Rocas de falla y reactividad diferencial de minerales en la vena uranífera Kanawa Violaine, NE Nigeria

C. E. SUH y S. S. DADA

Programa de Geología, Universidad de Abubakar Tafawa Balewa, Bauchi, Nigeria

(Recibido 2 de Abril de 1996; aceptado en forma revisada 2 de Enero de 1997)

Resumen – La vena uranífera Kanawa Vioaline ocurre en una angosta zona de cizalla. Rocas falla miloníticas en el centro de la vena gradan hacia fuera convirtiéndose en cataclasitas en las brechas de falla. La mineralización está asociada con silicificación penetrante y alteración de filosilicatos de las fases del feldespato. La mineralización de uranio ocurre como venillas ricas en uraninita entre las estructuras quebradizas. Los feldespatos fueron las fases fenocristalinas más afectadas por la alteración durante la deformación frágil-dúctil de la roca huésped. Las plagioclasas fueron exhaustivamente alteradas a micas, clorita ± epidota, ± albita. El feldespato-alcalino se deformó principalmente por una fractura transgranular como resultado del cizallamiento a deformación de clastos con forma lenticular. El cuarzo muestra poca evidencia de deformación frágil pero si muestra una exhaustiva recristalización in situ. Una foliación milonítica es definida por lentes monominerales. Microgrietas en el feldespato son oblicuas a esta foliación. La composición mineralógica secundaria de las facies de esquistos verdes, la silicificación penetrante, el modo de deformación de los feldespatos alcalinos y la presencia de subgranos de cuarzo apuntan a la deformación de granitos en la zona de epicentro por simple cizallamiento en un medio infiltrado por fluido hidrotermal. Las temperaturas de alteración no excedieron 250ºC. El fluido hidrotermal se removilizó y subsecuentemente concentró el uranio. Este fluido fue enriquecido en Si4+, Na+ y K+, posiblemente se derivó de la alteración de la plagioclasa. Esto condujo a la asociación de la mena con filosilicatos y alteraciones de silicificación. © Elsevier Science Ltd. 1997.

INTRODUCCIÓN

Ocurrencias de uranio en Nigeria son asociadas con alguno: secuencias sedimentarias-volcanosedimentarias (mineralización secundaria) o con rocas del basamento con afinidad granítica (mineralización primaria y secundaria). A pesar de que la mayoría de estas ocurrencias son pequeñas y diseminadas, las mas importantes incluyen los prospectos Ghumchi y Mika (Maurin y Lancelot, 1990), la Kanawa (horst de Gubrunde) vena Violaine (Funtua y otros, 1992) y las ocurrencias Monkin-Manza (Oshin y Rahaman, 1986). Ocurrencias primarias de uranio al NE de Nigeria están muy

localizadas y están confinadas a zonas de deformación frágil-dúctil en granitos plutónicos. La vena Kanawa Violaine es un típico ejemplo de una ocurrencia tipo vena de uranio entre el cinturón nor-este de Nigeria. La vena está alojada en granitos pre-tectónicos de edad Pan-Africana (Dada y otros, 1993) que han experimentado deformación dúctil y frágil relacionada al desarrollo de la Fosa de Benue. Un aspecto significante de exploración en estos cuerpos involucra el mapeo y caracterización de zonas de fractura y zonas de deformación estrechas y dúctiles en un intento por buscar una posible correlación entre intensidad de deformación (dúctil o frágil) y ocurrencia de mineral de uranio a una escala microscópica. La deformación de cuerpos de granito, y la relativa susceptibilidad de varias fases minerales en ellos, han sido exhaustivamente documentadas especialmente a lo largo de las zonas de fractura, y estos estudios experimentales sugieren que los feldespatos son generalmente menos deformables que el cuarzo a bajo- a medio- grado de condiciones metamórficas (Boul-lier, 1980; Chester y otros, 1985; Evans, 1990; Fitz Gerald y Stunitz, 1993; Kameni y otros, 1993). No obstante, Tullis y Yund (1980) observaron que bajo ciertas condiciones debajo de 350ºC el feldespato puede ser la fase mas débil. La relativa estabilidad de varios minerales durante la cataclasis es controlada por las actividades relativas de los cationes en la fase fluida, y la deformación puede aumentar las tasas de reacción mediante la disminución del tamaño de grano a través del fracturamiento (Kamineni y otros, 1993) y la llegada de cationes al sistema de roca huésped-fluido. Qué set de cationes se lixivia de los minerales en una roca depende de que minerales se desintegran primero. La reactividad diferencial de los minerales en una roca nos permite especular en la naturaleza del fluido infiltrante como la temperatura de deformación; ambos son vitales para entender los procesos de mineralización asociados con deformación. Este documento describe la geometría de una vena mineralizada de uranio entre una zona de cizalla en un cuerpo de granito. Además, las relaciones espaciales entre la mineralización, rocas de falla y lentes volcánicos entre las estructuras frágiles son descritas. Nosotros mostramos que los feldespatos de plagioclasa fueron más susceptibles a la alteración durante la deformación, liberando Si que contribuyó a la silicificación de la roca huésped. Por el contrario, el feldespato-alcalino y cuarzo fueron esencialmente sometidos a fracturamiento transgranular y recristalización, respectivamente.

