a menudo primitiva por cobre y luego principalmente por rodocrosita, un mineral semiprecioso de uso difundido en joyería y como piedra ornamental.

Fig. 1. Geología de Mina Capillitas (Márquez Zavalía, 1988).

Geología del Sector

     La columna geológica del sector está integrada por un basamento granítico paleozoico y tres unidades cenozoicas menores: Fm. El Morterito, el Complejo Volcánico y las terrazas y aluviones cuaternarios.

     Las rocas del basamento granítico pertenecen al granito Capillitas que forma un extenso cuerpo plutónico de dimensiones batolíticas que se extiende fuera de la Sierra de Capillitas hasta alcanzar la Sierra de Fiambalá. La edad del granito en el sector del yacimiento quedaría comprendida entre 471 y 414 Ma en base a dataciones radimétricas K/Ar compiladas por Aceñolaza et al. (1982). Los afloramientos de la Fm. El Morterito al sur de Mina Capillitas se apoyan discordantemente sobre el granito Capillitas, están integrados por conglomerados, areniscas y arcilitas continentales a las que se les ha asignado una edad miocena (Turner, 1962; Aceñolaza et al., 1982).

     Por encima de la Fm. El Morterito, al oeste del Aconquija, se encuentra un conjunto de rocas volcánicas que fueron agrupadas por González Bonorino (1950) bajo el nombre de Complejo Volcánico. El vulcanismo, de naturaleza shoshonítica, se desarrolla en la parte interna del arco volcánico Mioceno-Reciente de los Andes Centrales, sobre la denominada Cadena Volcánica Transversal Farallón Negro-Carachipampa (Viramonte et al., 1984), que incluye también otros depósitos como Farallón Negro, La Alumbrera, Cerro Atajo, Mi Vida y Filo Colorado. En el sector de Mina Capillitas, las rocas pertenecientes a este complejo constituyen un cuerpo principal de sección oval, remanente de un centro efusivo decapitado por la erosión, consistente en una chimenea volcánica que perfora el sustrato granítico y en la que se encuentran con diversa participación: riolitas, riolitas brechosas, brechas riolíticas y graníticas, dacitas, diques ácidos de composición riolítica y traquítica y diques básicos de composición basáltica (Márquez Zavalía, 1988). La Agencia de Cooperación Internacional del Japón (JICA, 1978-81) consignó dos dataciones K/Ar realizadas sobre la dacita Pan de Azúcar y la riolita que dieron 5 ± 0,5 Ma. Los depósitos del Cuaternario tienen poca participación, están representados por depósitos aterrazados de pie de monte, integrados por conglomerados con intercalaciones de capas arenosas friables y suprayacen en discordancia a las unidades descriptas anteriormente.

     Los depósitos aluviales están situados en los cauces actuales y en ellos predominan los bloques y rodados de granitos que pasan gradualmente a la fracción arenosa gruesa en los tramos medios.

Características del Yacimiento

     Las numerosas vetas que integran este deposito epitermal de alta sulfidación se encuentran encajadas en las rocas del Complejo Volcánico o en granito y tienen dos orientaciones preferenciales:

• ENE-OSO

• ONO-ESE

     La alteración hidrotermal que acompaña a la mineralización consiste principalmente en alteración fílica y alteración argílica avanzada y se desarrolla ampliamente en las áreas próximas al yacimiento teniendo a las vetas como centros de irradiación. Las vetas están formadas por cuerpos lenticulares a tabulares, rectilíneos o curvos y sinuosos de 50 a 70 cm de potencia media, y con frecuencia están conectados entre sí por delgadas guías piritosas; sus principales características se encuentran en la Tabla 1. La mineralización, fundamentalmente de Cu (cobre), Pb (plomo), Zn (zinc), con As (arsénico), Sb (antimonio), Au (oro) y Ag (plata) como elementos accesorios y W (wolframio), Sn (estaño), Bi (bismuto) y Ge (germanio) como elementos traza, en ganga de rodocrosita, cuarzo y alunita, fue polipulsatoria y siguió el rumbo general de las principales fracturas de la región. La zona de oxidación del deposito tiene reducido desarrollo (< 50 m) y la zona de enriquecimiento alcanza unos 150 metros.

Texturas y Sucesión Paragenética de la Mineralización

     El estudio mineralógico de detalle realizado en este deposito (Márquez Zavalía, 1988) evidenció la presencia de más de 100 minerales entre especies primarias y secundarias. Los minerales primarios más representados son: pirita, esfalerita, galena, calcopirita, marcasita, pirrotina, tennantita, enargita, bornita, estannita y oro. Entre los minerales secundarios predominan: calcosina, covellina, digenita, limonita, criptomelano, pirolusita y romanechita. Los minerales de ganga son fundamentalmente: cuarzo, alunita y rodocrosita.

