Texturas Inclusiones Fluidas e Isopotos Sierras Pampeanas

458 Revista de la Asociación Geológica Argentina 64 (3 ): 458 - 471 (2009)

TEXTURAS, INCLUSIONES FLUIDAS E ISÓTOPOSESTABLES EN VETAS TENSIONALES CUARZO-AURÍFERASDE CIZALLAS PALEOZOICAS, SIERRAS PAMPEANASORIENTALES

Diana MUTTI1, Alejandro DI MARCO1, Carolina MÉNDEZ1 y Lidia KORZENIEWSKI2

1 Departamento de Ciencias Geológicas, Universidad de Buenos Aires, Buenos Aires, E-mail: [email protected] SEGEMAR, Buenos Aires.

RESUMEN En las Sierras Pampeanas afloran prominentes zonas de cizalla famatinianas con deformación dúctil a dúctil frágil y edad or-dovícica tardía - silúrica. Estas cizallas fueron reactivadas durante el Devónico - Carbonífero inferior por la sobreimposiciónde la orogenia achaliana, en un ambiente reológico dúctil - frágil, que en su etapa final evolucionó al campo frágil.Sincrónicamente, y con posterioridad al magmatismo devónico achaliano, se desarrollaron en las cizallas sistemas de vetas ten-sionales, rellenas con cuarzo blanco1, blanco a gris traslúcido2, gris3 y calcedónico4, con mineralización de oro, óxidos de W -Fe - Bi y sulfuros de metales base. En los sistemas de vetas, la depositación de oro predominó en el estadio3, en el cual pre-cipitaron también los sulfuros de metales base (< 15 % en volumen), dispuestos en cadena y diseminaciones dentro de unagregado microgranoso de cuarzo gris. Esta variedad de cuarzo se depositó en venillas y bandas, vinculadas con sitios de de-formación en el cuarzo blanco lechoso y gris traslúcido, y determinó texturas laminadas, en ribbon y brechosa, principalmen-te. Este trabajo se focaliza en el estudio del cuarzo gris3, mediante estudios meso y microestructurales, termobarométricos apartir de inclusiones fluidas e isotópicos de δ18O, complementándose con datos provenientes de las variedades de cuarzo blan-co1, calcedónico4 y rocas metamórficas e ígneas del basamento. Los resultados señalan la existencia de inclusiones bifásicas ytrifásicas, temperaturas de homogeneización en torno a ~ 278°C, bajas salinidades (< 5,22 %e.p. NaCleq), subpresión de flui-dos (Pint < Pconf), y fluidos hidrotermales derivados de fuentes magmáticas y/o metamórficas. Las condiciones de forma-ción para el estadio3, son consistentes con un proceso de deformación, neomineralización y relleno de fracturas tensionales,en condiciones reológicas frágiles e interacción de los fluidos con las rocas del basamento, durante la fase final de la orogeniaachaliana. El estudio avala también, la participación de aguas meteóricas durante el estadio4 final, debido entre otros, al alza-miento gradual de las Sierras Pampeanas desde el Devónico.

Palabras clave: Cizallas achalianas, Cuarzo gris, Oro, Texturas, Inclusiones fluidas, Isótopos estables.

ABSTRACT: Textures, fluid inclusions and stable isotopes in quartz-auriferous tensional veins of Paleozoic shear zones, Eastern Sierras Pampeanas.In Sierras Pampeanas, conspicuous Famatinian Ordovician - Silurian shear zones crop out, with brittle to brittle - ductile de-formations. In the Devonian - lower Carboniferous, these shears were reactivated by the superimposing achalian orogeny ina brittle - ductile to brittle regimen, transitional to brittle in the last evolution stage. Tensional veins synchronically developedin the shear systems, after the achalian Devonian magmatism, were filled with white1, white to transparent grey2, grey3 andchalcedonic4 quartz, bearing gold, W - Fe - Bi oxides and base metal sulphides. The deposition of gold in the quartz veinsystems and the precipitation of base metal sulphides (< 15 % per volume) was the most important process in stage3; thesemetals arranged in chains and disseminations in the microcrystalline grey quartz. The stage3 quartz appears in veinlets andbands, related to strain sites in the white milky and transparent grey quartz's, and determines mainly laminated, ribbon andstockwork textures. We emphasise in the grey3 quartz, through macro and microstructurals, termobarometric, fluid inclusionsand δ18O isotopes studies, with complementary information about massive white1 and chalcedonic4 quartz's, and metamor-phic and igneous basement rocks. The results point out the existence of double and triple phases in the fluid inclusions, withhomogenisation temperatures around ~ 278 °C, lower salinities (< 5,22 NaCleq) and fluid pressures (Pint < Pconf), andhydrothermal fluid signature derived from magmatic and/or metamorphic sources. Moreover, the stage3 is related with de-formational process, neomineralization and tensional fracture filling in rheologic brittle conditions, and interaction betweenhydrothermal fluid and basement rocks, during the achalian orogeny final phase. Furthermore, the results show that meteo-ric water participated in the final stage4 due to the Sierras Pampeanas uplift since the Devonian.

Keywords: Achalian shears, Grey quartz, Gold, Textures, Fluid inclusions, Stable isotopes.

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INTRODUCCIÓN

En las Sierras Pampeanas, las fajas de ci-zalla con orientación meridiana y edadordovícica - silúrica, constituyen rasgosgeológicos prominentes, relacionadoscon el emplazamiento del orógeno fama-tiniano durante el Ordovícico (Aceñolazay Toselli 1976), en el margen occidentalde Gondwana. Martino (2003) y Simp-son et al. (2003) caracterizaron las princi-pales fajas de la provincia de Córdobacomo cabalgamientos dúctiles inversosque dieron lugar a la formación de rocascon alta deformación no coaxial, talescomo gneisses miloníticos y milonitas.Sims et al. (1997), determinaron ademásepisodios devónicos de reactivación tar-día que relacionan con la orogenia acha-liana, como respuesta a la probable coli-sión entre el terreno alóctono Chilenia yel margen occidental de Gondwana(Ramos 1999).El registro de dichas reactivaciones en lasfajas de cizallamiento dúctil, fue docu-mentado por Martino (1993 y 2003),Sims et al. (1997) y Simpson et al. (2003),entre otros autores, como estructuras yrocas vinculadas con un campo reológicodúctil - frágil a frágil. En este registro sedebe incluir además el emplazamiento devetas en sitios dilatacionales de las fajas ysus aledaños, con ganga mayoritaria decuarzo y portadoras de mineralizaciónpolimetálica (Sims et al. 1997, Lyons et al.1997, Mutti et al. 2007 a y b).Relacionado con la apertura y evoluciónde las cizallas durante el ciclo famatinia-no, se emplazó un magmatismo calcoal-calino metaluminoso a peraluminoso dearco, en las sierras de San Luis y subordi-nadamente en las de Córdoba (Sato et al.2003). Mientras que junto con la reactiva-ción de las fajas miloníticas durante laorogenia achaliana, se desarrolló un mag-matismo devónico tardío a posorogénicoque generó batolitos sincinemáticos apostcinemáticos y al cual Mutti et al.(2007 a y b) vinculan parcialmente con laformación e instalación de las vetas decuarzo.Los ciclos de aperturas y cierres en siste-