ANTECEDENTES GEOLÓGICOS

La vena Kanawa Violaine ocurre en granitos deformados del inlier del basamento entre los brazos Gongola y Yola de la Fosa Benue Superior (Fig. 1). Este inlier conocido como la exposición del basamento Hawal (Maurin y otros, 1986) está cubierto en el norte por el extenso altiplano basáltico Biu. La Fosa Benue es una cuenca intercontinental elongada de NE-SW rellenada con sedimentos Cretáceo-Terciarios comprendiendo areniscas, limolitas, calizas, lutitas y arcillolitas representando varios ambientes de depositación en respuesta a las fases

marinas regresivas y transgresivas alternantes. Excelentes reseñas en el origen, estructura y unidades litológicas de esta fosa son proporcionadas por Ziegler (1992). La vena Kanawa está situada entre el horst Gubrunde (Fig. 2), que es una estructura importante en la exposición de Hawal. Este horst es producto de fracturación en bloques del Cretáceo Inferior entre dos series de fallas fronterizas de rumbo NE-SW.

Fig. 1 (a) Boceto de mapa de Nigeria mostrando la localización del Inlier del Basamento Hawal en relación a la Fosa

Benue de dirección NE-SW. Recuadro: Localización de (b). (b) Mapa geológico simplificado de la Fosa Benue Superior (modificado después de Maurin y otros, 1986). Recuadro: Localización Fig. 2.

Estas fallas actuaron como conductos para la intrusión de venas pegmatíticas y apilíticas, así como rocas volcánicas máficas que se produjeron en la zona. La roca huésped es un granito porfirítico rosáceo con alineamiento primario localizado de las micas (biotita + moscovita). Ocasionalmente la roca huésped grada hacia una variedad gris de grano fino. Este cuerpo granítico está elongado en el contorno y es generalmente discordante a la foliación en los gneises adyacentes. El granito es rico en feldespatos potásicos rosados que aprecen como fenocristales, plagioclasa blanca-gris y cuarzo. El contenido de mica es más bien bajo. Este granito es cortado por varios cuerpos pegmatíticos y apilíticos a lo largo de tres direcciones estructurales principales (Fig. 2): (1) Una dirección N40E-N60E que corre paralela a la dirección NE-SW de la Fosa Benue y a los lineamientos definidos por bloques fallados, como el

lineamiento inlier Kaltungo (Maurin y otros, 1986); (2) La dirección Kanawa N10E-N20E, la principal dirección de la vena uranífera Kanawa; y (3) una menos importante dirección N120E definida por diaclasas que portan venas de cuarzo que cortan a través de las otras dos direcciones mencionadas arriba. Las estructuras N40E-N60E son fallas normales abruptamente-inmersas (>60ºE) con recubierta de sílice y superficies pulidas con estrías verticales. Entretanto, la dirección N10E-N20E es una red de fallas de rumbo sub-horizontales con dirección de cizalla sinestral predominante y están asociadas con numerosas fracturas extensionales anastomosadas. Estas están claramente desplazadas por las fallas N40E-N60E. Las cataclasitas, el granito de brechas de falla y milonitas están más o menos confinadas a las estructuras N20E-N40E. También la densidad de las venas volcánicas máficas a lo largo de la dirección N20E-N40E es mucho mayor que a lo largo de las estructuras N40E-N60E, que son más bien tipificados por venas pegmatíticas y aplíticas.

