METALOGÉNESIS Y SU RELACIÓN CON LA EVOLUCIÓN ...

Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOARelatorio del XX Congreso Geológico Argentino - Tucumán 2017

Zappett ini, E.O. 2017. Metalogénesis y su relación con la evolución tectonomagmática y tectonosedimentaria de la región noroeste, República Argentina. En: Muruaga, C.M. y Grosse, P. (Eds.), Ciencias de la Tierra y Recur-sos Naturales del NOA. Relatorio del XX Congreso Geológico Argentino, San Miguel de Tucumán: 939-961. ISBN 978-987-42-6666-8

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METALOGÉNESIS Y SU RELACIÓN CON LA EVOLUCIÓNTECTONOMAGMÁTICA Y TECTONOSEDIMENTARIADE LA REGIÓN NOROESTE, REPÚBLICA ARGENTINA

Eduardo O. ZAPPETTINI

Instituto de Geología y Recursos Minerales – SEGEMAR. Email: eduardo.zappett [email protected]

RESUMENEl noroeste argentino forma parte de los Andes Centrales, que constituyen uno de los cinturones orogénicos más ricos del mundo por su contenido en metales. El sur de Perú, Bolivia, el norte de Chile y el noroeste de la Argentina contienen las principales reservas geológicas de antimonio, bismuto, boro, cobre, estaño, indio, iodo, litio, plomo, molibdeno, renio, plata, tungsteno y zinc y varios yacimientos de clase mundial de estos metales. En particular se destacan en el área considerada yacimientos polimetálicos ricos en Sn (Pirquitas), tipo SEDEX (Aguilar), tipo pórfi do de Cu-Mo(-Au) (Taca Taca, Bajo de la Alumbrera, Agua Rica), depósitos evaporíticos portadores de Li-K-B (salar del Hombre Muerto, Rincón, Cauchari, Olaroz y Sal de Vida) y depósitos boratíferos alojados en sedimen-titas (Tincalayu, Loma Blanca y Sijes).En esta síntesis se presentan datos sinópticos de los principales recursos del noroeste argentino hasta los 28° S en su contexto geológico y tectónico y se esboza un análisis metalogenético, con la defi nición de provincias y fajas, se esboza un análisis de la importancia económica de los diversos modelos de depósitos en su contexto cronoestrati-gráfi co, y del peso económico relativo de los principales elementos metálicos y no metálicos, de modo de evaluar el potencial metalogenético regional. Palabras clave: metalogénesis, recursos minerales, modelos de depósitos, potencial metalogenético.

ABSTRACTMetallogeny and its relationship with the tectonomagmatic and tectonosedimentary evolution of northwestern Argentina. Northwestern Argentina is part of the Central Andes that constitute one of the richest orogenic belts in the world for its content in metals. Southern Peru, Bolivia, northern Chile and northwestern Argentina contain the largest geological reserves of antimony, bismuth, boron, copper, tin, indium, iodine, lithium, lead, molybdenum, rheni-um, silver, tungsten and zinc as well as several world-class deposits of these metals. Particularly noteworthy in the considered area are Sn-rich polymetallic deposits (Pirquitas), SEDEX type deposits (Aguilar), porphyry Cu-Mo(-Au) deposits (Taca Taca, Bajo de la Alumbrera, Agua Rica) Li-K-B rich evaporite deposits (Salar del Hombre Muerto, Rincón, Cauchari, Olaroz and Sal de Vida) and sediment-hosted borate deposits (Tincalayu, Loma Blanca and Sijes).This synthesis presents synoptic data of the main resources of northwestern Argentina, up to 28° S, in its geological and tectonic context and outlines a metallogenic analysis, with the defi nition of provinces and belts, outlines an analysis of the economic importance of the diff erent deposit models in their chronostratigraphic context, and the relative economic weight of the main metallic and nonmetallic elements, in order to evaluate the regional metal-logenic potential.Keywords: metallogeny, ore resources, deposit models, metallogenic potential.

INTRODUCCIÓN

Los Andes Centrales constituyen uno de los cinturones orogénicos más ricos del mundo por su contenido en metales y en varios de los países andinos se encuentran las principales reservas geológicas de antimonio, bismuto, boro, cobre, estaño, indio, iodo, litio, plomo, molibdeno, re-nio, plata, tungsteno y zinc y yacimientos de cla-

se mundial de varios de estos metales. Desde el punto de vista metalogenético en el noroeste de la Argentina confl uyen varias fajas defi nidas a es-cala continental, que incluyen la extensión orien-tal de las conocidas fajas cupríferas terciarias con extenso desarrollo en Chile (Paleógeno y Neóge-no), la prolongación austral de las fajas aurífera, estanno-argentífera y polimetálica boliviana, la provincia boratífera y una parte signifi cativa del

Relatorio - XX CGA - Tucumán 2017

Zappettini – Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA

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denominado “Triángulo del Litio”. Finalmente, hacia el sudeste se tiene la Provincia Pampeana con asociaciones metálicas propias de un ambien-te cratonizado.

Entre las contribuciones de carácter regional que sintetizan el conocimiento de la metalogenia del noroeste argentino se destacan los trabajos de Sureda et al. (1986), Alonso y Viramonte (1987), Sureda y Galliski (1989), Zappettini et al. (2001) y Gorustovich et al. (2011). La presente es una ver-sión actualizada de la presentación efectuada por el autor en el XI Congreso Argentino de Geología Económica (2016).

En los últimos veinte años se definieron en esta región recursos que elevaron a la categoría de de-pósitos de clase mundial a yacimientos como Taca Taca (Cu-Mo), Agua Rica (Cu-Mo-Au) y Pirqui-tas (Ag-Zn-Sn), y se incrementaron los recursos del distrito Aguilar (Pb-Ag-Zn). En su ámbito se inició en 1997 la primera gran explotación a cielo abierto de un sistema tipo pórfido en la República Argentina (Bajo de la Alumbrera Cu-Au-Mo) que fue uno de los 10 más grandes productores de Cu del mundo y el 14° más grande productor de Au. Además, contiene minerales industriales de especial interés, tales como los concentrados en depósitos evaporíticos: salar del Hombre Muerto, Rincón, Cauchari, Olaroz y Sal de Vida (Li-K-B) y Tincalayu, Loma Blanca y Sijes (boratos) que constituyen uno de los principales recursos de es-tos elementos en el mundo.

Provincias morfotectónicas

El cinturón andino es un sistema orogénico complejo, que tiene su máximo ancho (alrededor

de 800 km) en torno a los 18° S y comprende va-rias cordilleras, sierras, mesetas, cuencas y valles. La actividad sísmica afecta a todo el cinturón de los Andes, pero la zona de Benioff bajo el conti-nente exhibe diferencias importantes en la defini-ción y el ángulo de subducción, alcanzando una profundidad máxima cercana a 350 km en la parte central de los Andes.

En un contexto regional, el noroeste argentino (Figura 1) se localiza al sur del Codo de Arica u Oróclino Boliviano (18-19° S), donde el orógeno Andino alcanza un ancho máximo de 700 km. El espesor de la corteza continental varía entre 59 y 70 km en el sur del Perú, 49 a 80 km en el Altipla-no-Puna y entre 50 y 60 km por encima de la zona de subducción horizontal pampeana (McGlashan et al. 2008).

Las Sierras Subandinas-Sistema de Santa Bár-bara, al este de la Cordillera Oriental, marcan el piedemonte de los Andes y constituyen una faja plegada y corrida, activa desde el Mioceno, en la cual la deformación compresiva se manifiesta en acortamientos horizontales de hasta 250 km (Baby et al. 1993, Kley 1999), como consecuencia del ba-jocorrimiento del cratón brasileño a partir del Ce-nozoico tardío (Lamb et al. 1997).

La actividad volcánica que caracteriza a la re-gión situada entre los 17° y 28° S, conocida como Zona Volcánica Central, centrada desde el Mio-ceno a lo largo de la Cordillera Occidental y en la zona de trasarco del Altiplano-Puna, es conse-cuencia de la subducción de la placa de Nazca, con un ángulo cercano a los 30°, bajo el margen sudamericano. Hacia el N y el S se localizan seg-mentos de subducción actual subhorizontal con ausencia de volcanismo (Baranzagi e Isacks 1976,

Figura 1. Topografía y provincias morfotectónicas de los Andes Centrales CC: Cordillera de la Costa; DC+PC: Depresión Central + Precordillera; COC: Cordillera Occidental; A: Altiplano; P: Puna; COR: Cordillera Oriental; SS: Sierras Subandinas; SB: Sistema de San-ta Bárbara; SP: Sierras Pampeanas.



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Kay et al. 1999). Se caracteriza por la presencia de centenares de volcanes, ampliamente distribuidos a lo largo de esta región y calderas a las que se asocian importantes volúmenes de ignimbritas (Davidson et al. 1993). Su emplazamiento de ma-nera general está también controlado por grandes

GEOLOGÍA Y YACIMIENTOS ASOCIADOS

El basamento de los Andes Centrales

Los terrenos más antiguos reconocidos en el ba-samento de los Andes Centrales incluyen los terre-nos Arequipa-Antofalla y Pampia (Figura 3). Tosdal (1996) interpretó a partir de datos isotópicos de Pb la vinculación original del terreno Arequipa-Antofalla con el cratón Amazonas. Posteriormente se inter-pretó que este bloque era alóctono de la Amazonia y que habría acrecionado durante la orogenia Grenvi-lle-Sunsás (1,0-1,3 Ga) (Chew et al. 2007). La eviden-cia de corteza mesoproterozoica en su prolongación austral podría proporcionar evidencia para su cone-xión con los bloques de Maz y Río Apa, que consti-tuyen en conjunto el hipotético cratón Mara, modelo propuesto por Casquet et al. (2010, 2012).