mas de rocas deformadas, magmas y flui-dos hidrotermales tardíos a posorogéni-cos, determinaron para las sierras deCórdoba y San Luis un dominio linealmineralizado con Au, W, Ag, Pb y Zn,entre otros elementos, localizado entrelos 64º45´ y 65º45' O, pero que se conti-núan en las provincias de La Rioja, Cata-marca y Jujuy (Mutti et al. 2007a y b).Estos autores caracterizaron desde unpunto de vista estructural, litológico, iso-tópico y parcialmente a partir de inclusio-nes fluidas, las vetas de cuarzo polimetá-licas vinculadas con cizallas, en distritosrepresentativos de las sierras de Córdobay San Luis, y establecieron probablesfuentes de aporte, tipos de fluidos mine-ralizantes y un modelo común de empla-zamiento y evolución cinemática. En elpresente trabajo se ahonda en el conoci-miento del cuarzo gris del estadio3 (véa-se referencias en Skirrow et al. 2000 yMutti et al. 2007a y b), principal portadorde mineralización aurífera de las vetastensionales expuestas en las fajas de ciza-llas de las Sierras Pampeanas. Se incluyennuevas determinaciones meso y microes-tructurales, termobarométricas obtenidasa partir del estudio de fluidos entrampa-dos en el cuarzo e isotópicas para δ18O,que conducen a precisar las condicionesque actuaron y promovieron la deposita-ción del oro, en uno de sus episodios ini-ciales.

LAS FAJAS DE CIZALLASPALEOZOICAS Y LOSSISTEMAS DE VETASTENSIONALES CONCUARZO MINERALIZADO

De acuerdo con Martino (2003), Sato etal. (2003) y Mutti et al. (2005 y 2007a y b),en las Sierras Pampeanas Orientales elcierre del ciclo famatiniano se manifiestaa través de discretas fajas de cizallamien-to dúctil de alto ángulo, con vergenciaoeste y cabalgamientos de bloques, indi-cativos de una colisión oblicua. El picometamórfico famatiniano, en las rocasmetapelíticas, está representado por laasociación granate + biotita + sillimanita

feldespato K + cordierita (Gordillo 1984,Otamendi y Rabbia 1996, Cerredo 1996).En la mayor parte de las fajas de cizalla,la deformación paleozoica determinó es-tructuras tales como clivaje de presión -flujo y pliegues apretados en chevron quedefinen una fábrica textural penetrativametamorfizada, con formación de rocasmiloníticas a temperaturas de 500ºC y su-periores (Simpson et al. 2001). En esta fá-brica es corriente observar estructurasdelta y sigma con porfiroclastos rotadosde granate, feldespato y/o cuarzo en lasrocas silicoclásticas, o de hornblenda y/opiroxeno en anfibolitas y otras rocas má-ficas, junto a boudinage dúctil y plieguesparásitos.Posteriores episodios de reactivación tec-tónica, que de acuerdo con Sims et al.(1997), señalan el inicio del ciclo achalia-no, determinaron la exhumación de lasfajas de cizalla en condiciones reológicasdúctiles-frágiles, con un metamorfismoretrógrado en facies esquistos verdes, de-finido por biotita + moscovita + cuarzo+ feldespato K + apatito + epidoto mag-netita. Nuevos episodios de milonitiza-ción con cataclasis subordinada oblitera-ron la deformación famatiniana, y origi-naron estructuras tales como: planos decrenulación C-S, sigma, delta, cintas decuarzo recristalizado, dominó, mica-fish,kink bands y otras, vinculadas con uncampo reológico dúctil-frágil predomi-nante.La finalización del ciclo achaliano, con ellevantamiento final del orógeno y su ex-posición a condiciones reológicas neta-mente frágiles, queda evidenciada por laformación de trenes repetitivos de grietasy/o fracturas tensionales o escalonadasen echelon, sintéticas y antitéticas con res-pecto al sentido de movimiento de las ci-zallas principales (Mutti et al. 2007a). Laacción sincrónica de sistemas hidroter-males relativamente cerrados, determinóel relleno de las discontinuidades, a partirde sucesivos pulsos de fluidos acuo car-bónicos y acuosos juveniles - metamórfi-cos portadores de elementos metálicos,que luego evolucionaron hasta acuososmeteóricos (Mutti et al. 2007a). Su depo-