     Las presentaciones texturales son muy variadas y en su mayoría sumamente atractivas (Márquez Zavalía, 1995). Se las reunió en cuatro grupos dentro de los cuales merecen especial mención: 1) texturas primarias: bandeada, de caries, en cocardas, coloiforme, en peine, cristalográfica, granular y esferulítica; 2) texturas secundarias: en celdillas, brechada, en atolón, microbrechada, relíctica, de borde, dentada, en escamas, en ojos de pájaro, reticulada, metacoloidal, en escarapela inversa, de reemplazo centrípeto, centrífugo y automórfico, de transformación por reducción y de sandía; 3) texturas de exsolución: de emulsión y mirmequÌtica y 4) texturas internas de los cristales: de clivaje, lamelar, zonada y de deformación (kinkbanding).

Fig. 3. Estalactitas de rodocrosita. Veta Nueve.

     Se identificó el ascenso de siete pulsos mineralizantes, separados entre sí por etapas de fracturación que afectaron a paragénesis previas o habilitaron nuevas fisuras. Durante el primer estadio predominan cuarzo y pirita y se encuentran especialmente bien representados en las vetas Capillitas, Nueve, San Francisco, La Grande y Nueva Esperanza. En el segundo estadio (Vetas Nueve, 25 de Mayo, La Rosario, Ortiz, Santa Luisa, Bordón y San Salvador) comienzan a cristalizar además: pirrotina, arsenopirita, galena, esfalerita y marcasita, y en el tercer estadio los minerales de Cu (calcopirita, enargita, tennantita); el pH del medio hasta ese momento fue manifiestamente ácido y los minerales de ganga presentes son cuarzo y alunita. El cuarto estadio, al igual que el anterior, se encuentra muy bien representado en la mayoría de las vetas del depósito y se caracteriza porque a las paragénesis previas se suman oro y pequeñas cantidades de minerales con W, Sn, Bi y Ge; a partir de ese momento la ganga que comienza a prevalecer es rodocrosita. En el quinto estadio aparecen únicamente cuarzo, pirita, esfalerita, marcasita y wurtzita en ganga de rodocrosita (Vetas Nueve, La Grande y Malaquita), en el sexto sólo cristaliza calcopirita en ganga de rodocrosita (Vetas Capillitas, Nueve, 25 de Mayo, Ortiz, La Grande, La Argentina, Bordón, La Tucumana y Carranza) y el séptimo y último estadio está caracterizado por el dominio absoluto del cuarzo (Vetas Nueve y La Rosario).

     En la zona de oxidación de algunas vetas, la alteración de la mena primaria rica en Cu, favoreció el desarrollo de paragénesis de sulfatos y carbonatos de cobre; mientras que en la zona de enriquecimiento supergénico aparecieron fundamentalmente: covellina, calcosina y digenita. En la zona de oxidación, a partir de rodocrosita, se forman minerales secundarios de Mn entre los que predominan pirolusita, romanechita y criptomelano; todos los minerales ricos en Fe por su parte, pasan a limonita. En algunos sectores el ascenso del nivel freático provocó procesos de reducción en los niveles inferiores de la zona de oxidación.

Fig. 5. Rodocrosita con textura bandeada rellenando fisuras en la roca de caja (granito). Veta Ortiz.

     No pudo realizarse un análisis de la zonación vertical de las vetas debido a que la mayor parte de los diversos niveles de las galerías se encontraban inaccesibles por anegamientos o derrumbes.

Modelo Genético

     Teniendo en cuenta la información existente sobre el depósito (Angelelli y Rayces, 1946; Varese y Navarro, 1949 y González Bonorino, 1950) y las observaciones y conclusiones obtenidas (Márquez Zavalía, 1988), se elaboró un modelo genético que comprende las siguientes etapas:

1) Durante el Mioceno superior, en el extremo E de la cadena volcánica Carachipampa-Farallón Negro-Capillitas, debido a su vinculación con un margen continental activo, se genera magma de composición basáltica y probable naturaleza shoshonítica de acuerdo a la distancia a la paleozona de subducción a la que se encuentra Capillitas. Este magma, posiblemente, produjo fusión cortical y dio lugar a una cámara magmática silícea estratificada. Posteriormente se produjo la erupción de los niveles superiores de composición riolítica a través de un conducto subcircular que dio origen a las brechas riolíticas que atraviesan el sustrato granítico del basamento peneplanizado y a la delgada capa de los estratos suprayacentes.

Fig. 6. Pirolusita y romanechita con textura bandeada coloforme y en la cavidad, calcofanita con textura en peine (nicoles cruzados, escala 50 µm). Veta Ortiz.