Fig. 2. Boceto de mapa del horst de Gubrunde (modificado de Ojo, 1988). Rosa de los vientos muestra las

importantes direcciones N10E-N2OE; N120-N130E y N40E-N60E. Vena uranífera Violaine no dibujada a escala (Fig. 3).

La vena Kanawa está confinada a una zona de cizalla frágil-dúctil de dirección N-S de alrededor de 20m de ancho y que se extiende a más de 1 km a lo largo de la dirección (Fig. 3). En el centro de la vena hay bandas miloníticas anastomosadas angostas con una foliación milonítica sub-horizontal y una lineación de estiramiento horizontal, consistido por bandas de cuarzo alineadas y unos cuantos porfiro-clastos de feldespato sigmoidal (en forma de S). Donde la deformación dúctil fue muy intensa, se desarrollaron ultramilonitas con un alto contenido de sílice hematítico. Esta zona dúctil central grada hacia fuera en una zona frágil que comprende cataclasitas que dan paso a brechas de falla hacia los márgenes de vena. Las cataclasitas consisten en

clastos angulares orientados-aleatoriamente de feldespato y cuarzo en una matriz silícea muy fina. Las brechas de falla periféricas están marcadas por fragmentos angulares de tamaño desde centímetros a metros de los dos tipos de rocas graníticas sin deformar y deformadas (milonitas y cataclasitas) establecidas similarmente en una matriz blanquecina (silícea) a oscura rica en hierro. En general, hay un incremento progresivo en tamaño de grano desde el centro de la vena hacia afuera. Sin embargo, estas zonas no son muy claras en algunas partes de la vena y a menudo muestran límites gradacionales. Estas zonas también varían en grosor relativo a lo largo de la vena. El evento dúctil es sin duda más antiguo porque, en el límite gradacional entre milonitas y cataclasitas, las estructuras frágiles adaptaron las bandas miloníticas dúctiles predominantemente por cizallamiento sinestral. Estas zonas sufrieron silicificación extendida, hematización y otras alteraciones de filosilicatos debido a actividad hidrotermal.

Fig. 3. Esquema estructural del extremo sur de la vena uranífera Kanawa Violaine

La mineralización ocurre como discontínuas venillas controladas por fallas/fracturas, especialmente entre la zona de cataclasitas frágiles. Además, las pocas venillas mineralizadas entre la zona de transición frágil-dúctil siguen la esquistosidad milonítica. Estas porciones mineralizadas que dan lecturas radiométricas muy altas (>15,000 cps SPP2) están caracterizadas por sílice hematítico rojizo de grano fino, anteriormente identificado como como riolitas (Funtua y otros, 1992) el cual debe ser deformación producto de el granito bajo condiciones oxidantes (Kamineni y otros, 1993). Es muy importante señalar aquí que la mayoría de los lentes volcánicos máficos dentro de esta zona de cizalla están muy cerca a estas zonas mineralizadas. Las mayores fases uraníferas son la uraninita y la uranofano. Varios cuerpos volcánicos se producen dentro del horst de Gubrunde, especialmente al nor-este y sud-este de la mineralización de uranio. Estas rocas volcánicas forman parte del Grupo Burashika bimodal (Ojo, 1988) que comprenden rocas máficas (basálticas), riolitas, aplitas y felsitas. El granito huésped está enriquecido en uranio (>1000 ppm en algunos casos); y en términos de metalogenia el evento volcánico es ampliamente asumido como el factor responsable de la removilización del uranio del granito, subsecuentemente concentrándose en las discontinuidades frágiles favorables. Esto es muy posible ya que creemos que las condiciones oxidantes prevalecieron durante la deformación del granito según se infiere desde los productos de deformación rojizos ricos en hematita del granito. Durante las condiciones oxidantes, el uranio se hizo trasportable y después pudo ser reducido para formar minerales de uranio y venas. La relación espacial entre la mineralización y los lentes volcánicos máficos, como mencionamos anteriormente (véase también Fig. 3), sugieren que el volcanismo podría no sólo haber proveído la energía termal requerida para circular los fluidos hidrotermales sino que, posiblemente, también estuvo implicado en las reacciones de reducción que conducen a la precipitación del uranio. De hecho, Leroy (1978) demostró el potencial de las rocas volcánicas máficas como trampas fisicoquímicas preferenciales para la concentración de uranio. Sin embargo, detallados estudios geoquímicos y metalogénicos para determinar la trayectoria de este depósito no se han llevado a cabo. Las unidades volcánicas y graníticas descritas aquí están subyacidas por por residuos de migmatitas y gneises del antiguo basamento (Dada y otros, 1993). Las mineralizaciones de uranio Mika y Ghumchi que se sitúan más al este de la vena Kanawa han sido datadas a 148±12 y 14±3 Ma, respectivamente, usando el método U-Pb (Maurin y Lancelot, 1990). La edad 148±12 Ma es contemporánea con el emplazamiento de las rocas volcánicas bimodales del Grupo Burashika datado a 147±7 Ma en base a los datos K-Ar (Popoff y otros, 1982). Las similitudes estructurales entre las venas Mika y Kanawa nos permiten especular que deben ser de la misma edad. No hay datos geocronológicos disponibles en la vena Kanawa.