sitación en las zonas de alivio de las ciza-llas frágiles, generó sistemas de vetas yvenas en echelon y/o escalonadas, a menu-do sigmoideas, con cuarzo + calcita + fi-losilicatos + óxidos, portadoras de mine-ralización diseminada y/o en cadenas deoro, óxidos de Fe - W y sulfuros de me-tales base. Entre estos episodios, se des-taca el que depositó el cuarzo gris del es-tadio3, portador de las mayores concen-traciones de oro.En las Sierras Pampeanas Orientales, en-tre las estructuras que albergan sistemasde vetas mineralizadas, sobresale por susdimensiones la megacizalla Tres Árboles(Simpson et al. 2003), cuya traza en sumayor parte coincide con el margen occi-dental de la sierra de Córdoba y limita losdominios pampeano y famatiniano (Fig.1). Esta faja, con dirección general nortee inflexiones de rumbo NO, recibe dis-tintas denominaciones en el sentido nor-te-sur: faja Los Túneles (Martino et al.2003), faja Ambul - Mussi (Martino 1993y 2003) o zonas Ambul y Tres Árboles(Withmeyer y Simpson 2003), faja Gua-cha Corral (Martino et al. 1995) y faja LasLajas (Otamendi et al. 1996). Distintossectores de la megacizalla albergan siste-mas tardíos de vetas tensionales rellenascon cuarzo y mineralización metalífera,representados por los distritos de W-Cu-Zn Ambul (Herrmann 2002), W-Bi-Au-Cu-Pb Cerro Áspero (Mutti y GonzálezChiozza 2005a y b), Ag-Pb-Zn Villa Do-lores (Lapidus y Fernández Lima 1960) yAg-Pb-Zn Piedra Blanca (Mutti y DiMarco 1999).Otras fajas de cizalla, consanguíneas, tar-días o secundarias respecto a Tres Árbo-les, que alojan vetas de cuarzo mineraliza-das son: Guamanes (Martino 1993) y LaHiguera - Dos Pozos (Lyons et al. 1997)en Córdoba, y Río Guzmán (Sims et al.1997) en San Luis. A la faja Guamanes(Fig. 1) se vincula la mineralización deAu-Cu-Zn-Pb del distrito Candelaria(Bonalumi y Gigena 1984, Miró 1999),mientras que la faja La Higuera - DosPozos alberga vetas polimetálicas del dis-trito El Guaico (Sureda 1978). En la fajaRío Guzmán se reconocen vetas con W-

Au de los distritos Santo Domingo, ElAraucano - La Higuera y La Teodolina(Brodtkorb et al. 1999); aunque la posiblecontinuidad de la faja en sentido noresteesbozada por Martino (2003), permitiríaincluir también los distritos de W-Cu SanMartín (Etcheverry 1991) y Ag-Pb-Zn-Au-Cu Las Aguadas (Ulacco 1997).En las fajas de cizalla de las Sierras Pam-peanas, el análisis de las fábricas tectóni-cas macro y microestructurales de las ro-cas, permite obtener información geoló-gica en aspectos tales como los mecanis-mos de deformación operados y suscambios a través del tiempo y las varia-bles termodinámicas de control ejercidas,entre ellas temperatura, presión del flui-do y relación entre presión confinante -deformación. En las vetas de cuarzo delestadio final del ciclo achaliano, es posi-ble definir además los tiempos relativos yalcances de los procesos hidrotermales yla reactivación de las estructuras hospe-dantes de las menas.Entre los sistemas vetiformes relaciona-dos con cizallas achalianas, se eligieronpara efectuar este estudio los distritos mi-neros El Guaico, Candelaria y Cerro Ás-pero en la provincia de Córdoba, y SanMartín y Las Aguadas en la provincia deSan Luis (Fig. 1). Se incluyeron tambiénlas vetas de los distritos de W-Cu-Bi LaBismutina (Fernández 1999) de Córdobay de Pb-Zn-Ag San Bernardo (Mutti et al.2007a) y W-Bi-Cu-Au Los Cóndores (Et-cheverry y Brodtkorb 1999) de San Luis,localizados fuera de las cizallas principa-les, pero con similares rasgos estructura-les, petrográficos y metalogenéticos.

MÉTODOS ANALÍTICOS

En los distritos mineros analizados, laprincipal variedad de cuarzo hallada esblanco lechosa y translúcida. A esta varie-dad se sobreimponen múltiples episodiosde fracturamiento y sellado de cavidades,generalmente relacionados con la deposi-tación de cuarzo gris, el cual rara vez su-pera el 20 % en volumen, dentro de lasvariedades de cuarzo citadas en Mutti etal. (2007b).

En el laboratorio del Área Geología Mi-nera del Departamento de Ciencias Geo-lógicas de la UBA, se prepararon 11 sec-ciones microscópicas doblemente puli-das del cuarzo del estadio3, y subordina-damente del estadio1, para su estudio pe-trográfico y termobarométrico, y 18 sec-ciones delgadas para su estudio textural.La confección de las secciones bipulidasfue realizada de acuerdo al procedimien-to propuesto por Velasco (2004); para suobservación petrográfica se utilizó unmicroscopio Olympus BX60 y las medi-ciones cuantitativas se hicieron con unaplatina de enfriamiento/calentamientoFluid Inc. perteneciente al SEGEMAR.Durante los ensayos de enfriamiento seregistraron las temperaturas de final defusión del hielo (Tmice) y clatrato (Tm cla-

trato) para determinar la salinidad de losfluidos (Bodnar et al. 1985 y Collins, 1979respectivamente) y la temperatura de fu-sión del CO2 (TmCO2) obtenida para eva-luar la pureza de la fase carbónica. Du-rante los ensayos de calentamiento de lasinclusiones se obtuvieron temperaturasde homogeneización del CO2 (ThCO2)para determinar la densidad del CO2(Shepherd et al. 1985) y temperaturas dehomogeneización total (Thtotal).Se obtuvieron 103 datos cuantitativos pa-ra tratamiento estadístico, que amplía lainformación sobre inclusiones fluidas deSkirrow et al. (2000) y Mutti et al. (2007b).No fue posible realizar mediciones en elcuarzo calcedónico rojo del estadio4, por-tador de hematita finamente intercreciday carbonatos, variedad a la que Skirrow etal. (2000) denominan jasperoide.Las determinaciones por δ18O, se llevarona cabo sobre un total de 19 muestras decuarzo de las variedades blanca1, gris3 ycalcedónica4 de las vetas, de metamorfi-tas afectadas por la tectónica achaliana yde rocas ígneas famatinianas y achalianas.La separación se realizó mediante lupabinocular, con posterior molienda en ellaboratorio del Área Geología Minera delDepartamento de Ciencias Geológicas dela Universidad de Buenos Aires. Las me-diciones de δ18Ocuarzo se efectuaron en ellaboratorio Actlabs de Canadá, mediante

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la técnica TIMS (Thermal Ionization MassSpectrometry), con los estándares VSMOW(Viena Standard Mean Ocean Water) y unaprecisión de 0,3 ‰. Los cálculos para de-terminar δ18Ofluido, se realizaron en gabi-nete mediante las ecuaciones de fraccio-namiento isotópico generadas por Mat-suhisa et al. (1979) y Kita et al. (1985), uti-lizándose en ellas las temperaturas medi-das en las inclusiones fluidas del cuarzoblanco y gris de las vetas, y estimadaspara el cuarzo calcedónico de las vetas yel cuarzo de las metamorfitas y rocas íg-neas.

