4. Paragénesis de minerales opacos 4.1. PARAGÉNESIS ASOCIADAS A ROCAS ÍGNEAS BÁSICAS Y ULTRABÁSICAS. 4.1.a. CROMITITAS Existen dos tipos de yacimiento de cromita, o cromititas, ambos ligados a rocas plutónicas básicas (Duke, 1988): 1. Depósitos estratiformes: Se encuentran asociados a grandes intrusiones máficas y ultramáficas de edad Precámbrica emplazadas en zonas cratónicas. La cromita forma cuerpos masivos de morfología estratiforme y gran desarrollo lateral, con un espesor de hasta un metro. Los cuerpos de cromitita forman intercalaciones en el seno de las intrusiones estratificadas, junto con capas de magnetita, anortosita, piroxenita y otras rocas ultrabásicas. Este grupo de yacimientos de cromita también se conoce como tipo Bushveld. 2. Depósitos podiformes: La cromita se dispone en cuerpos de morfología aproximadamente lenticular, o pods, encajonados en complejos ofiolíticos alpinos. Su encajonante más habitual lo constituyen harzburgitas y dunitas que comúnmente están serpentinizadas. Estos depósitos también reciben el nombre de cromititas ofiolíticas. Las principales características mineralógicas y texturales de los depósitos estratiformes que podremos reconocer en muestra de mano y en el microscopio óptico son: a) Estilo de mineralización: La cromita desarrolla capas masivas, aunque también forma diseminaciones en las rocas ultramáficas que encajonan dichas capas. b) Mineralogía y textura de las cromititas: Las cromititas están formadas mayoritariamente por cristales idiomórficos a hipidiomórficos de cromita. Además de cromita, otras fases metálicas se presentan como minerales accesorios. Las más comunes son: magnetita, ilmenita, pirrotina, pentlandita y calcopirita. Los minerales portadores de elementos del grupo de los platinoides (PGE) aparecen en cantidades menores, estrechamente asociados a los sulfuros. Entre ellos predominan las fases de Pt y de Pd. En posición intersticial respecto a los granos de cromita hay principalmente olivino, ortopiroxeno, clinopiroxeno y plagioclasa cálcica. Las cromititas ofiolíticas o podiformes se caracterizan por: a) Textura nodular: Es la textura más habitual en este tipo de depósitos. La cromita forma agregados de cristales, de morfología aproximadamente redondeada y un diámetro entre 5 y 20 mm de diámetro, englobados en una matriz de silicatos. Más raramente, la cromita puede formar agregados masivos. b) Mineralogía: Los minerales mayoritarios de las cromititas ofiolíticas son la cromita y el olivino. Otros minerales comunes en la matriz son: clinopiroxeno, ortopiroxeno, plagioclasa y anfíbol. Además, los granos de cromita pueden contener inclusiones de los siguientes minerales: olivino, anfíbol (pargasita), flogopita, clinopiroxeno, ortopiroxeno, albita, nefelina, sulfuros de Fe- Cu- Ni- (pentlandita, heazlewoodita, calcopirita), fases portadoras de PGE (laurita, sperrylita, aleaciones de Fe-Pt y de Ru-Ir-Os). c) Alteración: En la mayoría de los casos, la roca encajonante que contiene a los cuerpos de cromitita se encuentra en un avanzado estado de serpentinización. Como consecuencia, suelen predominar los minerales secundarios como son: serpentina, clorita, ferroactinolita, titanita, uvarovita, tremolita y calcita. Además, la cromita suele estar alterada a ferricromita. La ferricromita se desarrolla en fracturas y bordes de alteración sobre los agregados de cromita. d) Deformación: El emplazamiento de las series ofiolíticas que contienen los cuerpos de cromitita, tiene como resultado el desarrollo de texturas de deformación frágil, como son texturas cataclásticas y texturas pull-apart. En muchos casos, la disposición y orientación de los granos de cromita define una foliación o una lineación. 