ANÁLISIS MICROSCÓPICO

Metodología Todas las secciones examinadas en este estudio fueron cortados en un plano normal a la foliación milonítica (S) y paralela a la lineación de estiramiento milonítica (L). Un contenido alto de mica + anfibolita podría tener un efecto en las propiedades deformacionales de los granitos pero nuestras muestras tenían poco contenido de estas. Por otra parte, Fitz Gerald y Stunitz (1993) señalaron que la mayoría de los trabajos sobre la deformación de granitoides no toman la mica y anfíbol en cuenta, y tratan los granitoides mecánicamente como más o menos mezclas de dos fases de cuarzo y feldespatos. Resultados e interpretación El granito fresco tiene una textura porfirítica con composición mineral: feldespato potásico (38%); cuarzo (27%); plagioclasa (20%); biotita + moscovita (10%); y zircón accesorio, monacita y apatito (5%). El granito carece de exfoliación penetrativa principal y tiene texturas ígneas bien preservadas. Los fenocristales no muestran ninguna orientación preferencial clara. Los únicos signos visibles de deformación en el granito son extinción ondulante de todas las fases, algo de recristalización del cuarzo y las micas, así como un débil alineamiento de la biotita intersticial. Entre las bandas miloníticas, los porfiroblastos de feldespatos potásicos y cuarzo están estirados. Los clastos de feldespato tienen una forma glandular o elipsoidal. A menudo están fragmentados y vesiculados oblicuamente a sus ejes largos (Fig. 4a-c). Una foliación milonítica se desarrolló principalmente en los bordes de los fenocristales y las vesículas debido a concentración de esfuerzos en los límites de materiales disímiles mecánicamente (Fowler y Lennox, 1992). Algunas de las muestras de cataclasitas están además foliadas, y la foliación está definida por capas máficas (Fig. 4d). Alteración secundaria a micas, clorita y epidota a través de microgrietas es una característica común (Fig. 4b). Los feldespatos están también deformados por fracturamiento transgranular y estas microgrietas intergranulares hacen un ángulo pequeño (generalmente <30º) con la lineación aparente definida por la dirección de máxima elongación. Una foliación milonítica definida por bandas de cuarzo, feldespatos y micas neocristalizadas es evidente (Fig. 5a). Unos cuantos megaclastos de feldespato tienen corrosión poco profunda sobre su superficie, particularmente a lo largo de la exfoliación y superficies de microgrietas, que se las atribuimos a texturas de disolución debido a actividad de fluidos a lo largo de estas fisuras. La pasta micrográfica en muestras altamente deformadas está fuertemente silicificada y representada por residuos de feldespato rodeados por cuarzo granoblástico. El cuarzo presente diferentes modos de deformación. La mayoría de los granos se han extraído en bandas durante la deformación plástica (Fig. 5a). Unos cuantos granos, especialmente alrededor de plagioclasa desintegrada, aparecen como sombras de presión con mosaicos de albita + mica neocristalizada en los extremos de la cola. Algunas de las bandas de cuarzo contienen granos de cuarzo poligonal reflejando recristalización in situ (White, 1977). La mayoría de estas bandas ricas en cuarzo en las muestras miloníticas tienen un tamaño de grano más grande que las capas