TEXTURAS DEDEPOSITACIÓN DELCUARZO

Se detallan nuevas determinaciones mi-neralógicas y texturales surgidas de la ob-servación de muestras de mano y seccio-nes delgadas orientadas, para presentaruna caracterización descriptiva del com-portamiento mecánico del material por-tador de oro de las vetas orogénicas du-rante el estadio3. Para ello se aplicó elmarco conceptual de las texturas pro-puestas por Dowling y Morrison (1989) y

Dong et al. (1995), que contempla arre-glos espaciales de materiales depositadosen condiciones epitermales a mesoterma-les.Siguiendo la clasificación de Dowling yMorrison (1989) y Dong et al. (1995), elmaterial se puede agrupar bajo dos textu-ras macroscópicas predominantes: 1) decrecimiento primario y 2) de crecimientosecundario.Las texturas macroscópicas de creci-miento primario reflejan el episodio ini-cial y principal de relleno y formación delas vetas; no obstante también respondena pulsos de crecimiento de cuarzo duran-te sucesivos episodios de depositación,en cuyo caso debe considerarse ademásla deformación de los materiales previosy neomineralización. Las texturas de cre-cimiento secundario, son de recristaliza-ción y/o reemplazo y mayormente, serestringen al cuarzo blanco preexistente yla generación del cuarzo gris; reflejan de-formación por deslizamiento, rotación,migración de bordes de granos, reduc-ción de límites del área cristalina, kinkbands, presión - disolución - redeposita-ción y sellado (crack seal), difusión, recris-talización y brechamiento, entre otros

mecanismos.Las texturas macroscópicas de creci-miento primario en cuarzo están repre-sentadas en las venas orogénicas por lasvariedades:1) Maciza (buck o bull): domina en el cuar-zo blanco o blanco lechoso de granogrueso, generalmente estéril o con menosde 5 g/t Au. En sección delgada predo-mina un agregado de cristales subhedra-les a euhedrales. En ocasiones, cuarzoblanco grisáceo o gris vítreo traslúcido,con aspecto similar al tipo buck, parecieraprevalecer en aquellas vetas alojadas enrocas graníticas, o en venas sigmoides lo-calizadas en migmatitas milonitizadas.2) Fibrosa paralela: determinada por cris-tales elongados de cuarzo con sus ejescristalográficos - C orientados con altoángulo respecto a los contactos entre lasvetas y rocas de caja (Fig. 2a). En ocasio-nes se observan cristales elongados cur-vilíneos que indican, entre otros aspec-tos, movimientos transcurrentes y/o va-riación durante su crecimiento, de la di-rección del campo de esfuerzos local o aescala de la zona de cizalla. Las fibras sonelongadas y muestran múltiples incre-mentos de crecimiento progresivo, sin

Texturas, inclusiones fluidas e isótopos estables en vetas tensionales ...

Figura 1: a) Mapa de laArgentina con indicación delas Sierras PampeanasOrientales de San Luis yCórdoba y el orógeno fama-tiniano, modificado de Satoet al. (2003); b) Geologíasimplificada de las sierras deSan Luis y Córdoba, con in-dicación de las zonas de ci-zalla mayores y los distritoscon mineralización metalífe-ra en vetas de cuarzo acha-lianas.


Figura 2: Fotografías (a, b,d) y microfotografías (c, e,f, g, h) de macro y microes-tructuras en el cuarzo de re-lleno de vetas tensionales encizallas de las SierrasPampeanas Orientales: a) fi-brosa paralela; b) laminada;c) en cono; d) brechosa; e)subgranos poligonales; f)subgranos neoformados enbordes de cuarzo y en ban-das; g) bandas de granosneoformados y deformaciónlamelar difusa (de borde iz-quierdo inferior hacia dere-cho superior); h) inclusionesfluidas en escoba.Microfotografías c, e, f y gcon analizador, la barraequivale a 200 micrones.Microfotografía h sin anali-zador, la barra equivale a 50micrones, véase referenciasen el texto.

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terminaciones idiomorfas, con superfi-cies basales pequeñas y terminales mayo-res. En secciones delgadas tienen extin-ción ondulante, y están cortadas por ban-das de cuarzo subparalelas a los márge-nes de las venas o vetas.3) En peine: definida por cristales pris-máticos paralelos dispuestos perpendicu-larmente a los límites vena/veta - roca decaja. Se restringe a cavidades de dilata-ción en venas y vetas. En sección delgadalos cristales son comúnmente más an-gostos en sus bases.Las texturas de crecimiento secundario aescala macroscópica se agrupan en las va-riedades:1) Laminada: integrada por bandas decuarzo con variado tamaño de grano y/odiferente color, paralelas a subparalelas alrumbo de la veta (Fig. 2b). Los contactosentre las bandas suelen ser netos, aunquea escala microscópica pueden tener bor-des aserrados y finos agregados de filosi-licatos (biotita + moscovita) + arcillas +óxidos, con similar orientación a los cris-tales de cuarzo.2) Ribbon: corresponde a otro subtipomuy difundido, que muestra la combina-ción de bandas con diseño tipo buck jun-to a otras de cristales elongados y/o de-formados, y finas bandas paralelas entresí y/o venillas de granos a subgranos decuarzo gris. Con frecuencia incluye frag-mentos laminados de roca de caja pene-trativamente silicificada.3) Estilolítica: Se visualiza por zonas os-curas de cuarzo gris con geometría curvi-línea, junto a finos y escasos cristales defilosilicatos. Ocasionales carbonatos y sul-furos ocupan sitios de relleno y reempla-zo respectivamente. Un estadio precursorde esta variedad textural está definida pormicroestructuras con diseño en cono deacuerdo con García et al. (2005). El dise-ño en cono es sumamente frecuente enlos yacimientos estudiados (Fig. 2c) ysuele transformarse en dislocaciones in-tercristalinas con trazo recto y orientacio-nes de 15°, 30° y 0° con respecto al rum-bo de la veta. Albergan cristales euhedra-les de pirita a lo largo de su traza, conarreglo en cadena.