La separación de Arequipa-Antofalla de Ama-zonia y Laurentia abrió los océanos Puncoviscana y Iapetus, respectivamente (Escayola et al. 2011). Su reacreción al margen continental habría ocurri-do hacia el Cámbrico inferior, origen de la defor-mación y magmatismo pampeanos.

La extensión del bloque de Antofalla debajo del Altiplano de acuerdo con los datos Hf repor-tados es consistente con los datos isotópicos de Pb de las rocas plutónicas del oeste de la Puna y con-firman la presencia de corteza de edad Sunsás en

Figura 2. Control estructural del volcanismo y depósitos minerales (modificado de Acocella et al. 2007).

fallas longitudinales y transversales, que constitu-yen un rasgo importante de la geología de los An-des (Figura 2), si bien los centros volcánicos pa-recen no guardar una relación estrecha con ellas sino a partir del Mioceno superior (Trumbull et al. 2006).

Figura 3. Terrenos del basamento de los Andes Centrales (modificado de Ramos et al. 2010).



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el noroeste de la Argentina (cf. Ramos 2008:Fig. 5, Poma et al. 2014).

El ciclo Proterozoico tardío-Paleozoico superior

La historia geológica de los Andes Centra-les durante este ciclo registra diversas etapas de extensión y acreción de terrenos parautóctonos, formación de cuencas y procesos orogénicos, rela-cionados con la dispersión del supercontinente de Pannotia y la separación de Laurentia de Gondwa-na (Hoffman 1991, Dalziel et al. 1994, Rapela 2000).

La cuenca Puncoviscana apoya sobre un basa-mento de edad Grenville-Sunsás (1.100-850 Ma) que predata la configuración del supercontinente Rodinia (Piper 1976, 2000, Meert y Torsvik 2003). En el ámbito de las Sierras Pampeanas Occiden-tales se asignan al Neoproterozoico-Eocámbrico metasedimentitas, esquistos, gneises y migmati-tas de grado medio a alto (sierras de Quilmes y Ambato), en tanto en el ámbito de la Puna (con-trafuertes de los salares Hombre Muerto y Cente-nario) se incluyen gneises de grado medio a alto con intercalaciones de rocas básicas y ultrabásicas asignados entre otras a la Formación Pachamama y al Complejo metamórfico Río Blanco.

Desde un punto de vista metalogenético son de importancia económica las calizas y calizas dolo-míticas de la Formación Volcán en Jujuy, cuyas re-servas alcanzan las 70 Mt y las calizas negras de la Formación Las Tienditas en Salta. En cuanto a con-centraciones metálicas hay niveles enriquecidos en Pb-Ag-Zn-Ba que han dado origen a mineralizacio-nes vetiformes vinculadas con la orogenia Tilcárica en Cordillera Oriental (Figura 4), pero cuya discri-minación de sistemas más jóvenes requiere un de-tallado análisis estratigráfico y estructural.

El arco magmático Tilcárico-Pampeano fue construido a lo largo del margen proto-andino de Gondwana occidental, representado por los crato-nes Amazonas y Río de la Plata previamente amal-gamados, y probablemente se inició a finales del Ediacariano después de los 600 Ma (Escayola et al. 2011), si bien hay autores que indican su inicio ca. 550 Ma (Rapela et al. 1998, Schwartz et al. 2008). El cese de la actividad magmática vinculada a sub-ducción entre ca. 515 y 495 Ma ha sido interpretada como debido a la colisión de una dorsal en el mar-gen de Gondwana (Schwartz et al. 2008). La oroge-nia Tilcárica-Pampeana fue de corta duración (ca. 530-515 Ma) y afectó las secuencias sedimentarias del Neoproterozoico-Eocámbrico (Martino et al. 2009, Drobe et al. 2009). El evento plutónico ha sido reconocido inicialmente en las provincias de Jujuy y Salta y hay evidencias de su existencia en las sierras

de Ancasti, Ambargasta y Córdoba. En el noroes-te comprende los granitos Cañaní, Tipayoc, Santa Rosa de Tastil, Chañi y Mojotoro, todos los cuales son post-tectónicos, con edades entre 536 y 511 Ma (Aparicio González et al. 2011 y referencias allí cita-das). Se asocian a este magmatismo pegmatitas en el distrito Centenario, emplazadas en metamorfitas de facies de anfibolita de media presión. Alcanzan 100 m de largo y 1-3 m de ancho y son portadoras de muscovita de grado 2 (Galliski 2009).

Durante el Cámbrico inferior, se produjeron procesos extensionales con adelgazamiento corti-cal, que siguieron la antigua línea de sutura entre los terrenos Arequipa-Antofalla y Pampia, lo que originó una extensa cuenca sedimentaria marina con registros en Puna y Cordillera Oriental (Bahl-burg 1998, Aceñolaza 2003) a lo largo de cuyo eje se emplazaron intrusivos y rocas volcánicas má-

Figura 4. Evolución de la cuenca Puncoviscana, orogenia Tilcárica y magmatismo Pampeano y yacimientos asocia-dos (modificado de Ramos 2008).



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ficas-ultramáficas interpretadas como rocas oceá-nicas de retroarco (Blasco et al. 1996) o bien como rocas de arcos de islas (Coira et al. 1999).

Al oeste de la cuenca ordovícica, sobre el blo-que de Arequipa-Antofalla, se desarrolló un mag-matismo de arco representado por los granitoides de la “Faja Eruptiva Occidental” (Mpodozis et al. 1983, Page y Zappettini 1998). En el borde oriental de la misma cuenca ordovícica se ha reconocido un magmatismo de esa edad, de carácter peralu-minoso, probablemente asociado a transtensión y subducción oblicua (“Faja Eruptiva Oriental”; Coira et al. 1999). Constituyen el arco Famatinia-no, que inició ca. 495 Ma, posiblemente por reesta-blecimiento de la subducción a lo largo del límite exterior del arco. La disminución de la convergen-cia asociada con la acreción final de Cuyania hacia los 436 Ma condujo a la terminación de magma-tismo de arco Famatiniano (Mulcahy et al. 2014).

Asociado al magmatismo Famatiniano hay pegmatitas que en su mayoría son del tipo LCT y pertenecen a las clases de muscovita y de elemen-tos raros (Figura 5). El distrito de Ancasti compren-de pegmatitas alojadas en micaesquistos y gneises, distribuidos en varios grupos con predominio de los subtipos berilo-columbita-fosfato y espodume-no. El Quemado es un distrito alojado en hornfels y micaesquistos y comprende pegmatitas de los subtipos petalita y berilo-columbita-fosfato, forma-das por fraccionamiento cristal-fundido extremo, probablemente de granitos parentales peralumino-sos, cuya fuente pudieron ser rocas asignables a la Formación Puncoviscana, tal como señala Galliski (2007). Las pegmatitas de la zona de Cerro Blan-co, entre Tacuil y salar de Diablillos se adscriben a esta época. Alcanzan miles de metros de extensión y hasta 25 m de potencia; son portadoras de berilo (Castillo 1978). El distrito de Quilmes, emplazado en gneises de grado metamórfico mediano a alto, comprende pegmatitas minadas por mica y, como accesorio, berilo.

Los depósitos siliciclásticos del Grupo Mesón (Cámbrico medio a superior), depositados en una cuenca intracratónica angosta y elongada en sen-tido N-S restringida al ámbito de la Cordillera Oriental, constituyen el primer antecedente de las

ingresiones marinas paleozoicas desarrolladas en el noroeste argentino.

La expansión de la cuenca en el Cámbrico supe-rior-Ordovícico (Grupo Santa Victoria) se debió a la acentuación de los procesos distensivos que ha-bían originado aquella, más restringida, del Grupo Mesón. Rocas clásticas se depositaron en facies de plataforma en el ámbito de la Cordillera Oriental y hacia el oeste como depósitos turbidíticos en la Puna. La cuenca del Ordovícico en la Puna argen-tino-chilena se desarrolló como una cuenca de re-troarco.

El vulcanismo submarino, simultáneo con las se-dimentitas del Ordovícico, favoreció el proceso de concentración de acumulaciones de Pb-Zn-Cu y Ba que se extienden como un cinturón, desde el noroes-te de Argentina con mineralizaciones tipo SEDEX (distrito Aguilar, mina La Colorada) hacia el norte hasta la latitud de Cerro de Pasco, Perú (Figura 5).