dominadas por feldespato. En tales muestras granos de cuarzo subhedral a euhedral, aparecen como racimos simétricos en estructuras venadas. Nosotros interpretamos estas estructuras venadas para representar un mosaico de granos nuevos de cuarzo recristalizado por fluidos ricos en sílice atrapados entre vacíos durante o después de la deformación de la roca. En todas las muestras la mayoría de los granos de cuarzo muestran extinción ondulante con subgranos bien desarrollados apareciendo como agregados. Algunos de estos granos con extinción ondulante están recubiertos por sobrecrecimientos de neocristalización de quarzo + albita. Este cuarzo neocristalizado aparece como una masa continua óptica, significantemente diferente de granos de cuarzo recristalizados que aparecerían como pequeños cristales angulares. Estos granos de neo-cuarzo son por lo tanto indicativos de redepositación de fluidos silíceos. Los granos de cuarzo están generalmente menos deformados, particularmente por fracturas que los feldespatos. Indicadores del sentido del cizallado tales como estructuras σ y δ (como se define por Passchier y Simpson, 1986) o fábricas S-C (Berthé y otros, 1979) están ausentes en nuestras muestras.

Fig. 9. (a) Porfiroclastos de feldespato (FSP) representando fractura transgranular paralela a las direcciones de

exfoliación. La mitad inferior de la figura muestra granos de cuarzo (Q) débilmente deformado pero no fracturado separados de los clastos de feldespatos por una delgada banda de fengita, mica + clorita. La mitad superior de

grano más fino consiste en neo-micas + clorita + opacos derivados de la desintegración química de feldespatos de plagioclasa. Barra de escala: 1mm. (b) Extremo de cola de un clasto de feldespato (FSP) con microgrietas

controladas por la exfoliación en dos direcciones. Las fracturas están selladas por micas y epidotas secundarias, que también forman una banda alrededor del clasto separándolas del mosaico de cuarzo relativamente no

deformado (Q) en la parte izquierda de la figura. Barra de escala: 1mm. (c) Clasto de feldespato alcalino lenticular (FSP) bordeado por una banda delgada de mica y clorita. Los cristales de cuarzo (Q) no muestran ningún signo de deformación frágil. Barra de escala: 1mm. (d) Cataclasita foliada. Capas delgadas máficas que encierran granos de

cuarzo no deformado subredondeado (Q) definen la foliación. Barra de escala: 1mm.

Fig. 5. (a) Milonita mostrando deformación plástica en un grupo de cuarzo (Q, cristales estirados) entre una pasta

micrográfica. Todos los feldespatos se desintegraron. Barra de escala: 1mm. (b) Estructura venada o textura escarapelada definida por cristales de cuarzo organizado simétricamente y nuevamente cristalizado (Q) alrededor de una cavidad pequeña de la roca (V) en una muestra ultramilonítica. Barra de escala: 1mm. (c) Ultramilonita con rastros opacos (óxido de hierro) rellenando microfracturas. Barra de escala: 1mm. (d) Ultramilonita silicificada con

vena (U) mineralizada y opaca (óxido de hierro). Barra de escala: 1mm.

La mayoría de los feldespatos de plagioclasa han sido alterados a rastros marrón-rojizos asociados a neo-micas, cloritas y epídotas. Como la plagioclasa no fue estable en este ambiente, la mirmequita no reemplazó el feldespato potásico en ninguna de las secciones examinadas. Con una deformación progresiva, las partes miloníticas de la zona de cizalla dúctil tienen un remarcable decrecimiento en el tamaño de grano, localmente gradando a ultramilonitas (Fig. 5b-d).