4) En mosaico: formada por cuarzo gra-noblástico fino de color blanco grisáceoa traslúcido, generalmente anhedral asubhedral y con uniones triples a 120ºentre los individuos.5) Brechosa: compuesta por fragmentosde roca de caja milonitizada y/o cuarzoblanco y/o gris a traslúcido, cementadospor cuarzo gris y hematítico jasperoidal(Fig. 2d). Los fragmentos son angulososy suelen desarrollar textura jig saw en si-tios de intersección entre venas de relle-no principalmente. Este arreglo cristalinotambién puede preservar registros defragmentos silicificados de roca de caja ode cuarzo de estadios previos, cementa-dos por el cuarzo gris. En este caso, losfragmentos suelen ser elongados a subre-dondeados, con sus bordes difusos o tran-sicionales.Con respecto a las microtexturas delcuarzo gris, surgen en su mayoría por de-formación intracristalina de individuos,deslizamiento de planos dentro de crista-les y pérdida de homogeneidad en la redcristalográfica debido a rotura de enlaceso dislocaciones, recuperación y genera-ción de subgranos en bandas bajo condi-ciones dinámicas. Estas texturas señalanuna evolución del sistema, tendiente a al-canzar su menor energía interna en pre-sencia de fluidos intercristalinos (Pass-chier y Trouw 1996, Cox et al. 2001).De acuerdo con la clasificación de Pas-schier y Trouw (1996), la variedad decuarzo gris aquí analizada, está espacial ytemporalmente relacionada con microes-tructuras desde ondulante, lamelar y encono, hasta de subgranos de forma ame-boidal y/o poligonal (Fig. 2e).En general, la migración de los bordes degranos durante la recristalización deter-minó nucleación de fases cristalinas delorden de los ~ 50 μm y neoformación desubgranos, en individuos de cuarzo pree-xistente y menos deformado.Las bandas de subgranos varían aproxi-madamente entre 50 y 500 μm (Fig. 2f) yguardan una relación curvilínea determi-nada por cuatro direcciones principales;dos de ellas oblicuas al rumbo de la ve-ta/vena, guardan entre sí un ángulo me-

nor a 45° (direcciones conjugadas) y po-seen la mayor extensión en el sistema; lasdos restantes se disponen aproximada-mente transversal y paralelas al rumbodel cuerpo mineral respectivamente (Fig.2g). Estas últimas controlan bandas demenor extensión que las oblicuas, conuna proporción ~ 1:5. En particular, cuan-do las bandas transversales se ubican enla zona de intersección de bandas o veni-llas oblicuas, describen formas sigmoide-as y marcan un incremento del espesorde la venilla, vena o banda, generando di-seños en echelon. Estos sitios de dilataciónposeen abundante sulfuros, entre ellospirita, y micas con kink bands.En el caso del distrito Candelaria, tam-bién es posible definir dominios de cliva-je paralelo a subparalelo al rumbo de lasvenas/vetas, con microlitones de un es-pesor entre 30 y 500 μm. Es visible ade-más un clivaje de crenulación incipiente,indicativo de deformación de grado in-termedio, bajo un régimen con tempera-turas menores a 300°C, mecanismos detransferencia de soluciones y acumula-ción del material insoluble a lo largo deplanos de disolución (Passchier y Trouw1996). En los distritos El Guaico, Cande-laria, Cerro Áspero y San Martín, megas-cópicamente se observa además un cuar-zo gris más oscuro, y al microscopio ban-deamiento coloforme de cuarzo recrista-lizado con textura fibrosa, sacaroide y/oen mosaico.

INCLUSIONES FLUIDAS

El estudio petrográfico y tipológico se re-alizó sobre muestras de cuarzo blanco1estéril portador de pirita, con cuarzo gris3sobreimpuesto junto a sulfuros polimetá-licos, pirita y oro. El cuarzo blanco1 pre-domina en venas masivas poco potentesy el cuarzo gris3 en las laminadas ribbony/o brechosas, junto con minerales talescomo esfalerita, calcopirita, galena y sul-fosales.

Petrografía de inclusiones fluidasSe diferenciaron dos tipos principales deinclusiones fluidas en las muestras de


cuarzo analizadas (Cuadro 1). Fueron cla-sificadas de acuerdo al número de fasespresentes a temperatura ambiente y alcomportamiento de las fases en los ensa-yos microtermométricos:Inclusiones de tipo 1: son bifásicas acuo-sas, presentan una burbuja de vapor detamaño variable que en general no supe-ra el 60 % del volumen de la inclusión(Shephered et al. 1985). Se disponen enmicrofracturas selladas o en grupos intra-granulares. Tienen morfología regular deforma elongada y tamaños que varían en-tre 5 y 10 micrones.Inclusiones de tipo 2: son inclusionescon una fase carbónica y se ubican en mi-crofracturas y grupos intragranulares. Sediferenciaron tres subtipos: 2A son aque-llas inclusiones con CO2líquido + CO2va-

por; la proporción de la fase vapor varíaentre el 20 y 90% del volumen de la in-clusión. Tienen morfología regular hastade cristal negativo, con tamaños que noexceden los 30 micrones; las inclusiones2B presentan CO2 líquido + CO2 vapor +H2Olíquida con proporciones variables defases carbónicas. En general son igual oligeramente mayores en tamaño que lasinclusiones del subtipo 2A, con morfolo-gías regulares e irregulares; por último lasinclusiones denominadas 2C tienen CO2

líquido + CO2 vapor + H2O líquida + sólido;donde el sólido es un mineral transparen-te y pequeño que no pudo ser identifica-do. La proporción de fluidos carbónicoses variable; en general la fase vapor car-bónica ocupa entre el 30 y 50% del volu-men de la inclusión. Estas inclusionesfueron reconocidas en menor cantidaden las muestras de los distritos La For-tuna, Las Asperezas y La Bismutina, siem-pre asociadas a las otras inclusiones detipo 2 y eventualmente a las de tipo 1.Presentan desde morfología regular alar-