En Aguilar la producción sistemática comenzó en 1936, habiéndose extraído más de 35 Mt con una ley de 6,00% Pb, 7,50% Zn y 120 g/t Ag. Los recursos medidos e indicados a 2014 eran 7,1 Mt; 4,2% Zn, 4,3% Pb, 98 g/t Ag e inferidos: 1,8 Mt 6% Zn, 5% Pb, 100 g/t Ag (Glencore 2014). En mina El Aguilar, los cuerpos mineralizados tienen es-pesores entre 5 y 80 m, 50 a 300 m de ancho y una extensión en sentido N-S de alrededor de 2 km; en el sector septentrional de la mina la mineraliza-ción se interrumpe por fallamiento y continúa en profundidad en la denominada Capa A Contacto, con recursos del orden de 2 Mt de mena masiva. Otros depósitos del distrito son las minas Espe-ranza (con leyes de 2,5% Pb, 6,0% Zn y 60 g/t Ag), Rincón (320.000 t con 4,2% Pb, 6,4% Zn y 89 g/t de Ag) y Oriental (2 Mt con 2,5% Pb, 3,9% Zn y 74 g/t Ag). La mineralogía consiste en esfalerita, galena argentífera y pirita; entre los componentes meno-res hay pirrotina, calcopirita, tetraedrita, tennanti-ta, pirargirita, arsenopirita y magnetita. Los yaci-mientos de la sierra de Aguilar (Sureda y Martin 1990, Martín et al. 1994) corresponden a depósitos de origen sedimentario-exhalativo relacionables a fuentes geotermales en parte exhalativas que die-ron lugar a la formación de salmueras metalífe-ras densas en el fondo marino del Tremadociano inferior. El desarrollo de fallas gravitacionales in-traordovícicas originadas por rifting y que delimi-tan cuencas menores de tercer orden habrían con-trolado las emisiones hidrotermales submarinas.

Mina La Colorada corresponde a un cuerpo estratificado compuesto por niveles de sulfuros masivos a semimasivos con espesores de 2,5 a 10,8 m y leyes de hasta 10% de Zn, 7% de Pb, 2,11% de Cu y 13 g/t de Ag. Algunos niveles contienen hasta 0,7 g/t de Au (Zappettini et al. 1991).

Figura 5. Cuencas eopaleozoicas y magmatismo famatinia-no y yacimientos asociados (modificado de Ramos 2008).



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El cierre y colapso de la cuenca ocurrió hacia el Ordovícico superior y está indicado por la defor-mación de vergencia oeste observada en el ámbito de la Puna (Ramos 2000, Rapela 2000), evento de-formacional asignado a la orogenia Oclóyica, que generó el levantamiento de la Protopuna (Arco Puneño), formando un elemento topográfico positivo que separó, en el Devónico-Carbonífe-ro inferior, la cuenca paleozoica de la Cordillera Oriental, de la localizada al oeste en la región que comprende la Puna occidental y el norte chileno.

La deformación que afectó a la secuencia or-dovícica originó vetas de cuarzo de segregación emplazadas siguiendo ejes de plegamiento (con estructuras tipo “saddle reef”), así como vetas concordantes con la estratificación y otras contro-lados por fallas. Algunos depósitos son removi-lizaciones de sulfuros masivos singenéticos. La mineralización consiste en oro nativo, pirita, ar-senopirita cantidades subordinadas de calcopiri-ta, galena y blenda, en una ganga de cuarzo. Se destacan el distrito Rinconada (con recursos en el orden de las 75 t Au), que incluye la mina El Torno (6,2 t Au potencial) cuya mineralización fue data-da en 440 ± 18 Ma (Re-Os en pirita; Bierlein et al. 2005), así como el área de Olaroz Chico y la mina Incahuasi, cuya alteración hidrotermal fue datada en 415,4 ± 3,7 Ma (K/Ar en sericita; Zappettini et al. 2001). El frente orogénico Oclóyico localizado en el ámbito de la Cordillera Oriental compren-de mineralizaciones primarias auríferas y secun-darias aluvionales que constituyen el distrito de Santa Victoria (Sureda et al. 1991), cuyo potencial ha sido escasamente evaluado.

La sedimentación paleozoica continuó, al este del Arco Puneño, en la actual Cordillera Oriental y región subandina, donde se acumularon varios kilómetros de espesor de sedimentos marinos y continentales entre el Paleozoico inferior y el Me-sozoico temprano (Allmendinger et al. 1997).

La cuenca siluro-devónica subandina se de-sarrolló con posterioridad al evento diastrófico Oclóyico, con una disposición paralela al borde Pacífico del continente y gran desarrollo en el norte de la República Argentina donde llega a su-perar los 3.000 m de espesor. Se extiende en pro-fundidad hasta la actual Llanura Chacopampeana y los depósitos están en general compuestos por una alternancia de facies marinas distales con otras marinas más proximales (Figura 6).

Las rocas del Silúrico asignadas a la Formación Lipeón en la cuenca sedimentaria del Paleozoico comprenden niveles con mineralización de hierro oolítico o tipo Clinton. Las menas contienen he-matita oolítica como mineral principal, así como siderita y chamosita. La hematita ha reemplazado

Figura 6. Desarrollo de las cuencas siluro-devónicas y carboníferas de antepaís.

biotita y/o muscovita lo largo del clivaje o de los bordes de grano, lo que indica que precipitó por reacción química.

La cuenca silúrica en el norte de Argentina tiene un importante potencial en mena de hierro, pero los aspectos económicos dependen de factores ta-les como las extensiones verticales y laterales de los cuerpos mineralizados, las variaciones en las leyes de Fe y aspectos estructurales tales como ple-gamiento, fallamiento y disposición de las capas. Aunque los niveles mineralizados afloran a lo largo de cientos de kilómetros en dirección N-S, los prin-cipales depósitos (Zapla, Unchimé y Río Iruya) se encuentran entre los 24° y 25° S, cerca de los 65° O. Las reservas totales preminado fueron estimadas en 300 Mt de mineral, con 40% de Fe (Angelelli et al. 1970).

Las secuencias carboníferas-eomesozoicas es-tán separadas de las unidades siluro-devónicas mediante una discordancia angular, claramente reconocible en la Cordillera Oriental.

Durante el Carbonífero temprano, hacia los 330 Ma se reinició el magmatismo a lo largo del margen de Gondwana en los Andes centrales y meridionales (e.g. Kay et al. 1989, Breitkreuz y van Schmus 1996). En el ámbito de las Sierras Pampea-nas Orientales se emplazaron a lo largo de más de 1.000 km stocks graníticos de intraplaca relacio-nados con la orogenia Chánica-Achaliana (Page y Zappettini 1999, Alasino et al. 2012). La mayoría de los granitoides se emplazaron siguiendo zonas de cizalla prominentes (Höckenreiner et al. 2003) ori-ginadas durante la orogenia Famatiniana. Son de tipo A (Dahlquist et al. 2006, 2010) y están locali-zados en un ambiente de retroarco en relación al magmatismo contemporáneo de tipo I desarrolla-do hacia el oeste.

Asociadas al magmatismo carbonífero hay peg-matitas del tipo NYF (Nb-Y-F) de la clase miarolíti-ca, subclase de elementos raros, posiblemente del tipo gadolinita-fergusonita en El Portezuelo, Papa-chacra (Colombo 2006). Con el magmatismo tipo A se vinculan mineralizaciones metasomáticas y veti-formes de W-Sn (sierra de Fiambalá; Fogliata et al. 2008) (Figura 7). Hay, además, depósitos vetiformes auríferos vinculados espacialmente a estas cúpulas graníticas (distrito Culampajá), si bien no se descar-ta su posible relación con el magmatismo neógeno.



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Por otra parte, hay vetas y stockworks perigraní-ticos con mineralización uranífera (mina Franca), emplazados en una faja periférica al Granito Los Ratones (336 ± 4 Ma, Ar-Ar en biotita), pero cuya edad de mineralización es de 113,6 Ma (207Pb/235U) y 51,4 Ma (206Pb/238U) en pechblenda, y puede ser vinculada a la extensión cretácica-paleógena.

En el ámbito de la Puna afloran cuerpos graní-ticos correspondientes al extremo septentrional del magmatismo Gondwánico (Provincia Magmática Choiyoi) sin evidencias de mineralización asociada.

Este ciclo magmático culminó en el Pérmico superior-Triásico con un nuevo período sin sub-ducción activa, la que se reanudó en el Jurásico In-ferior (ciclo Andino; Mpodozis y Ramos 1990) con la implantación de un arco magmático en la actual Cordillera de la Costa del norte de Chile (Ramos 2000), si bien ya hay evidencias restringidas en el Triásico Medio de magmatismo de arco con mani-festaciones de tipo pórfido de cobre asociadas (cf. Munizaga et al. 2008, Poma et al. 2014).

El ciclo Andino

La evolución de los Andes durante el Meso-zoico-Cenozoico se puede explicar consistente-mente en términos de la interacción de las placas litosféricas continental y oceánica, estudiada por numerosos autores, entre ellos Jordan et al. (1983), Jordan y Alonso (1987), Isacks (1988), Soler y Bon-homme (1990), Allmendinger et al. (1997), James y Sacks (1999), Kay et al. (1999), Gutscher et al. (2000), Tosdal y Richards (2001), Kay y Mpodozis (2001), Beck y Zandt (2002) y Oncken et al. (2006). Estos estudios indican, en su conjunto, que el arco Andino está segmentado e involucra secciones de subducción plana y normal alternadas y que el vulcanismo, que es episódico y migra desde la fosa a medida que el ángulo de subducción dis-

minuye, cesa cuando la cuña astenosférica entre la losa subductada y el manto litosférico se vuelve demasiado delgada o demasiado deshidratada. La fusión y magmatismo consecuente están in-ducidos por la deshidratación de la placa subduc-tada e hidratación de la cuña astenosférica y de la litósfera que la sobreyace, en tanto la composi-ción de los magmas es variable y está controlado por fenómenos de fusión, asimilación, almacena-miento y homogeneización (“MASH”; Hildreth y Moorbath 1988).