DISCUSIÓN

La mineralización de uranio Kanawa está confinada a una zona de cizalla frágil-dúctil caracterizada por rocas de falla miloníticas. La mineralización es controlada por estructuras frágiles de dirección N-S predominante (fallas y fracturas). Las estructuras de falla reprocesaron las bandas miloníticas principalmente por cizallamiento sinestral. Estas estructuras frágiles son claramente posteriores al evento dúctil. Esta relación de edades entre los episodios de deformación frágiles y dúctiles es bastante común entre los lineamientos de las rocas del basamento al NE de Nigeria. En esta sección, la plagioclasa es la más susceptible de las principales fases

fenocristalinas a ambas deformación frágil y alteración química, seguida por feldespato potásico y cuarzo como la fase más químicamente estable. Esta secuencia se ajusta a la que se deriva por Lasaga (1984), basado en cálculos termodinámicos de los tiempos de vida de los minerales. Tullis y otros (1990) atribuyeron la reactividad diferencial de cuarzo y feldespatos bajo esfuerzos a las propiedades de exfoliación de estas fases minerales. Esto es particularmente cierto a condiciones de metamorfismo de bajo grado, las dos direcciones preferenciales de exfoliación en feldespatos pueden ser responsables de la fragmentación de los feldespatos a pequeños clastos, mientras la ausencia de direcciones preferenciales de exfoliación en cuarzos significan que la fragmentación de este mineral es más difícil (Fitz Gerald y Stunitz, 1993). La naturaleza de las microgrietas en el feldespato en nuestras muestras apoyan esta idea. Sin embrago, la estabilidad mineral bajo tales condiciones también depende de la química de la roca en masa y el tipo de fluidos que se infiltran. Los datos geoquímicos de los fluidos en las rocas miloníticas siguen incompletas pero indican un ambiente de oxidación. Estos datos también muestran que los fluidos fueron enriquecidos en F (>64 ppm) y Br (>4ppm), con solo trazas de Cl (Suh, datos no publicados). Por la apariencia de los minerales secundarios, la milonita debió haberse formado a una temperatura baja, probablemente entre la epizona, a expensas de los feldespatos. Presión de confinamiento baja en la epizona permitió deformación frágil dilatante incluyendo microagrietamiento y cizallamiento. La abundancia en general de los fluidos acuosos silíceo-saturados en esta zona también contribuye a los dos comportamientos de deformación frágil y dúctil mejorando la propagación del microagrietamiento (Bell y Etheridge, 1976). El crecimiento de estas microfraturaciones conduce a reducción del tamaño de grano y finalmente, produce las milonitas de grano fino. Nosotros por lo tanto creemos que el mecanismo formando estas milonitas se produce principalmente por propagación de microgrietas y reducción del tamaño de grano progresiva, como se documentó en el análisis microscópico. Esto está en contradicción con el mecanismo propuesto por Fowler y Lennox (1992) que considera que las milonitas en su estudio fueron formadas por intensa repartición de la deformación en las litologías más débiles. Los productos secundarios asociados con alteración de feldespatos son albita, sericita-fengita, micas ± clorita ± epidota; varios minerales arcillosos y capas de óxido de hierro marrones-rojizas. Este conjunto es típico para condiciones metamórficas de sub-esquistos verdes, y fue probablemente alcanzado hacia 200-250ºC. La presencia de granos de cuarzo primario subangulares cubiertos por cuarzo neocristalizado, la existencia de cuarzo subhedral en estructuras venadas y la pasta micrográfica rica en sílice en las ultramilonitas son indicativo de eventos de silicificación penetrante en estos granitos milonitizados. Por lo tanto, las reacciones de plagioclasa a albita, y la formación subsecuente de clorita ± epidota y mica fengítica, todas liberaron Si (Kamineni y otros, 1993). Debido a que el cuarzo está menos deformado y algunos granos ocurren como sombras de presión, es poco probable que la disolución extensiva de cuarzo haya ocurrido durante la cataclasis; esto indica que el fluido acuoso fue probablemente saturado con respecto al cuarzo. En el campo la fractura principal y las superficies de falla están cubiertas con sílice, que también forma una parte muy importante de la matriz en las cataclasitas. Este estudio indica que la mayoría de este sílice fue derivado de la rotura de minerales primarios, notablemente