gada hasta irregular. Los ensayos micro-termométricos no dieron resultados po-sitivos al no observarse fehacientementelos cambios de fase.Es posible distinguir entre inclusiones pri-marias y/o pseudosecundarias siguiendola clasificación de Roedder (1984), consi-derándose en este conjunto aquellas in-clusiones aisladas, que forman gruposirregulares tridimensionales dispuestos alo largo de planos de crecimiento intra-cristalino. Mientras que las inclusionesalineadas en planos que cortan límites degranos, fueron consideradas secundarias(Roedder 1984). Sin embargo en estas úl-timas, debe añadirse que el carácter se-cundario es con respecto a la etapa inicialde depositación del cuarzo blanco1 le-choso tipo bull, pues parte de ellas soncogenéticas con el estadio3 y episodiossucesivos de recristalización del cuarzogris, depositación de oro y pirita, hastallegar a la formación de calcedonia hema-títica o jasperoide del estadio4 con rede-positación de oro. En algunos casos, lasinclusiones tipo 1 y 2 se hallan juntas,dentro de un arreglo planar individual.Esta característica sugiere que represen-tan fases inmiscibles de un fluido, atrapa-das al mismo tiempo, tal como se evalua-rá posteriormente.

Termometría de inclusiones fluidasLas inclusiones fluidas del tipo 1 homo-geneizan dentro de la fase líquida; laThtotal varía entre 225ºC y 324ºC, con unamedia de 278,59ºC (n=70) (Fig. 3a y Cua-dro 1). Se encontraron en su mayoría enmuestras provenientes de los distritos mi-neros Los Cóndores, San Martín, CerroÁspero, Candelaria, El Guaico y La Bis-mutina. La Tm (fluido) se ubica entre-7,3°C y -1,3°C con un valor medio de-3,29°C. La salinidad presenta valores

desde 2,2 hasta 10,9 %e.p. NaClequivalentecon un valor medio de 5,22 %e.p.NaClequivalente (Fig. 3b y Cuadro 1).Las inclusiones tipo 2A de CO2, en mues-tras de los distritos San Bernardo, LasAguadas, San Martín y Cerro Áspero,homogeneizan dentro de la fase líquida.La TmCO2 tiene lugar entre -56,2ºC y-58,3ºC, con un valor medio de -57,16ºC(n=7). La temperatura de fusión hallada,por debajo del punto triple del CO2 puro(-56,6°C), señala la participación de otrasespecies volátiles (ej. CH4, N2) junto alCO2 (Shepherd et al. 1985). La ThCO2 pa-ra las inclusiones tipo 2A muestra un ran-go de valores comprendido entre 10,1ºCy 29,6ºC, con una media de 19,61ºC (n=7) (Fig. 3c y Cuadro 1).Las inclusiones tipo 2B de CO2 + H2O,obtenidas de los distritos San Bernardo,Las Aguadas, San Martín y Cerro Áspero,homogeneizan el CO2 tanto en la fase lí-quida como la de vapor. La ThCO2 se en-cuentra entre 14,2ºC y 29,8ºC y la mediaes de 24,42°C (n=25) (Fig. 2c y Cuadro 1).La Thtotal fue determinada entre 214ºC y313ºC con una media de 278,16°C (n=25)y un rango de salinidad entre 0,3 y 7,4 %e.p. NaClequivalente, con un valor medio de4,38%e.p. NaClequivalente. La temperaturade fusión del clatrato varía entre 6,2 °C y9,8°C (media de 7,8°C) y la TmCO2 entre-55,4°C y -59,4°C, indicando la probablepresencia de pequeñas concentracionesde otras fases gaseosas (Shepherd et al.1985).

DISCUSIÓN YCONCLUSIONES

Correlación de datosLa presencia de inclusiones acuosas ycarbónicas (tipos 1 y 2), con temperatu-ras de homogeneización y salinidad simi-


1n= 70 -3,29 - - - 278,59 0,8004 - 5,22 62,94 8002A n= 7 - -57,15 - 19,61 - 0,7500 - - - 10002B n= 25 - -57,50 7,80 24,42 278,16 0,9469 -11,04 4,38 1639 1900

CUADRO 1: Valores promedio de temperaturas, presiones, salinidades y densidades, en inclusiones fluidas de tipo 1, 2A y 2B, entram-padas en el cuarzo de vetas polimetálicas de las Sierras Pampeanas Orientales, véase referencias en el texto.

Tipo de Tmhielo (°C) TmCO2 (°C) Tmclatrato ThCO2 (°C) Thtotal (°C) Densidad XCO2 Salinidad Pfluido (bar) Pconf.inclusión (°C) g/cm3 %NaCleq a 278°C (bar)

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lares entre sí (~ 278°C y 4,4 - 5,2%e.p.NaClequivalente respectivamente), indica in-miscibilidad de un fluido homogéneo(Ramboz et al. 1982), definido por el sis-tema H2O - CO2 - NaCl. Datos similaresfueron calculados por Coniglio et al.(2001 y 2004) y González Chiozza (2004)para el sistema Cerro Áspero, por Cra-vero (1999) y JICA-MMAJ (1993) paradepósitos de la sierra de Las Minas y porGonzález y Mas (2000) para la mina LaBragada del distrito Candelaria.Coniglio et al. (2001 y 2004) y GonzálezChiozza (2004) registran en facies de unsistema de greisen del distrito Cerro Ás-pero, salinidades y temperaturas ligera-mente mayores (hasta ~ 12%e.p. NaCle-

quivalente y ~ 425°C, respectivamente), a lashalladas en material equivalente al esta-dio1 de este trabajo.En el caso de las vetas de la sierra de lasMinas, el rango de temperatura de homo-geneización citado para inclusiones en elcuarzo blanco es amplio (168°C a 317°C;JICA-MMAJ 1993). La revisión y reinter-pretación de los datos de esta región su-gieren que el cuarzo blanco posee una Thmedia de 271°C y es portador de oro conleyes < 8,97 g/t. Esta variedad de cuarzose confunde fácilmente con la de cuerpospegmatíticos, por su aspecto, fractura ycolor. A diferencia de ello, el cuarzo grisequivalente al cuarzo3 de este estudio,presenta una Th inferior a 200°C y es por-tador de oro con leyes > 8,97 g/t (ej. LaFlorida y Callana V con 38,53 g/t Au y43,67 g/t Au, respectivamente). Desafor-tunadamente, no se posee documenta-ción sistemática de los tipos de cuarzo einclusiones fluidas y de la historia de ca-lentamiento - enfriamiento, en el reporteJICA-MMAJ (1993). Sin embargo, Cra-vero (1999) identifica cuatro tipos decuarzo que siguen tres estadios de depo-sitación, en donde el estadio2 tiene salini-dad promedio de 12%e.p. de NaCl equiva-

lente., Thliquido de 330°C y Thvapor de 320 -360°C para inclusiones enriquecidas enCO2, con H2O (líquida) + CO2 (líquidoy/o vapor), similares a las tipo 2B identi-ficadas en este estudio. Dichos autores,señalan también presencia de CH4 o N2 e