4.1.b. DEPÓSITOS DE SULFUROS DE NI-CU Los depósitos de sulfuros de Cu y Ni se relacionan estrechamente con magmatismo básico y ultrabásico, y se caracterizan por sus elevadas leyes en oro y elementos del grupo de los platinoides. Algunos depósitos están asociados a cuerpos intrusivos de dunitas, garbos, peridotitas y a flujos de komatiitas, mientras que otros se forman en asociación a intrusiones estratificadas. a) Mineralogía: Los principales minerales metálicos son: Pirrotina, pentlandita, calcopirita, magnetita e ilmenita. Otras fases que están presentes en algunos depósitos son: cubanita, niquelina, gersdorffita, y minerales de PGE (p.ej. sperrylita, merenskyita, estibiopaladinita, laurita, aleaciones Fe-Pt). b) Texturas: La mineralización es diseminada y, en ocasiones, masiva. La pentlandita forma exsoluciones “en llama” en los cristales de pirrotina. Los sulfuros de Cu, Fe, Ni pueden formar agregados globulares “en gotas” alojadas en la matriz silicatada. 4.2. PARAGÉNESIS ASOCIADAS A ROCAS INTRUSIVAS ÁCIDAS E INTERMEDIAS 4.2.a. DEPÓSITOS DE TIPO SKARN Son rocas calcosilicatadas holocristalinas formadas por metasomatismo, que normalmente están acompañadas de una mineralización metálica de composición muy variable (Pb, Zn, Cu, Co, Au, Ag, Bi, Sn, W, Be, B etc.), en muchas ocasiones de interés económico (Delgado et al., 1997). En su mayoría, los skarns se forman a partir de una serie de reacciones metasomáticas sobre un protolito carbonatado, originadas por la intrusión de una roca ígnea ácida (Enaudi et al., 1981). Las características de los depósitos de tipo skarn que podemos reconocer en muestra de mano y en el microscopio óptico son las siguientes: a) Estructura de la mineralización: En el afloramiento podremos reconocer el endoskarn, desarrollado sobre la roca ígnea, y el exoskarn, desarrollado a partir de las rocas carbonatadas. En la mayoría de skarns es posible diferenciar una paragénesis resultante de las reacciones progradantes (de alta temperatura), y una asociación más tardía, formada por la retrogradación de las asociaciones de calcosilicatos “progradantes”. Normalmente, la mineralización metálica de mayor interés económico está asociada a las paragénesis “retrogradantes”. b) Mineralogía: Entre los minerales no metálicos más comunes en los skarns podemos citar: wollastonita, diópsidohedenbergita, grosularia-andradita, tremolita-actinolita, vesubianita, titanita, epidota, carbonatos, cuarzo, marialita-meionita, forsterita, periclasa, clorita, micas, etc. El encajonante lo constituyen tanto la roca ígnea (granitoides) como las rocas carbonatadas, que en la aureola de contacto se presenta marmorizadas. Los minerales metálicos descritos en los skarns también son muy diversos, entre ellos hay sulfuros y arseniuros (p.ej. pirita, pirrotina, esfalerita, calcopirita, galena, molibdenita, arsenopirita, löllingita), sulfosales, telururos y sulfotelururos de Pb y de Bi, metales nativos (Au y Bi), óxidos e hidróxidos (p.ej. magnetita, espinela, casiterita, hematites, goethita, ilmenita, rutilo) y wolframatos (scheelita-powelita). c) Texturas: La mineralización puede ser masiva o bandeada, y usualmente los minerales que la forman son fanerocristalinos. A veces se reconocen estructuras heredadas del protolito sedimentario. Los reemplazamientos son evidentes entre los calcosilicatos de alta temperatura (progradantes) y las fases formadas durante la fase retrogradante (p.ej. reacción de uralitización o reemplazamiento de piroxenos por anfíboles). 4.2.b. FILONES Y GREISSEN DE SN-W En la zona apical de algunas intrusiones graníticas existen importante mineralizaciones principalmente enriquecidas en Sn, W y Mo, en forma de filones y de zonas de stockwork. Con relación a estos depósitos, existen zonas de intensa alteración hidrotermal neumatolítica que reciben el nombre de greissen (Tornos, 1997). Las principales características mineralógicas reconocibles en muestra de mano y en el microscopio óptico son: a) Mineralogía: La mineralización consiste en filones y stockwork de cuarzo con minerales de Sn, W y a veces, Mo. Los principales minerales de Sn y W son: casiterita, wolframita, scheelita. Estos minerales pueden venir acompañados de gran variedad de minerales metálicos, como por ejemplo, columbita, molibdenita, pirita, arsenopirita, calcopirita, tetraedrita, esfalerita, galena, estannita y minerales de bismuto (bismutinita, Bi nativo). b) Alteraciones: Las alteraciones de tipo greissen están constituidas esencialmente por cuarzo (relicto) y moscovita litinífera (lepidolita, zinnwaldita). Además, como minerales accesorios puede haber casiterita, topacio, turmalina, rutilo, fluorita y wolframita entre otros. Otra alteración reconocible en muchos de los depósitos de Sn-W es la feldespatización, que consiste en el reemplazamiento de los minerales del encajonante silicicoalumínico por albita. 