feldespato de plagioclasa. Debido a que la temperatura de deformación es muy baja, nosotros atribuimos la acción de los fluidos hidrotermales (lixiviación de uranio de la roca huésped y subsecuente concentración en fracturas) más que a la inyección magmática como el mecanismo de la concentración de uranio en esta roca. Carter y otros (1981) propusieron que la deformación de las rocas granitoides en condiciones de metamorfismo de bajo grado está controlada por el cuarzo y que el rol de los feldespatos puede llegar a ser significativo únicamente en facies de anfibolitas a esquistos verdes superiores. Sin embargo, la reacción asistida de feldespatos puede darse en un grado de metamorfismo mucho menor (Fitz Gerald and Stutnitz, 1993), como se documenta aquí. El estilo deformacional de la plagioclasa en estos granitos es típico para la deformación de la plagioclasa bajo condiciones de infiltración de fluidos. Esto es un fenómeno general durante la cataclasis (Hirth y Tullis, 1989; Kameni y otros, 1993). Los productos de alteración de los feldespatos son favorables para la deformación dúctil subsecuente. La alteración de la plagioclasa produjo iones libres como K+, Na+, Al3+ y Si4+ que pueden ser movilizados fácilmente, junto con el uranio, por los fluidos hidrotermales hacia las estructuras frágiles. Esto puede explicar que el metasomatismo alcalino y silicificación son alteraciones principales asociadas con la roca mineralizada. Recientes datos geoquímicos de roca en masa (Suh, datos inéditos) revelan que las muestras de cataclasita mineralizada tienen concentraciones medias de K2O y Na2O de 5.09 y 2.77% en peso, respectivamente, ambos valores siendo más altos que 2.86% en peso para el K2O y 2.04% en peso para el Na2O en el granito fresco. Sorprendentemente, una muestra típicamente milonitizada y no mineralizada tiene <1% en peso de K2O y trazas insignificantes de Na2O. Estos resultados confirman la lixiviación y la transferencia de masa química como procesos activos en el proceso de formación del depósito, pero hay que subrayar aquí que los datos geoquímicos obtenidos hasta aquí son muy pequeños para garantizar una descripción detallada aquí. Funtua y otros, (1992) confirmaron de los datos litogeoquímicos que la mineralización uranífera Kanawa está de hecho acompañada por removilización de Na, K y Mg pero no pueden identificar la fuente de estos iones: magmática, hidrotermal o removilizada desde dentro de la roca huésped. Nosotros mostramos aquí que la desintegración de feldespatos es una fuente plausible.

CONCLUSIONES

Los resultados de este estudio son los siguientes:

(1) La zona de cizalla milonítica alojando la vena uranífera Kanawa Violaine muestra evidencia de ambas deformaciones frágil y dúctil. En el centro de la vena hay bandas miloníticas y ultramiloníticas que gradan hacia afuera en cataclasitas y brechas de falla.

(2) La mineralización se produce como venillas a lo largo de estructuras de tendencia N-S (fallas/fracturas) y a lo largo de la foliación milonítica. Las estructuras frágiles son posteriores al evento dúctil.

(3) Los feldespatos de plagioclasa fueron la fase químicamente más inestable y se desintegraron entre el fluido-infiltrado-medio. Su descomposición contribuyó a

la liberación de los iones Si4+, K+ y Na+ responsables de la extensiva silicificación y alteración de filosilicatos asociados con la mineralización. Los fluidos saturados de sílice se removilizaron y subsecuentemente concentraron el uranio.

(4) Los feldespatos alcalinos se deformaron principalmente por fractura transgranular a lo largo de los planos con microgrietas rellenadas por micas y clorita secundarias. Algunas de estas microgrietas, especialmente en los feldespatos de plagioclasa desintegrados, muestran texturas de disolución.

(5) El cuarzo fue sometido a mucha recristalización in situ y deformación plástica, y muestra pequeña evidencia de deformación frágil. Fue químicamente la fase más estable durante el proceso de alteración, probablemente porque el fluido infiltrante estaba saturado con respecto al cuarzo.