2) Luego se produjo la inyección del magma ácido que originó algunos diques y pequeños cuerpos riolíticos y, posteriormente, el ascenso de un producto hibridizado de composición intermedia (dacita Pan de Azúcar). Finalmente se produjo la erupción de algunas traquitas y basaltos que están representados por los diques ácidos y básicos instruidos en fracturas que a veces también fueron utilizadas por los fluidos hidrotermales. Parte de los basaltos acompañan todo el proceso y son anteriores a la dacita.

3) El próximo paso fue la intrusión somera de un cuerpo subvolcánico que no aflora con el nivel actual de erosión. Sin embargo, el foco térmico que generó, indujo un sistema geotérmico con participación de agua juvenil procedente de la cristalización del cuerpo subvolcánico y de agua meteórica. Su acción produjo una etapa inicial de alteración con desarrollo de silicificación y piritización de las vulcanitas en los sectores centrales y alteración fílica y argílica avanzada en las periféricas.

4) El enfriamiento de las rocas produjo cierta contracción de las mismas, y por las fracturas resultantes, los fluidos primarios, remanentes de la cristalización producida en la cámara magmática, invadieron la zona de alteración formada delante de ellos por los volátiles magmáticos de circulación más veloz. Allí se depositaron los metales debido a la dilución de los fluidos con aguas subterráneas, al subsecuente enfriamiento y quizá a una menor fo2 (fugacidad de oxigeno); este proceso sería coherente, ya que es característico de depósitos epitermales de alta sulfidación (White, 1991).

5) El basculamiento de un bloque del basamento condicionó la erosión de la superestructura volcánica hasta una altura próxima a su nivel actual, este proceso fue acompañado por la oxidación de los tramos superficiales del depósito. En algunos casos, el sector inferior de la zona de oxidación presenta procesos de reducción, quizá como consecuencia de un incremento de las precipitaciones durante el Plioceno.

María Florencia Márquez Zavalía

     Se doctoró en Geología en la Universidad Nacional de Salta (1988), donde comenzó su carrera docente y de investigación. Ingresó al CONICET en 1982 como becaria y en 1990 como investigadora asistente. Actualmente se desempeña en el Laboratorio de Petrografía y Geoquímica del IANIGLA y como profesora de Mineralogía en la Universidad Nacional de San Luis. Sus campos de interés abarcan el estudio de yacimientos epitermales y la detección geoquímica de contaminación ambiental producida por explotaciones mineras.

Referencias

ANGELELLI, V. y E.C. RAYCES. 1946. Estudio geológico minero del distrito cuprífero Capillitas, Departamento Andalgalá, Provincia de Catamarca. Informe Dirección General de Fabricaciones Militares, 42. Buenos Aires (inédito).

ACEÑOLAZA, F.G.; A.J. TOSELLI; F.R. DURAND y R. DÍAZ TADDEI. 1982. Geología y estructura de la región norte de Andalgalá. Provincia de Catamarca. Acta Geológica Lilloana, 16(1): 121-139. Tucumán.

GONZALEZ BONORINO, F. 1950. Geología y petrología de las hojas 12-D (Capillitas) y 13-D (Andalgalá). Boletín Dirección General de Industria y Minería, 70. Buenos Aires.

JICA. 1978-81. Informe de estudios básicos sobre la explotación de recursos minerales en la zona norte de la Republica Argentina. Cuatro etapas. Informes Dirección General de Fabricaciones Militares, 697, 736, 761, 830 y 831. Buenos Aires (inédito).

MÁRQUEZ ZAVALÍA, M.F. 1988. Mineralogía y génesis del yacimiento Capillitas (Catamarca, Republica Argentina). Tesis Doctoral Facultad de Ciencias Naturales, Universidad Nacional de Salta (inédita).

MÁRQUEZ ZAVALÍA, M.F. 1995. Texturas y Sucesión paragenética de las asociaciones minerales del yacimiento Capillitas, provincia de Catamarca. V Congreso Nacional de Geología Económica. San Juan.

TURNER, J.C.M. 1962. Estratigrafía de la región al naciente de la Laguna Blanca (Catamarca). Asociación Geológica Argentina, 17(1-2): 11-46. Buenos Aires.

VARESE, F. y H.B. NAVARRO. 1949. Distrito minero Capillitas. Informe geológico-minero. Informe Dirección General de Fabricaciones Militares, Capillitas (inédito).

VIRAMONTE, J.G.; M.A. GALLISKI; V. ARANA SAAVEDRA; A. APARICIO; L. GARÍA CACHO y 0. ESCORZA. 1984. El finivulcanismo básico de la depresión de Arizaro, provincia de Salta. IX Congreso Geológico Argentino, 3: 234-251. S.C. de Bariloche.

WHITE, N.C. 1991. High sulfidation epithermal gold deposits: characteristics and a model for their origin. Geological Survey of Japan, Report 277: 9-20.