A partir del Jurásico la evolución de los Andes Centrales estuvo controlada por la subducción de la placa Aluk bajo la placa sudamericana. Ello ori-ginó un arco magmático bien desarrollado y, ha-cia el este, un sistema de cuencas de intraarco y de trasarco e intracratónicas, con las que en parte se asocia magmatismo alcalino. Las etapas tempranas de este sistema están bien representadas en la Cor-dillera de la Costa del norte de Chile (Mpodozis y Ramos 1990) en tanto hacia el este se formaron cuencas de trasarco (Ardill et al. 1998, Jaillard et al. 2000) que recibieron una importante sedimen-tación marina carbonatada y continental terrígena hasta el Cretácico Inferior.

En relación con las etapas iniciales de rifting se generaron mineralizaciones polimetálicas asigna-bles al modelo “cinco elementos” con paragénesis de U, Ni, Co, Ag, Bi (Figura 8): Purísima-Rumicruz (López 2011), La Niquelina y La Esperanza (Lurgo Mayón 1999).

Mineralizaciones de Pb-Ag-Zn-Ba de Cordi-llera Oriental (Pumahuasi y parte de las vetas del distrito Santa Victoria) pueden asignarse a esta eta-pa (Figura 8), siguiendo el modelo de Zappettini et al. (2015). Datos isotópicos de Pb en estas minera-lizaciones indican que son de origen cortical y se habrían movilizado por lixiviación de la pila sedi-mentaria, descartándose su vinculación con nive-

Figura 7. Ambiente tectónico de emplazamiento del magmatismo carbonífero (adaptado de Alasino et al. 2012).



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les sedimentario-exhalativos ordovícicos, aunque no se excluye su eventual existencia en la región (Sangster 2001).

Durante el Cretácico Inferior, una fase de ex-tensión posiblemente generada por un proceso de “roll-over”, dio lugar, en el noroeste de Argentina, a la implantación de un sistema de fallas exten-sionales profundas que originaron un sistema de cuencas intracontinentales rellenadas por los sedi-mentos del Grupo Salta (Salfity y Marquillas 1999).

En este ambiente se formaron los depósitos Martín Bronce (3,2 Mt, 2,41% Cu y contenidos va-riables de Zn, Ag y Au) y León (Juramento) (44,7 Mt, 0,8% Cu, 21,8 g/t Ag) (Figura 9). Este último consiste en sulfuros de metales de base de grano fino diseminados en niveles sedimentarios lagu-

nares a marinos (formaciones Lecho y Yacoraite, del Subgrupo Balbuena de edad maastrichtia-na-daniana). Estos sedimentos habrían sido su-ficientemente porosos y permeables durante la diagénesis temprana, de modo que fluidos meta-líferos provenientes de las capas rojas subyacentes (Formación Pirgua) produjeron la sustitución pro-gresiva de pirita singenética por sulfuros de meta-les base (esfalerita, galena, tetraedrita argentífera y sulfuros ricos en cobre: calcopirita, bornita y cal-cosina). Los sulfuros presentan zonación vertical, con el Cu distribuido en los niveles estratigráficos más bajos y el Pb-Zn por encima; finalmente en los niveles superiores de la Formación Yacoraite hay pirita no reemplazada. El aporte de metales en un ambiente oxidado de baja temperatura de

Figura 8. Evolución tectónica de los Andes Centrales y depósitos minerales asociados (adap-tado de Mpodozis y Ramos 1990).



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salmueras concluyó con la silicificación que selló los niveles carbonáticos. Las características de la mineralización y su ambiente de formación son consistentes con un modelo genético del tipo SSC (cobre estratiforme alojado en sedimentos) (Du-rrieux y Brown 2007).

Asimismo, se vinculan con esta época minera-lizaciones estratiformes portadoras de U-V-Cu (Fi-gura 9) tales como Don Otto (0,6 Mt, 1,0‰ U3O8) (Romano 1999) y Los Berthos (0,3 Mt, 1,42‰ U3O8, 0,619% V2O5) (Bustos et al. 1988).

En cuanto al magmatismo en esta etapa, se han identificado tres pulsos correspondientes a las eta-pas de pre, sin y post-rift (Viramonte et al. 1999) de los cuales los dos primeros tienen mineralizaciones asociadas.

La etapa pre-rift, de edad jurásica superior-cre-tácica inferior, comprende en el ámbito de Pu-na-Cordillera Oriental granitoides anorogénicos de derivación cortical (batolito de Tusaquillas y stocks Abra Laite, Aguilar y Toldo).

Con este magmatismo se vincula una mine-ralización de W en vetas y greisens (Figura 9), emplazada en niveles de cúpula del batolito de Tusaquillas (Zappettini 1989). Evidencias de meta-somatismo con generación de greisens se observan en el stock Abra Laite y en el Granito Toldo. El Gra-nito Aguilar muestra indicios de mineralización sin interés económico con una asociación Mo-F, carac-terística del ambiente tectónico considerado. Hay

asimismo manifestaciones minerales vetiformes de escaso volumen correspondientes a la asociación Pb-Ba en el extremo sur del batolito de Tusaquillas.

La etapa sin-rift, de edad cretácica y que algu-nos autores vinculan con la apertura del océano At-lántico, dio lugar al emplazamiento de intrusivos con afinidades tipo A (de intraplaca a extensional) máfico a félsico de origen mantélico (stock com-puesto de Castro Tolay) y félsico de fuente cortical predominante (lacolito compuesto de Rangel, stock Fundición y lacolito Hornillos), que dio origen a cuerpos tardío-magmáticos a hidrotermales carbo-natíticos y vetas asociadas, con una mineralización ETR-Th (Figura 9). Los depósitos se restringen a la sierra de Cobres, área comprendida entre el río de las Burras y la localidad de Cobres, vinculados con el lacolito compuesto de Rangel (distrito Rangel: 6 Mt con 0,5% ETR y 0,5% Th) y a manifestaciones si-milares menores, relacionadas con el intrusivo sie-nítico de Fundición y con el lacolito de Hornillos (Zappettini 1999).

Los primeros episodios de compresión “andi-na” ocurridos durante el Cretácico Superior (Mé-gard 1984), fueron seguidos por el desplazamiento del frente magmático hacia el este (Boric et al. 1990).

El magmatismo mesozoico andino incluye se-ries calcoalcalinas y alcalinas, estas últimas en la región de retroarco. Además, se han reconocido rocas shoshoníticas tanto en el arco magmático del Jurásico-Cretácico temprano en Chile central

Figura 9. Bosquejo paleoestructural del rift cretácico-paleógeno (modificado de Starck 2011) y depósitos minerales asociados.



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(Levi et al. 1988) como en el retroarco del Terciario del noroeste de Argentina (Sasso y Clark 1998).

A pesar de que en términos generales se ha mencionado un desplazamiento del magmatismo hacia el este en relación con una horizontalización progresiva de la placa subductada debido a una aceleración de la tasa de convergencia de las placas tectónicas (Sillitoe 1988, 1992), Sasso y Clark (1998) demostraron, para el Mioceno medio, que el arco no se desplazó sino que se expandió hacia el este. Evidencias similares se observan, aunque más ais-ladamente, en el Paleógeno (Trumbull et al. 2006).

En el Eoceno superior-Oligoceno inferior, en coincidencia con un período de convergencia rá-pida y oblicua de placas (Pardo-Casas y Molnar 1987), tuvo lugar la orogenia Incaica que originó la proto-Cordillera Oriental que aisló el Altiplano de la zona subandina (Hérail et al. 1996, Lamb et al. 1997), en tanto se desarrollaba una sedimenta-ción sinorogénica en extensas zonas del Altiplano y la Puna (Sempere 1995, Coutand et al. 2001), que contiene en Argentina depósitos estratoligados de Cu de escasas dimensiones con mineralización diseminada y vetiforme (Los Colorados, Aguas Amargas, Cortadera, Las Vertientes) alojada en niveles de areniscas conglomerádicas (Formación Vizcacheras).

En el Oligoceno se produce la ruptura de la placa Farallón en las placas Cocos y Nazca, lo que condujo a una convergencia más ortogonal entre las placas Nazca y Sudamericana, dando lugar a un incremento de la actividad magmática en los Andes Centrales (Stern 2004), que alcanza la región de la Puna (Figura 8). A esta época, caracterizada por la formación de yacimientos gigantes de Cu en Chile (Chuquicamata, Escondida, entre otros) se asigna el pórfido de Cu-Mo-Au Taca Taca ligera-mente más joven que los depósitos chilenos y ori-ginalmente asignado al Carbonífero (Sillitoe 1980). El depósito de Taca Taca (15,5 Mt Cu, 0,6 Mt Mo, 440,63 t Au, 1685,2 t Ag; Sim et al. 2013) está vincu-lado con diques de pórfido riodacíticos (29,3 ± 0,57 Ma U-Pb en circones) relacionados a un stock no aflorante, intruidos en granodioritas ordovícicas (441,5 ± 3,4 Ma U-Pb en circones) (Almandoz 2008). La mineralización hipógena (29 ± 0,2 Ma Re-Os) consiste en calcopirita, pirita y de manera subor-dinada bornita, calcosina, digenita y molibdenita asociada con stockworks de cuarzo. Hay alteración potásica (28,96 ± 0,16 Ma Ar-Ar en biotita), propilí-tica, y fílica generalizada. Afloran en una superficie de 3,0 km por 2,7 km extendiéndose en profundi-dad hasta más de 900 m. Presenta una zona de en-riquecimiento supergénico (21,2 ± 0,2 Ma K/Ar en alunita secundaria), mejor desarrollado en el sec-tor norte del yacimiento y una zona lixiviada rica

en oro, de hasta 300 m de espesor, con hematita, jarosita y goethita. Otros estilos de mineralización identificados en la propiedad incluyen vetas de cuarzo-hematita con cobre-oro situadas inmediata-mente al norte y al oeste del pórfido.