Figura 3: Histogramas defrecuencia para inclusionesfluidas del tipo 1 y 2 encuarzo: a) vs. Th total (°C);b) vs. % en peso deNaClequivalente; c) vs.ThCO2; d y e) vs. P (bares),en vetas polimetálicas delas Sierras PampeanasOrientales, véase referen-cias en el texto.

inclusiones hipersalinas con fases acuo-sas, de vapor y cristales de halita.En cuanto al distrito Candelaria, Gonzá-lez y Mas (2000) reconocen fluidos ricosen CO2 y H2O, con una Th variable des-de 150°C hasta 400°C. Para el sistemacarbónico, registran salinidades que abar-can desde 7,5 hasta 12%e.p. NaClequivalentey densidades entre 0,85 y 1,07 g/cm3;mientras que para el sistema acuoso lassalinidades varían entre 8 y 14%e.p.NaClequivalente, con una densidad prome-dio de entrampamiento del fluido de 0,97g/cm3.

TermobarometríaLa participación de un sistema bifásicocon H2O y CO2, tanto en fase de vaporcomo líquida supone, junto con los ras-gos texturales del cuarzo y el ambiente dedepositación en zonas de cizalla, un fuer-te vínculo entre deformación, presión ytemperatura, como condicionantes parala depositación de los elementos quími-cos del estadio de cuarzo3. En conse-cuencia, se investigó el comportamientotermobarométrico del sistema, siguiendola metodología de Vityk y Bodnar (1995),utilizándose el programa FLINCOR(Brown 1989) para graficar isocoras; enparticular se analizaron las condicionesde solubilización y/o depositación de lasílice (Fournier 1985) y del oro (Rom-berger 1988).Los datos proyectados señalan para lasinclusiones fluidas tipo 1, presiones in-ternas o de fluidos entre 21 y 92 bares,con una media de 62,94 bares y para lastipo 2B valores entre 528 y 2.700 bares,con una media de 1.639,8 bares (Figs. 3d,3e y Cuadro 1).La ponderación de la temperatura de ho-mogeneización con respecto a la presión(Figs. 4a y b), determina dos poblacionesde datos que revisten trayectorias de ree-quilibrio, luego del entrampamiento delfluido y bajo condiciones de deforma-ción dinámica, y se emparentan con re-activaciones sucesivas de las zonas de ci-zalla. Los episodios múltiples de aperturay sellado, se preservan en las micro, mesoy macrotexturas de las vetas mineraliza-

das, reportadas en este trabajo y en Muttiy González Chiozza (2005 a y b) y Muttiet al. (2007b).La población de inclusiones tipo 2B, deacuerdo con el modelo experimental deVityk y Bodnar (1995), se distribuye conun diseño recto de evolución, equivalen-te al de un sistema bajo condiciones dedescompresión/compresión isotérmica(ITD/ITC); mientras que las inclusionestipo 1 reflejan una distribución acordecon calentamiento/enfriamiento duranteun régimen isobárico (IBH/IBC) (Fig. 4b).Al respecto, condiciones isotérmicas com-presionales pueden ser el resultado delespesamiento de la corteza durante un ré-gimen de subducción, fallamiento y sedi-mentación (ej. Spear 1993); mientras queun atenuamiento cortical acompañadopor alzamiento tectónico, erosión y ex-tensión, produce descompresión isotér-mica. El enfriamiento isobárico usualmen-te está inducido por procesos de acreciónde magma dentro o bajo una cortezacontinental, o también por fallamientodirecto y extensión de la corteza engrosa-da, en ambientes de arcos continentales ocolisionales (ej. Harley 1989). El calenta-miento isobárico refleja en cambio acu-mulación de magma subplacado (Chap-man y Furlong 1992).El cuadro descripto, a partir de los datosprovistos por el estudio de Vityk y Bod-nar (1995), (Fig. 4), permite individualizardos escenarios básicos en función de lasposibles relaciones entre la presión inter-na o presión de fluido entrampado (Pint)y la presión confinante (Pconf). Condi-ciones de Pint < Pconf o de subpresiónde fluido gobiernan en ambientes decompresión isotérmica y/o enfriamientoisobárico, mientras que regímenes dePint > Pconf o de sobrepresión de flui-do son consecuentes con un calenta-miento isobárico y/o descompresión iso-térmica.Con el fin de establecer cuales fueron lascondiciones de interacción existentes en-tre Pint y Pconf durante el Devónico -Carbonífero, que permitieron la deposi-tación de la variedad de sílice gris del es-tadio3 en las Sierras Pampeanas, se aplicó