4.3. PARAGÉNESIS ASOCIADAS A ROCAS VOLCÁNICAS Y SUBVOLCÁNCIAS ÁCIDAS E INTERMEDIAS 4.3.a. DEPÓSITOS EPITERMALES DE AU Y AG Los depósitos epitermales de metales preciosos son mineralizaciones filonianas que comúnmente se alojan en secuencias volcánicas intermedias. Se subdividen en dos categorías en función de las especias de azufre predominantes en los fluidos que originan las mineralizaciones y las alteraciones asociadas: depósitos de alta y baja sulfidación (Hedenquist et al., 2000) ESTRUCTURAS MACROSCÓPICAS: a) Bandeado simétrico de los filones: Consiste en una alternancia simétrica de bandas subparalelas de diferente composición mineralógica, producida durante el relleno de los filones. El bandeado simétrico es muy común en los filones de baja sulfidación. Las franjas oscuras corresponden a bandas ricas en minerales metálicos, usualmente sulfuros, sulfosales y metales nativos. Los minerales de ganga más comunes son calcedonia, calcita y adularia. En muchos depósitos es posible identificar minerales de alteración hidrotermal, principalmente del grupo de las arcillas. b) Brechas hidrotermales: Corresponden a las partes más internas de los depósitos epitermales. Están constituidas por fragmentos de roca encajonante cementados por fases silícicas, formando crackle breccias. c) Sinter: Depósito químico que se forma en la parte más superficial de los sistemas geotérmicos, alrededor de las fuentes termales y los géisers. Los sínters silícicos, característicos de los sistemas de baja sulfidación, están compuestos por agregados porosos de sílice amorfa. d) Sílice residual (vuggy quartz): depósitos de cuarzo, caracterizados por presentar una elevada porosidad secundaria, que se asocian a depósitos de alta sulfidación y se forma por lixiviación del encajonante. Los óxidos de Fe y los sulfatos le confieren una coloración típicamente rojiza. ESTRUCTURAS MICROSCÓPICAS: Paragénesis complicada por la gran diversidad de fases minerales, que incluye sulfuros y sulfoarseniuros (p.ej. pirita, marcasita, calcopirita, galena, esfalerita, covelina, bornita, calcosina, acantita, arsenopirita), sulfosales de plata (p.ej. proustita-pirargirita, polibasita, miargirita, estefanita) y de cobre (p.ej. tetraedritatennantita, enargita-luzonita), telururos (p.ej. hessita, calaverita, petzita) y metales nativos (oro, electrum). 4.3.b. PÓRFIDOS DE CU Y MO Los pórfidos cupríferos y de molibdeno son intrusiones subvolcáncias ácidas a intermedias, con intensos episodios de alteración asociados y desarrollo de mineralización de Cu (Mo y/o Sn) (McMillan y Panteleyev, 1988). ESTRUCTURAS MACROSCÓPICAS: a) Estilo de mineralización: Stockwork (parte interna del depósito), filones (parte externa del depósito) y ocasionalmente diseminaciones. b) Minerales característicos: Minerales metálicos: casiterita, wolframita, molibdenita, arsenopirita, pirita, scheelita. No metálicos: cuarzo y moscovita. c) Alteraciones: Alteración potásica: Se caracteriza por la neoformación de feldespato potásico y biotita (y/o clorita), a partir de los minerales máficos. Alteración sericítica: Desarrollo de vetas de cuarzo, sericita, pirita. Además se forma clorita, illita y rutilo a partir de los cristales primarios de feldespato potásico y la biotita. Alteración argilíca: Caracterizada por minerales del grupo de las arcillas: caolinita y montmorillonita además de pirita. Los cristales de plagioclasa suelen estar muy alterados, mientras que los de feldespato potásico se mantienen inalterados. Alteración propilítica: caracterizada por la presencia de clorita, calcita y epidota. Los minerales máficos están muy alterados. ESTRUCTURAS MICROSCÓPICAS: Paragénesis relativamente simple. 