Se identificó cobre exótico en las gravas basales del salar de Arizaro, hacia el sur del yacimiento. Consiste en un nivel con brochantita con 486 ppm Cu y una potencia de 14 m y un nivel con Cu nativo con 1,2% Cu y una potencia de 6 m. Su mineralo-gía fue controlada por las condiciones de Eh-pH de las aguas subterráneas y su morfología por la topografía antigua alrededor del pórfido. Las con-diciones climáticas y tectónicas favorables para la formación de depósitos de Cu exóticos existieron en los Andes del sur de Perú, norte de Chile y en la Puna argentina entre los 12° y 27° S (Munchma-yer 1996), donde las condiciones de aridez se esta-blecieron hacia los 15 Ma (Vandervoort et al. 1995, Gregory-Wodzicki 2000). Munchmayer (1996), en tanto, estima que los episodios de mineralización exóticos se produjeron principalmente durante el Mioceno inferior.

Durante el Oligoceno superior y el Mioceno in-ferior (26-19 Ma) se formaron cuencas intramon-tanas continentales, en la zona del Altiplano, don-de se acumularon potentes secuencias de capas rojas, depósitos en parte sinorogénicos, asociados a varios pulsos de deformación compresiva (e.g. Kennan et al. 1995). Se adscribe a este ambiente el depósito Eureka, consistente en un paleoplacer de oro alojado en conglomerados de la Formación Cabrería que comprende asimismo una minerali-zación epigenética estratoligada de cobre.

La actividad magmática vinculada con la con-vergencia rápida casi ortogonal de la placa Nazca al margen sudamericano (Pardo-Casas y Molnar 1987, Somoza 1998) está representada en el noroes-te de Argentina por intrusivos peraluminosos y por complejos subvolcánicos (Clark et al. 1984, Red-wood 1989, Heuschmidt y Miranda-Angles 2000). La ausencia de magmatismo entre los 20° y 24° S (Gardeweg y Ramírez 1984) sugiere una subhori-zontalización de la placa subductada en este sector de los Andes para esta época (Kay et al. 1999).

En el Mioceno medio, la extensión de la zona sin magmatismo se redujo al área comprendida entre los 22°30’ y 24° S hasta finalmente despare-cer, mientras que, hacia el sur, hasta los 26° S se produjo una expansión del magmatismo hacia el este. La incorporación de la dorsal de Juan Fer-nández en la zona de subducción hacia los 18-11 Ma (e.g. Yáñez et al. 2001) condujo a la horizonta-lización de la placa subductada, lo que generó el “gap” volcánico entre 27° y 33° S. En esta época se generaron en el ambiente de la Puna jujeña mine-



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ralizaciones epitermales polimetálicas (Chinchi-llas, 13 Ma) y polimetálicas tipo Boliviano (Pirqui-tas), en tanto en Salta y Catamarca se emplazaron mineralizaciones tipo pórfido de Cu-Mo y Cu-Au (Pancho Arias: 15,4 Ma, Sillitoe 1977; Incahua-si-Las Burras-Inca Viejo: 15 Ma; Lindero-Arizaro: 16,5 Ma; Samenta), epitermales auríferos de alta sulfuración (Diablillos, 12,25 Ma) y depósitos me-tasomáticos de Fe-Cu (El Acay, 18,9 Ma) (Petrino-vic et al. 1999).

Entre los pórfidos se destaca Lindero, que tie-ne una forma semicircular de 600 m de diámetro y que se extiende hasta una profundidad de 600 m. La distribución de la mineralización de Cu-Au tipo stockwork muestra una fuerte relación con la litología. Se han estimado 128,7 Mt 0,1% Cu 0,53 g/t Au de recursos medidos e indicados y 59,7 Mt 0,37 g/t Au 0,09% Cu de recursos inferidos (Tietz et al. 2013). Los contenidos más altos de Au y Cu se asocian comúnmente con cuarzo sigmoidal, cuar-zo-magnetita-sulfuros, biotita-magnetita-calcopiri-ta, stockworks de magnetita-calcopirita y cuarzo-li-monita-hematita que están fuertemente asociados con la alteración potásica. Esta asociación es muy común en la zona este del depósito, donde se en-cuentran los mayores contenidos de Au. Donde la intensidad de la fracturación es menor, la mine-ralización tiende a ser más débil y las leyes en Au tienden a ser más bajas (aproximadamente 0,4 g/t). La mineralización se caracteriza por la presencia de oro libre, que se asocia con calcopirita y/o magne-tita. La zona de oxidación está poco desarrollada y alcanza un espesor promedio de 44 m.

El depósito Arizaro tiene dimensiones superfi-ciales similares a Lindero, con una extensión de 650 m en dirección N-S y 600 m en dirección E-O. La mineralización de Au y Cu está asociada con una fuerte alteración potásica con una zona circundan-te de alteración propilítica. El núcleo de mayor ley del depósito, con un promedio de 0,6 g/t Au, se ca-racteriza por brechas con magnetita ricas en biotita. Se han estimado recursos indicados que alcanzan 31 Mt con 0,34 g/t Au e inferidos que suman 27,4 Mt con 0,26 g/t Au. Rodeando las brechas minerali-zadas, la ley promedio es 0,2 g/t Au. La ley de cobre (entre 0,15% y 0,28%) es bastante constante en todo el yacimiento. En las brechas se observan venas delgadas de menos de 5 cm de ancho de cuarzo y magnetita, cuarzo, cuarzo-sulfuro, biotita-calco-pirita y una fase tardía de anhidrita-sulfuro, junto con diseminaciones de calcopirita-magnetita. En algunas zonas, la densidad del venilleo es alta, for-mando stockworks. La calcopirita y bornita son los principales minerales de cobre, habiéndose identi-ficado además crisocola y brochantita en los 50 a 100 m superiores. El oro se asocia principalmente

con la calcopirita, cuarzo y venillas de anhidrita. La magnetita es común como reemplazos masivos de la matriz de las brechas, en venillas y como disemi-naciones.

Río Grande es un pórfido de Cu-Au asociado a un cuerpo andesítico (16,5 Ma) con afinidades al-calinas al que se asocia mineralización disemina-da y en venillas con calcopirita, pirita y magnetita. En la zona de oxidación hay malaquita, crisocola y trazas de azurita. La zona de enriquecimiento supergénico alcanza hasta 400 m de profundi-dad. El oro se encuentra tanto en la zona primaria como en la de oxidación. Las alteraciones hidro-termales principales son potásica, sódico-cálcica, propilítica y de óxidos de hierro, estando la mine-ralización de Cu-Au restringida a la primera. Se han estimado 55,26 Mt de recursos indicados con 0,342% Cu, 15,9 ppm Mo, 0,359 g/t Au y 4,38 g/t Ag y 101,09 Mt de recursos inferidos con 0,303% Cu, 16,4 ppm Mo, 0,308 g/t Au y 4,45 g/t Ag (Mo-rrison y Brown Grant 2012).

El depósito Diablillos está situado cerca de la intersección de la zona de falla Diablillos-Cerro Galán de orientación N-S con el lineamiento NO-SE Cerro Ratones. Waldegger (2009) estimó 21,6 Mt con 0,922 g/t Au y 111 g/t Ag (recursos indica-dos) y 7,2 Mt con 0,807 g/t Au 27 g/t Ag, en tanto los recursos medidos e indicados a 2015 son 20,41 Mt con 109,4 g/t Ag 0,9 g/t Au. El autor mencio-nado describió varias zonas con mineralización epitermal de alta sulfuración con una significati-va asociación supergénica. La zona principal de la mineralización, llamada El Oculto, está alojada en una secuencia volcánica andesítica. Edades Ar-Ar de 13,32 ± 0,52 Ma a 14,16 ± 0,77 Ma permiten asig-nar estas volcanitas a la Formación Tebequincho. Una datación de alunita hipogénica entre 12,25 ± 0,37 Ma y 12,55 ± 0,16 Ma indica que la actividad hi-drotermal se produjo al menos 1 Ma después de la actividad volcánica principal. La edad mínima de la mineralización fue calculada en 11,20 ± 0,37 Ma a partir de alunita en una vena estéril (Stein 2001). La mineralización más profunda está alojada en gra-nitoides ordovícicos del Complejo eruptivo Oire y en metasedimentitas neoproterozoica a cámbricas del Complejo metamórfico Río Blanco. El empla-zamiento de la mineralización fue controlado por sistemas de falla de orientación NE y E-O y por estructuras de cizalla así como por la discordancia basal y fracturación subhorizontales. La alteración hidrotermal más común es la asociación sílice-arci-lla-alunita-jarosita, indicativa de un entorno de lixi-viación ácida fuerte, observándose una correlación entre Au y SiO2 positiva significativa.

Mina Pirquitas es un clásico yacimiento polime-tálico del sub-grupo de Ag-Sn, también conocido



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como de tipo Boliviano (Chayle 1999). Constituye el extremo austral de la Faja Estannífera de Bolivia, que se extiende entre el sur de Perú y el noroeste de Argentina. La mineralización está alojada en la Formación Acoite, de edad ordovícica, un conjun-to de areniscas y limolitas fuertemente plegado y afectado por fallas inversas por efecto de la oroge-nia Oclóyica. Está constituida por un importante sistema de vetas ricas en sulfuros que cortan los planos axiales de los pliegues y el clivaje con ángu-los altos. Se reconocen dos sistemas de vetas prin-cipales. El primero, con orientación 105° incluye las vetas Potosí, San Miguel, Chocaya-Oploca, San Pedro, Llallagua, Chicharrón y Colquiri. Potosí es la veta principal, con una longitud de unos 500 m y un espesor máximo de 2,5 a 3 m. Las otras vetas de este conjunto tienen longitudes entre 50 y 150 m, con un ancho promedio de 30 a 50 cm. El segundo sistema de rumbo NO-SE está representado por las vetas Veta Blanca y Colquechaca y se encuentran al norte de la veta Potosí.

La explotación a cielo abierto involucra por-ciones no minadas previamente de las vetas Po-tosí y San Miguel, además de un conjunto de ve-tillas con sulfuros y mineralización diseminada asociada. La mineralización, alojada en fracturas y brechas, consiste en pirita, pirrotina, esfalerita y wurtzita con casiterita accesoria y una gran va-riedad de sulfuros y sulfosales de Ag-Sn-Zn (Pb-Sb-As-Cu-Bi). Los principales minerales de ganga son cuarzo cristalino y caolinita, así como calce-donia en los niveles superiores del sistema. Las evidencias mineralógicas indican que la tempera-tura inicial de los fluidos mineralizantes fue posi-blemente mayor que 400°C, con la deposición de un conjunto inicial de minerales al que después se superpuso la mayor parte de la mineralización de plata de menor temperatura.

Los recursos medidos e indicados en 2008 (Board et al. 2011) eran 45,2 Mt con 152,3 g/t Ag, 0,17% Sn y 0,78% Zn y los inferidos de 2,4 Mt con 247,8 g/t Ag, 0,07% Sn y 0,78% Zn. En tanto, en 2011 una nueva estimación (Board et al. 2011) arrojó re-cursos medidos e indicados de 34,6 Mt con 134,2g/t Ag, 0,72% Zn, y 0,20% Sn, los inferidos de 9,8 Mt con 84,2 g/t Ag, 2% Zn y 0,03% Sn, más 3 Mt con 78,5 g/t Ag, 1,5% Zn y 0,11% Sn en “stockpile”. El concentrado de Ag (22,3 kg/t Ag) contiene 0,11% In.

Entre los yacimientos polimetálicos, Chinchi-llas se destaca por sus importantes recursos que, de acuerdo con Golden Arrows Resources Corp. (2016), alcanzan 34,2 Mt con 91g/t Ag, 0,82% Pb y 0,57% Zn en la categoría de medidos e indicados, y 32,9 Mt con 42g/t Ag, 0,44% Pb y 0,76% Zn en la categoría inferidos. La mineralización se aloja en un complejo volcánico de diatrema datado en 13

± 1 Ma (Caffe y Coira 2008), de 1,5 km de diáme-tro, constituido por brechas volcánicas y tobas, que hizo erupción a través de sedimentitas ordovícicas. La mineralización es de sulfuros diseminados y como relleno de la matriz de las tobas. Asimismo, constituye el relleno de las fracturas en las brechas y en las sedimentitas del basamento, en donde se alojan preferencialmente en fracturas y zonas de cizalla. La profundidad de la zona de oxidación es de pocos metros en las volcanitas y es insignifican-te en las rocas del basamento. La mineralización comprende boulangerita, tetraedrita, freibergita, esfalerita, schalenblenda y galena argentífera. En su mayoría la mineralización se concentra en ni-veles dentro de las tobas y brechas volcánicas. A 1,5 km al sur de la zona mineralizada principal se identificó otra, con contenidos significativos de Ag, Pb y Zn en rocas brechadas del basamento y en tobas (“targets” Mn Breccia y Pascua). A partir de los resultados obtenidos se ha definido un objetivo potencial de 100 a 160 Mt con leyes promedio de 32 a 40 g/t Ag equivalente.

La faja polimetálica miocena se extiende hacia el este y sur y comprende los depósitos Pan de Azúcar (13-12 Ma), El Quevar, La Esperanza, La Concordia y Organullo, vinculados a cúpulas da-cíticas. Entre estos depósitos se destaca el proyecto El Quevar (1,5 Mt, 323,92 g/t Ag; recursos inferi-dos) que constituye una mineralización epitermal argentífera de sulfuración intermedia, localizada en la ladera occidental del nevado homónimo. El complejo volcánico El Quevar se formó a partir del Mioceno y registra eventos eruptivos datados en 19-17 Ma, 13-12 Ma, 10 Ma, 7-6 Ma y 1-0,5 Ma. Incluye extensos flujos piroclásticos, lavas riolíticas y andesíticas y domos dacíticos. El sector principal (Yaxtché), interpretado como una zona de cizalla, tiene una extensión de 750 m por 40 a 150 m de potencia y contiene varias estructuras mineraliza-das. La alteración hidrotermal es generalizada y comprende silicificación, argílica avanzada, argíli-ca y propilítica (Mach et al. 2009). La parte superior del yacimiento ha sido lixiviada y comprende una zona oxidada y una con enriquecimiento supergé-nico. Los sulfuros primarios se presentan en pro-fundidad. La mineralización consiste en galena, pirargirita, tennantita, tetraedrita, pearceíta, plata nativa, argentina-acantita, clorargirita y argento-jarosita, en una ganga de cuarzo, pirita y baritina. En menores proporciones hay oro-electrum, anti-monita y bismutinita entre otros. El proyecto com-prende otras áreas mineralizadas con exploración limitada.

Organullo corresponde a una mineralización epitermal aurífera de alta sulfuración con altera-ción argílica, argílica avanzada y silícea. La mine-



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ralización de tipo vetiforme consiste en cuarzo con galena, calcopirita, esfalerita, sulfosales y oro (vetas Natalia, Belén, Marta, Sara, Virginia y Loly). Se aso-cian vetas polimetálicas de Cu-Bi-Au (Julio Verne). El potencial ha sido estimado en el orden de las 30 Mt con 0,8 a 1,14 g/t Au (Centenera Mining Corpo-ration 2015).

En el Mioceno superior desaparece la zona amagmática, debido probablemente a un aumento gradual, en ese segmento, del ángulo de inclina-ción de la placa subductada (James y Sacks 1999, Kay et al. 1999), en tanto el magmatismo se expan-de hacia el este en el segmento 26°-28° S después de los 10 Ma controlado por corredores de orientación NO-SE (Chernicoff y Zappettini 2000) (Figura 2).

Esta actividad magmática da lugar a una serie de importantes mineralizaciones de tipo pórfido de Cu-Au (Bajo de la Alumbrera, Bajo El Durazno) y Cu-Mo-Au (Agua Rica, Filo Colorado) y epiter-males polimetálicos auríferos (Alto de la Blenda, Capillitas, Cerro Atajo), constituyendo un “cluster” en parte vinculado al Complejo volcánico Farallón Negro (Figura 8).

El yacimiento Bajo de la Alumbrera (752 Mt, Cu: 0,51% Au: 0,65 g/t Mo: 0,007%) es uno de los veinte pórfidos de Cu-Au más grandes del mun-do, considerando el oro contenido (Hollings et al. 2004), ha sido uno de los 10 mayores productores de Cu del mundo y fue el 14° más grande produc-tor de Au (Ulrich y Heinrich 2002). Está localizado cerca de un bloque de basamento elevado por una falla inversa, que se superpone a un segmento de bajo ángulo de la zona de subducción. Se formó hace aproximadamente 7 Ma relacionado con el desarrollo del Complejo volcánico Farallón Negro. La reconstrucción de la estructura volcánica sugie-re que la parte superior del yacimiento expuesta se emplazó a unos 2,5 km de profundidad (Proffett 2003). La mineralización postdata la actividad ex-trusiva por aproximadamente 0,3 Ma (Halter et al. 2004) e involucró varios pulsos en un corto inter-valo de tiempo entre 7,216 ± 0,018 a 7,164 ± 0,057 Ma (datos U-Pb en circón de diques asociados). Los pórfidos dacíticos y stockwork de Cu-Au fueron afectados por fallas normales de orientación NO-SE que alojaron venas polimetálicas auríferas en ganga de carbonato subeconómicas similares a las de Farallón Negro-Alto de la Blenda (Proffett 2003, Meier et al. 2008).

Bajo El Durazno es un depósito similar a Bajo de la Alumbrera, aunque de menor volumen, en el que se cubicaron: 37 Mt con 0,15% Cu, 0,37 g/t Au en la categoría de recursos medidos e indicados y 104 Mt, 0,14% Cu, 0,37 g/t Au de recursos inferidos.