4.4. PARAGÉNESIS ASOCIADAS A ROCAS VOLCÁNICAS SUBMARINAS 4.4.a. DEPÓSITOS DE SULFUROS MASIVOS DE CU-ZN-(PB) “VULCANOGÉNICOS” (VMS O VHMS) Son depósitos de sulfuros masivos de metales base localizados en una secuencia dominada por rocas volcánicas submarinas, formados como consecuencia de una actividad hidrotermal submarina (Solomon, 1976). Muchos depósitos están metamorfizados en bajo grado. ESTRUCTURAS MACROSCÓPICAS: a) Estilo de mineralización: La mayoría de depósitos consisten en cuerpos lenticulares de sulfuros masivos que sobreyacen una mineralización filoniana de tipo stockwork (Lidon, 1988). b) Composición mineralógica: Los minerales metálicos más abundantes en la mayoría de depósitos son: Pirita, esfalerita, calcopirita, galena. Otras fases menos comunes son: pirrotina, magnetita, tetraedrita, casiterita, estannita. Entre los minerales no metálicos los más frecuentes son: Cuarzo, baritina, anhidrita, calcita, chert, siderita. c) Zonación química de los sulfuros masivos: Los cuerpos de sulfuros masivos presentan una zonación química interna horizontal y vertical, que típicamente sigue el siguiente patrón: (proximal) – Cu – Pb – Zn – Ba – Fe - Mn – (distal). Esta zonación refleja el gradiente químico y térmico durante la formación del depósito. d) Estructuras de los sulfuros masivos: Los sulfuros masivos suelen presentar bandeado mineralógico. En ocasiones, se preservan estructuras primarias,sedimentarias y de deformación singenética. En algunos casos se preservan fragmentos de chimeneas de sulfuros correspondientes a antiguas fumarolas hidrotermales. También se han reconocido vestigios fósiles de organismos especializados. Mucho más comunes son las estructuras sinsedimentarias de corriente (granoclasificación, laminación cruzada) o de deformación (slumping). e) Alteraciones: Se desarrollan en las rocas volcánicas del encajonante, principalmente alrededor de la mineralización secante (stockwork). Los principales minerales de alteración hidrotermal son: clorita, sericita, cuarzo, pirita. f) Alteración supergénica: La interacción de fluidos meteóricos con las partes expuestas o más superficiales de los depósitos de sulfuros masivos origina depósitos de alteración supergénica (P.ej. Melgarejo y Alfonso, 1997). En la zona superficial, aparecen potentes depósitos de óxidos conocidos como gossan o “montera de hierro”. Estos yacimientos presentan una textura porosa y están constituidos por una mezcla de óxidos e hidróxidos de Fe, junto con cuarzo, carbonatos, sulfatos, arseniatos, vanadatos, cloruros, oxicloruros y metales nativos. Además, en zonas situadas a cierta profundidad, por debajo del nivel freático, se origina otro tipo de yacimientos secundarios: las zonas de enriquecimiento supergénico. Estas zonas se caracterizan por la formación de sulfuros secundarios de Cu y Ag, de forma que las leyes del depósito suelen incrementar significativamente. ESTRUCTURAS MICROSCÓPICAS: a) Sulfuros masivos: Mediante el microscopio óptico reconoceremos la mineralogía descrita anteriormente, puesto que la mayoría de los minerales son de grano fino. En ocasiones los sulfuros forman bandas casi monominerales. Habitualmente, las estructuras primarias, sedimentarias, fósiles y deformativas se reconocen mejor en muestra de mano. b) Gossan: Los depósitos de óxidos de la zona de gossan presentan una elevada porosidad. Los oxihidróxidos forman agregados botrioidales. A veces se conservan restos de los sulfuros primarios. De mayor a menor alterabilidad, los principales sulfuros se disponen en el siguiente orden: pirrotina, calcopirita, pirita de grano fino, esfalerita, galena, pirita de grano grueso (p.ej. Nickel y Daniels, 1985). c) Enriquecimiento supergénico: Los sulfuros secundarios de Cu y Ag se forman como cemento y reem.5. PARAGÉNESIS ASOCIADAS A ROCAS SEDIMENTARIAS 4.5.a. DEPÓSITOS DE SULFUROS MASIVOS PB-ZN “SEDEX” Son yacimientos estratiformes de sulfuros masivos de metales base encajonados en series sedimentarias, normalmente detríticas de grano fino (Morganti, 1988; Goodfellow et al., 1993). Se forman como consecuencia de un hidrotermalismo submarino, usualmente asociado a zonas de rift continental (Large, 1983). Las texturas y litologías reconocibles en muestra de mano y al microscopio óptico de luz reflejada en los yacimientos sedimentario-exhalativos o sedex son las siguientes:plazando a los sulfuros primarios. a) Estilo de mineralización: La mineralización consiste mayoritariamente en cuerpos estratiformes de sulfuros masivos, que en ocasiones, sobreyacen una mineralización secante o filoniana de tipo stockwork. Los niveles masivos están compuestos usualmente de sulfuros de grano fino. Los componentes mayoritarios suelen ser pirita, pirrotina, esfalerita, galena y calcopirita. Una estructura distintiva de estos cuerpos de sulfuros masivos es el delicado bandeado mineralógico que se suele preservar cuando el metamorfismo no lo impide. La mineralización en stockwork es rara; únicamente en el 20% de los depósitos conocidos está presente (Sangster y Hillary, 2000). b) Exhalitas: Niveles de minerales no metálicos formados por precipitación directa a partir del fluido hidrotermal. Se disponen lateralmente respecto a los cuerpos de sulfuros masivos, o bien formando intercalaciones en ellos. Comúnmente se trata de niveles silícicos (chert), pero también se han descrito minerales del grupo de las arcillas (P.ej. montmorillonita, nontronita), baritina, carbonatos y fosfatos. En los yacimientos metamorfizados se han reconocido paragénesis mucho más diversas y complicadas, como son: turmalinitas, granatitas, clorititas, celsiana y hialofana (P.ej. Jorge et al., 1997). c) Estructuras sinsedimentarias: En algunos yacimientos no metamorfizados los sulfuros masivos preservan estructuras sedimentarias originadas por un retrabajado de los granos de sulfuros por las corrientes submarinas. Por ejemplo: laminación cruzada, granoclasificación y pliegues sinsedimentarios formados por slumping. d) Estructuras de deformación: Muchos yacimientos sedex se localizan en terrenos muy deformados. Los niveles de sulfuros masivos suelen acumular mucha deformación. La diferencia entre la competencia mecánica de los tramos de sulfuros y los de exhalitas favorece el desarrollo de pliegues de intrafoliación, cabalgamientos y boudinage. En ocasiones, la disposición de los granos de sulfuros puede definir una foliación, correspondiente a una esquistosidad de plano axial. e) Metamorfismo: El metamorfismo que afecta a muchos depósitos sedex (regional y de contacto) tiende a obliterar las texturas anteriormente descritas. La recristalización originada por el metamorfismo produce un aumento en el tamaño de grano de los sulfuros, y en ocasiones, una remobilización local de la mineralización. Cuando el metamorfismo se acompaña de fenómenos de deformación la remobilización consiste en una migración de los sulfuros hacia zonas de sombra de presión o hacia el eje de los pliegues. La recristalización metamórfica originada por un metamorfismo térmico produce texturas granoblásticas en “puntos triples” en las asociaciones de sulfuros. Además, como se ha mencionado anteriormente, el metamorfismo produce importantes transformaciones mineralógicas en las exhalitas. OBSERVACIONES EN EL MICROSCOPIO: Paragénesis relativamente simple, los minerales mayoritarios son pirita o pirrotina, galena y esfalerita. Muchas estructuras características como el bandeado mineralógico se aprecian mejor en muestra de mano. En muchos casos se aprecia el efecto del metamorfismo sobre las paragénesis de sulfuros (recristalización, puntos triples, etc.). PARAGÉNESIS LOCALIDAD OBSERVACIONES MUESTRAS Galena, esfalerita, pirrotina, calcopirita, pirita Sedex metamorfizado. Texturas de reequilibrio “annealing”. Sedex metamorfizado. Aran 4.5.b. DEPÓSITOS DE PB-ZN EN CARBONATOS “MVTD” Yacimientos de sulfuros de metales base, epigenéticos, hidrotermales de baja temperatura, que forman cuerpos estratoligados en rocas carbonatadas (Anderson y Macqueen, 1988; Leach y Sangster, 1993). La mineralización se dispone en reemplazamientos (mantos) y como relleno de cavidades, y en ambos casos se limita a un único nivel estratigráfico. Las texturas y litologías reconocibles en muestra de mano y al microscopio óptico de luz reflejada en los yacimientos sedimentario-exhalativos o sedex son las siguientes: a) Mineralogía simple: Los