Agua Rica es un depósito tipo pórfido de Cu-Mo-Au al que se sobreimprime un brechamiento

polifásico asociado a un evento epitermal de alta sulfuración y luego un diatrema freatomagmática superficial estéril, que anteceden a la etapa final de enriquecimiento secundario. Se emplaza en el Mioceno superior, aislado del Complejo volcánico Farallón Negro, aunque en el mismo lineamiento NO-SE, localizándose próximo al contacto entre rocas metasedimentarias del Neoproterozoi-co-Paleozoico inferior y granitos ordovícicos de grano grueso. Un primer pulso del magmatismo Mioceno produjo una alteración potásica débil y escasa mineralización de Cu-Mo. Con la intrusión posterior de pórfidos feldespáticos se vincula un stockwork al que se asocia alteración potásica y propilítica y una mineralización de Cu-Mo-Au caracterizada por la asociación molibdenita, cal-copirita, bornita y pirita. Los recursos estimados originalmente (Roco y Koukharsky 1999) eran de 802 Mt con 0,61% Cu, 0,035% Mo y 0,24 g/t Au. Posteriormente, Glencore-Xstrata (2011) estimó un recurso de 1.750 Mt con 0,42% Cu para un “cut-off” de 0,20% Cu. Finalmente, Yamana Gold (2015) calculó reservas por 908,9 Mt con 0,49% Cu, 0,031% Mo, 0,22 g/t Au y 3,5 g/t Ag.

La mineralización fue datada en 5,10 ± 0,05 (K-Ar en biotita hidrotermal; Perelló et al. 1998). El mo-delo de alteración y mineralización está dominado por la sobreimpresión de una mineralización de Cu-Au-Ag-As-Pb-Zn como cemento de brechas y relleno de fisuras, asociada a alteración fílica y ar-cillosa avanzada típica de un sistema epitermal de alta sulfuración.

Entre las mineralizaciones polimetálicas del distrito se destaca Alto de la Blenda, que es un sis-tema vetiforme epitermal de sulfuración interme-dia datado en 6,6 Ma y relacionado al Complejo volcánico Farallón Negro. Se caracteriza por su gran magnitud y continuidad (2 km de longitud y 6 m de potencia y reconocido hasta los 400 m de profundidad donde la mineralización conti-núa). Tiene una ley de oro promedio de 8 g/t y las reservas actuales alcanzan las 11,6 t Au y 226,5 t Ag. La mineralización está compuesta principal-mente por carbonatos ricos en Mn y cuarzo, con un pequeño porcentaje de pirita, esfalerita, galena y otros sulfuros y sulfosales (Márquez Zavalía y Heinrich 2016).

La mineralización en Cerro Atajo está relacio-nada con sistemas hidrotermales asociados con intrusiones félsicas epizonales que forman parte de la suite intrusiva de edad Mioceno medio a superior de Farallón Negro. Estos stocks y com-plejos de diques intruyen vulcanitas intermedias a félsicas del Complejo volcánico Farallón Negro. La actividad ígnea en Cerro Atajo ha sido datada por Sasso y Clark (1998) entre 8,75 y 8,41 Ma, co-



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rrelativa con la erupción de la secuencia principal del estratovolcán que aloja el yacimiento Bajo de la Alumbrera al oeste. Es común la presencia de minerales de cobre supergénicos. Se reconocen dos estilos diferentes de mineralización: una de óxidos de Cu vinculado a un sistema tipo pórfido en la parte sur de la propiedad, correspondiente a un nivel más profundo, y una mineralización polimetálica emplazada en un nivel más alto, re-conocida en la parte norte de la propiedad. Daro-ca (1993) estimó un recurso potencial de 5 Mt con 0,81% Cu y 0,63g/t Au a lo largo de las estructuras vetiformes Carmen y Eugenia. La mineralización de cobre-oro de alta sulfuración asociado con al-teración arcillosa avanzada sigue siendo un obje-tivo de exploración prospectiva en Cerro Atajo.

El yacimiento Capillitas también pertenece al Complejo volcánico Farallón Negro. La minera-lización de tipo epitermal polimetálica está rela-cionada con la diatrema Capillitas, una chimenea volcánica ubicada en el bloque de basamento de la sierra de Capillitas y constituida por rocas in-trusivas y volcaniclásticas riolíticas a dacíticas. Comprende numerosas vetas mineralizadas que se encuentran alojadas en las rocas volcánicas y en el granito paleozoico. Se distinguen pulsos mineralizantes de alta sulfuración asociado a si-licificación y alteración arcillosa avanzada y de sulfuración intermedia. Rodocrosita y cuarzo constituyen los minerales de ganga predominan-tes, siendo el primero objeto de explotación por su interés gemológico, mineralógico y para la elabo-ración de artesanías. El carácter polimetálico se ve reflejado en una paragénesis compleja de Cu-Pb-Zn-Fe-Mn-As-Sb, con W, Bi, Sn, Te, Ag y Au como elementos menores y Ge, Cd, In, V, Ni y Tl como elementos traza (Putz et al. 2009).

El engrosamiento cortical culminó hacia los 12-10 Ma, en coincidencia con el inicio de la extrusión de grandes volúmenes de ignimbritas (30.000 km3), con episodios mayores a los 8, 6 y 4 Ma, originados por fusión parcial de corteza félsica y mezcla con pequeños volúmenes de magmas más profundos y asociadas a grandes calderas y/o depresiones volcanotectónicas (de Silva et al. 2006). Con el cese de la deformación en la zona del Altiplano-Puna en el Mioceno superior se produjo su alzamiento final (Gregory-Wodzicki 2000), en coincidencia con la propagación de la deformación hacia el este, ge-nerando alzamientos diacrónicos de los cordones montañosos y la formación de cuencas intermon-tanas en la Puna (Strecker et al. 2009). Se consolidó así en esta región un sistema de drenaje endorreico y un incremento de las condiciones de aridez, las cuales favorecieron la formación de cuencas eva-poríticas, con actividad volcánica concomitante

responsable del aporte de sales a partir de fuentes termales. Estas cuencas se encuentran en su ma-yor parte aún activas, constituyendo los actuales salares, entre los cuales se encuentran algunos de los mayores del mundo (Uyuni, Atacama, Arizaro; Ericksen y Salas 1989, Alonso et al. 1991).

Las evaporitas interestratificadas miocenas tienen importancia por su contenido en sulfatos, boratos y cloruros. Entre ellos se destacan los ya-cimientos de boratos Loma Blanca, Tincalayu y el distrito Sijes, todos ellos alojados en la Formación Sijes, cuyas intercalaciones de tobas han sido da-tadas entre 5,8 y 6,9 Ma en las inmediaciones de las áreas mineralizadas (Alonso et al. 1984). Loma Blanca (20 Mt boratos) comprende bancos de bó-rax, ulexita e inyoita; Tincalayu (1,5 Mt de bórax extraídos y recursos por 5 Mt) consiste en un banco de 1.000 x 150 m y entre 10 y 50 m de potencia; fi-nalmente el distrito Sijes (83 Mt boratos) consiste esencialmente en niveles ricos en colemanita, hi-droboracita e inyoita. Los megacuerpos salinos ter-ciarios contienen recursos geológicos del orden de las 50 Gt de sal (Alonso et al. 1984).

Los salares actuales en el ámbito de la Puna comprenden significativos recursos en sales, entre las que se destaca el contenido en litio y potasio. Son además importantes fuentes de boratos y sal (NaCl) y, localmente, sulfatos (salar de Río Gran-de). La intensa actividad exploratoria ha permitido definir recursos de Li en varios de los salares de la Puna, entre los que se destacan salar del Hombre Muerto-Fénix (8,6 Mt Li2CO3, 8,6 Mt KCl), Rincón (9,5 Mt Li2CO3, 50,8 Mt KCl), Cauchari (8,7 Mt Li-2CO3, 7,7 Mt KCl), Olaroz (6,4 Mt Li2CO3, 4,1 Mt KCl) y el proyecto Sal de Vida (7,2 Mt Li2CO3, 28,8 Mt KCl), al este del salar del Hombre Muerto, Sal de los Ángeles-Diablillos (2,04 Mt Li2CO3, 8,04 Mt KCl), Carachi Pampa (1,2 Mt Li2CO3, 13,8 Mt KCl), Mariana-Llullaillaco (1,2 Mt Li2CO3, 13,8 Mt KCl) y Antofalla (11,8 Mt Li2CO3, 83 Mt KCl).

Por otra parte, ya en el límite oriental de la re-gión analizada, el yacimiento Huyamampa, loca-lizado 60 km al oeste de la localidad de La Banda, provincia de Santiago del Estero, comprende un depósito lagunar superficial al que subyace una capa de arcilla de 25 m de potencia saturada en sales y, por debajo, un nivel de arenas que se comporta como un acuífero semi-confinado que contiene la principal reserva de sal y mirabilita del depósito. Se han estimado recursos de 7,18 Mt NaCl y 2,8 Mt Na2SO3 anhidro.