minerales metálicos más comunes son marcasita (típicamente en agregados en “cresta de gallo”) y pirita, galena, esfalerita y calcopirita. Entre los minerales no metálicos destacan la dolomita-ankerita (variedad en silla de montar o saddle), calcita, siderita, baritina, cuarzo, fluorita, anhidrita. b) Tamaño de grano: grueso para la mayoría de fases primarias. Sin embargo, algunos minerales suelen formar agregados botrioidales microcristalinos bandeados, por ejemplo, la esfalerita. c) Reemplazamientos del encajonante carbonatado por la mineralización. d) Relleno de cavidades en geodas y filones. En muchos casos el relleno lo constituyen agregados de cristales idiomórficos. Algunas estructuras de relleno de cavidades características de algunos depósitos son las estructuras geopetales y las brechas “gravitacionales”, estas últimas relacionadas con cavidades cársticas. En algunos depósitos son abundantes las brechas hidráulicas (o mena “en cocarda”). e) Ritmitas: Estructuras bandeadas en las que alternan bandas oscuras y claras correspondientes a diferentes generaciones de carbonatos. Esta estructura puede desarrollarse, además de en rocas carbonatadas, en fluorita, baritina, esfalerita, etc. f) Alteraciones: escasas y poco variadas debido a la capacidad tamponadora del encajonante carbonatado. Mucho más común es una dolomitización del encajonante. OBSERVACIONES EN EL MICROSCOPIO: Paragénesis relativamente simple. Muchas estructuras se aprecian mejor en muestra de mano. En algunas muestras es relativamente sencillo deducir la secuencia deposicional. PARAGÉNESIS LOCALIDAD OBSERVACIONES MUESTRAS Esfalerita, pirita, galena, marcasita, sulfosales Reocín, Cantabria Esfalerita botroidal. Agregados radiales de marcasita. Reoc-1, 4 Tetraedrita, galena, covelina, calcopirita, calcita, barita. Rocabruna, Catalunya Relleno cárstico. Roc-1, 2 4.5.c. DEPÓSITOS DE FE Las formaciones ferruginosas estratiformes asociados a rocas sedimentarias se dividen esencialmente en: a) Banded Iron Formations (BIF): Yacimientos estratiformes comunes en las series sedimentarias de edad Precámbrica. Se caracterizan por un delicado bandeado mineralógico, definido por la alternancia de niveles milimétricos de hematites o magnetita con niveles de jaspe, filosilicatos o carbonatos ricos en Fe. Esfalerita y galena. Reocín, España. Hematites y granos detríticos de cuarzo. Depósito de Fe oolítico, Asturias. b) Depósitos de hierro oolítico: Depósitos constituidos por oolitos de algún mineral de hierro, usualmente hematites, goethita, chamosita o siderita. Normalmente presentan estructuras sedimentarias de corriente, de forma similar a muchas areniscas. PARAGÉNESIS LOCALIDAD OBSERVACIONES MUESTRAS Hematites, goethita Canadá Banded Iron Formation Can-c-1, 2 Hematites, cuarzo Asturias Yacimiento de Fe oolítico Ast-1, 2 4.5.d. DEPÓSITOS DE MN Este grupo de yacimientos incluye depósitos exhalativos-submarinos de Mn, depósitos sedimentarios propiamente dichos, depósitos diagenéticos y depósitos cársticos. En ocasiones el metamorfismo produce significativos cambios mineralógicos y texturales. 4.5.d. DEPÓSITOS DE CU EN SEDIMENTOS Esta categoría incluye depósitos de gran tonelaje e importancia mundial por su producción de cobre, como son los yacimientos del Zambian Copperbelt y del Kupfershiefer (Brown, 1992). Además incluye muchos yacimientos menores ligados a capas rojas de areniscas o red-beds. En cualquier caso, la formación de los depósitos se relaciona con la circulación de agua subterránea y los mecanismos de precipitación del Cu dependen del ciclo geoquímico de este elemento. Algunas características que se pueden apreciar en muestra de mano y en el microscopio son las siguientes: a) Paragénesis relativamente simple : Predominan los minerales de Cu como son: calcosina, bornita, calcopirita, digenita. Además, puede haber otros minerales metálicos como la pirita, galena y plata nativa. b) Mineralización diseminada de grano fino. c) Mineralización epigenética: En muchas ocasiones de relleno de porosidad y en vetillas. A veces reemplazando granos de pirita de origen diagenético. d) Ausencia de alteraciones.