Los niveles sedimentarios clásticos neóge-no-cuaternarios comprenden mineralizaciones de Mn-Fe (e.g. Tafna, Ochaqui) y de Ag-Cu (La Pro-videncia) estratoligadas. En particular, el depósito Ochaqui fue recientemente explorado por su con-



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tenido en Cs. Un programa de perforaciones en la parte sur de la cuenca permitió definir una minera-lización del tipo epitermal-”hot spring” con hasta 0,29% Cs y 280 ppm Rb asociados a sílice criptocris-talina, manganatos, óxidos (criptomelano, romane-chita, hollandita, coronadita y psilomelano) y arse-natos (wallkilldellita, farmacosiderita, yukonita y ludlockita). La extensión del área mineralizada y la potencia de los niveles mineralizados intersectados por las perforaciones (hasta 200 m) permitieron de-finir 147 Mt de recursos y un contenido potencial de 0,6 Mt Cs (Cascadero Copper 2009).

Los depósitos aluviales contienen, localmente, placeres de Sn (Pircas), Au (El Cóndor, Santa Cata-lina, Rinconda, Orosmayo, Ajedrez, etc.), Bi-Ta (dis-trito El Quemado, Curuto).

Las cuencas intramontanas comprenden regis-tros sedimentarios desde el Mioceno al Cuaterna-rio. Están controladas estructuralmente por fallas inversas y son similares a las cuencas endorreicas, pero han fluctuado entre un drenaje interno y uno abierto con conexión al antepaís (Alonso et al. 2006), presentando evidencias de una aceleración del al-zamiento luego de los 4 Ma (Sobel y Strecker 2003).

El arco magmático en tanto se estabilizó, fi-nalmente, en la actual Cordillera Occidental para formar, desde el Plioceno, la actual zona volcáni-ca activa de los Andes Centrales (CVZ, 16° a 28° S; Thorpe 1984). Comprende depósitos de azufre vinculados con solfataras y que se presentan como impregnación de material piroclástico y de vul-canitas poco consolidadas. El azufre se encuentra usualmente asociado con yeso, alunita, jarosita, ar-cillas y calcedonia. Se destacan Mina Julia (2 Mt, 15% S), Cerro Estrella (0,7 Mt, 26% S) y Llullaillaco (1 Mt, 11 a 36% S) en Salta y La Betty (50.000 t de azufre contenido) en Jujuy.

ASPECTOS METALOGENÉTICOS

Generalidades

Las mineralizaciones de edad paleozoica de mayor importancia en la región están vinculadas a cuencas sedimentarias. Comprenden depósitos tipo sedex (Pb-Ag-Zn-Ba) y sedimentarios quími-cos (Fe). Asimismo, hay depósitos vetiformes de tipo orogénico vinculados con la liberación y cir-culación de fluidos relacionados con la orogenia Oclóyica (Au-Sb) y cuyo limitado desarrollo se vincularía con la ausencia de un sustrato oceánico hidratado, falta de conductos de primer orden y li-mitado acortamiento cortical durante esta orogenia (Bierlein et al. 2005).

En relación con la etapa del rifting mesozoico hay mineralizaciones vetiformes asociadas a falla-

miento y circulación de fluidos cuencales y aguas meteóricas (Pb-Ag-Zn, Mn, Ni-Co-U-Ag-Bi o ve-tas de cinco elementos y polimetálicos ricos en Se) (cf. Zappettini et al. 2015), otros relacionados con el magmatismo propio de ese ambiente (W-Nb asociado a magmatismo anorogénico y ETR-Th-Y vinculado a magmatismo alcalino) y finalmente aquellos de tipo estratoligado en secuencias sedi-mentarias en ambiente de rift (U-Cu-V, Cu-Pb-Zn).

Los principales depósitos de los Andes están genéticamente relacionados con el desarrollo y lo-calización del magmatismo de arco desarrollado a partir del Cretácico y su emplazamiento se ha visto favorecido por estructuras como las zonas de fallas transcurrentes. En particular el emplazamiento de los sistemas tipo pórfido ocurrió durante un régi-men de esfuerzos neutro, por lo general durante transiciones dentro o fuera de las secciones de sub-ducción plana.

Las características y configuración del margen continental activo, tales como el ángulo de sub-ducción, la velocidad de convergencia, el régimen termal de la zona de subducción y el espesor de la litósfera, condicionan la evolución y composición de los magmas y por ende la eficiencia del apor-te de volátiles y otros componentes a la fuente, el grado de fusión parcial, y los procesos de evolu-ción composicional.

Las volcanitas de la región andina presentan relaciones 87Sr/86Sr que varían entre 0,7056 a 0,7149 (Harmon et al. 1984) y sus valores isotópicos de Pb muestran una correlación estrecha con los del basa-mento subyacente (Wörner et al. 1994) lo que per-mite asumir que los magmas derivados del manto fueron modificados en su ascenso a través de una corteza gruesa y que los fluidos responsables de las mineralizaciones fueron generados y liberados como resultado de esa corteza gruesa que dio lu-gar a que asociaciones minerales hidratadas por-tadoras de anfíbol de la corteza inferior pasaran a asociaciones anhidras portadoras de granate (Kay et al. 1999).

La presencia de yacimientos particularmente ricos en Au, entre los 26°30’ y 30°30’ S, es interpre-tado por Sasso y Clark (1998) en términos de una mínima contaminación de los magmas a niveles corticales someros debida a ascenso astenosférico y ruptura de la losa subductante. En este modelo, tanto el Cu como el Au se interpretan como direc-tamente aportados por la astenósfera a la zona de fusión parcial en la cuña litosférica suprayacente.

Provincias y fajas metalogenéticas

Los Andes Centrales, en el área de estudio situada entre los 14° y 28° S, posee importantes



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yacimientos minerales metalíferos e industriales. Estos se pueden agrupar en cuatro provincias me-talogenéticas, cuya forma arqueada coincide con la orientación general de los Andes Centrales. De oeste a este, ellas corresponden a las provincias Cuprífera de la Precordillera de Chile, Polimetá-lica del Altiplano-Cordillera Occidental, Estan-nífera de la Cordillera Oriental y Polimetálica Oriental. Hacia el sur se desarrolla la Provincia Polimetálica Pampeana.

Cada una de estas provincias está caracterizada por uno o más tipos de yacimientos, los cuales se distribuyen en su interior y constituyen fajas me-

talogénicas específicas de edad diversa (Figura 10). Una descripción de estas fajas y de las subfajas y dominios que comprenden puede encontrarse en Zappettini et al. (2001).

Épocas metalogénicas y modelos de depósitos. Su importancia económica

La Figura 11 sintetiza los dos ciclos de Wilson (el segundo incompleto) involucrados en la colum-na geológica del noroeste argentino, su relación con los ciclos tectónicos y con los episodios acrecio-nales en el borde sudoccidental de Gondwana. Asi-

Figura 10. Provincias metalogénicas de los Andes Centrales (modificado de Zappettini et al. 2001). Provincias metalogenéticas: I. de la Cordillera de la Costa; II. de la Precordillera; a. faja Paleoce-no-Eoceno inferior; b. faja Eoceno superior-Oligoceno inferior; III. Polimetálica del Altiplano; a. faja Occidental; a1. faja de Maricunga; b. Oriental; b1. Cuprífera; IV. Estannífera; V. Polimetálica Oriental; a. Aurífera; VI: Pampeana. Yacimientos: 1. Eureka; 2. distrito Rinconada; 3. Pirquitas; 4. Chinchillas; 5. Aguilar; 6. La Niquelina; 7. Purísima-Rumicruz; 8. Loma Blanca; 9. Tusaquillas; 10. Aguilar; 11. Olaroz; 12. Distrito Rangel; 13. La Colorada; 14. Cauchari; 15. Rincón; 16. El Quevar; 17. Organullo; 18. Pancho Arias; 19. Zapla; 20. Martín Bronce; 21. Taca Taca; 22. Distrito Sijes; 23. Llullaillaco; 24. La Julia; 25. Río Grande-Arizaro-Lindero; 26. Antofalla; 27. Incahuasi; 28. Tinca-layu; 29. Inca Viejo; 30; salar del Hombre Muerto (Fénix-Sal de Vida); 31. Distrito El Quemado; 32. Don Otto; 33. Los Berthos; 34. León-Juramento; 35. Distrito Culampajá; 36. Farallón Negro-Alto la Blenda; 37. Bajo de la Alumbrera-Bajo El Durazno; 38. Cerro Atajo; 39. Capillitas; 40. Agua Rica; 41. Filo Colorado; 42. Distrito Ratones. 43. Huayamampa. Lineamentos, modificado de Salfity (1985).



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Figura 11. Ciclos de Wilson, evolución tectonomagmática y depósitos minerales. En rojo se desta-can los tipos de depósitos presentes en el NOA y su relación con los ciclos tectónicos.

mismo, se muestra la variación en la profundidad de los océanos, los máximos en la edad del mag-matismo a partir del análisis estadístico de edades U-Pb en circones y los máximos establecidos para los Andes Centrales a partir de circones detríticos (Pepper 2014). Finalmente se indican los modelos de depósitos generados en relación con la activi-dad magmática en cada una de las épocas metalo-genéticas para Argentina.

Desde el punto de vista de la edad de las mi-neralizaciones, en términos de su valor económi-co, el 43% de los recursos es de edad cuaternaria (esencialmente en salares), le siguen los yacimien-tos de edad miocena superior, con un 27% y los de edad paleógena, con un 20% (magmatismo de arco y retroarco). Según el tipo de yacimiento, el 54% corresponde a depósitos vinculados a cuencas se-dimentarias y el 41% a yacimientos tipo pórfido.

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