el programa Flincor y se calcularon iso-coras mediante ecuaciones de estado,usando valores de presión media (bares),temperatura de homogeneización (°C) ydensidad (g/cm3) de fluidos de las inclu-siones tipo 1 y 2 (Fig. 5). Este diagramailustra la relación de la presión respecto ala temperatura y la densidad del fluido, ylas curvas de inmiscibilidad para los siste-mas H2O - CO2 puro (curva 1) y H2O -CO2 con una salinidad de 4,7%e.p.NaClequivalente (curva 3). Este último valor,es próximo a la salinidad media calculadapara el cuarzo gris de las vetas de lasSierras Pampeanas (Cuadro 1).De la figura 5, surge que la temperaturamedia de ~ 278°C coincide con la obte-nida por la intersección de las isocoras de0,752 y 0,946 g/cm3, cuyas salinidadesson < 0,1% y 4,35%e.p. NaClequivalente,respectivamente, y la curva de inmiscibi-lidad de un sistema H2O-CO2 puro. Asi-mismo, a esa temperatura le correspondeuna presión (Pconf) de 1.900 bares paralas inclusiones tipo 2. Este valor dePconf supera la Pint o presión de fluido(1.639 bares), definida para las inclusio-nes tipo 2, y además contrasta con el va-lor relativamente bajo de 800 bares halla-do para la Pconf de las inclusiones tipo 1(Cuadro 1).Por lo tanto, Pint (1.639 bares) < Pconf(1.900 bares) para las inclusiones tipo 2 yPint (62 bares) < Pconf (800 bares) paralas inclusiones tipo 1, avalan condicionesde subpresión de fluidos luego de la de-positación de la sílice gris y del oro delestadio3. Dichas condiciones involucranun enfriamiento isobárico de los fluidosentrampados en las inclusiones tipo 1, yuna compresión isotérmica para el fluido,en el caso de las inclusiones tipo 2 aloja-das en el cuarzo microgranoso a granosogris. En las Sierras Pampeanas esta situa-ción se pudo desarrollar controlada porel espesamiento de la corteza famatinia-na, durante el régimen de subducción ge-nerado por la acreción de Chilenia (Ra-mos 1999) y su orogenia achaliana resul-tante (Sims et al. 1997), procesos de acre-ción de magmas dentro o bajo la cortezacontinental engrosada en el arco colisio-


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nal, e inicio de la extensión de la cortezaengrosada.

Controles físico - químicos para la de-positación de sílice, oro y sulfuros demetales base Los fluidos integrantes de las inclusiones1, 2A y 2B indican la separación de fasesa una temperatura de ~ 278°C, relaciona-da con un comportamiento del cuarzosegún el campo reológico frágil. Esta eta-pa, no obstante, fue precedida por tem-peraturas superiores (> 300°C) que co-rresponden a un comportamiento frágil -dúctil a dúctil para el cuarzo, de acuerdocon White y White (1993) y Simpson etal. (2003).Las condiciones térmicas de ~ 278°C y labrusca despresurización desde 1.639 has-ta 62 bares, pudo determinar la pérdidade solubilidad de la sílice en el fluido,desde valores próximos a 2.000 mg/kghasta inferiores a 1.000 mg/kg (Fig. 6), yprovocar su depositación en sitios conuna menor concentración de esfuerzos(σ3), en bandas de deformación.La presión confinante elevada propiciódisolución de sílice y además, las tempe-

raturas cercanas a 400°C, señaladas porGonzález Chiozza (2004) y Coniglio et al.(2004), pudieron controlar durante esta-dios previos a la precipitación del cuarzogris, la solubilidad retrógrada de la sílice(campo R, Fig. 5), de modo tal de favore-cer su puesta en solución y redeposita-

ción en aquellos sitios colindantes conlos de mayor deformación dentro del sis-tema.Una característica peculiar de las vetasorogénicas analizadas de las Sierras Pam-peanas es la abundancia relativa de sulfu-ros (< 15% en volumen) vinculados con


Figura 4: a) Representación esquemática de posibles trayectorias de P-T para inclusiones fluidas, luego del desarrollo de texturas de reequilibrio y entrampamientodel fluido; Tf y Pf representan temperaturas y presiones iniciales, respectivamente. Con posterioridad al entrampamiento del fluido, una posibilidad es que las inclu-siones estén sujetas a calentamiento isobárico (IBH) o descompresión isotérmica (ITD): presión interna (Pint) > presión confinante (Pconf). Otra sería condiciones deenfriamiento isobárico (IBC) o compresión isotérmica (ITC): presión interna (Pint) < presión confinante (Pconf). En caso que la presión efectiva resultante sea cero(Pint = Pconf), la trayectoria define un enfriamiento isocórico (ICC) desde la isocora original (ICO); tomado de Vityk y Bodnar (1995); b) Trayectorias de P-T para lasinclusiones fluidas tipo 1 y 2B en el cuarzo reequilibrado del estadio 3 de las vetas polimetálicas de las Sierras Pampeanas Orientales.

Figura 5: Diagrama evolutivo P-T para isocoras de los fluidos entrampados en las inclusiones tipo 1,2A y 2B del cuarzo gris de los sistemas de vetas en cizallas de las Sierras Pampeanas Orientales. Las lí-neas discontinuas 1 y 3 corresponden a las curvas de inmiscibilidad teórica para el sistema H2O - CO2,con grado diverso de salinidad. El área 2 representa las condiciones de equilibrio de los fluidos de lasinclusiones 2A y 2B entrampadas en el cuarzo gris3, véase referencias en el texto.

el oro. Al respecto, estudios previos seña-lan para el azufre del sistema una fuente

ígnea (Mutti et al. 2007b) y un estadio ini-cial salino (con ~ 12%e.p. NaClequivalente,

Conniglio et al. 2001 y González Chiozza2004), que conducen a interpretar la par-ticipación de fluidos aportados por fuen-tes ígneas o mixtas.A partir de estos datos se propone quelos metales base fueron transportadospor ligantes clorurados y que la separa-ción de fases, probablemente por efer-vescencia, ocasionó una fase con CO2dominante, responsable de la precipita-ción de los metales base en solución, de-bido a la pérdida de solubilidad al dismi-nuir la salinidad en la fase gaseosa. Ade-más, en torno a los 300°C, la solubilidaddel oro en soluciones cloruradas dismi-nuye y sólo se vuelve a incrementar deexistir ligantes bisulfurados disponibles.Se destaca finalmente que la formaciónde pirita, favoreció el incremento de fu-gacidad del oxígeno del sistema y conello la precipitación de oro luego de sutransporte en complejos clorurados (Rom-berger 1988).

Correlación entre temperaturas deformación e isótopos de oxígenoLa variedad analizada de cuarzo gris3 po-see valores de δ18Ofluido comprendidos enel rango (n= 4) 6,2 - 10,5‰, y define uncampo casi continuo de valores, desdelos vinculados con fluidos acuo carbóni-cos hasta acuosos, entre las temperaturasde ~ 300°C y ~ 240°C. Mientras que elcuarzo blanco1 (n= 5), posee un similarrango de variación para el δ18Ofluido, perocon una mayor dispersión de temperatu-ras (entre ~ 425°C y ~ 270°C) (Fig. 7).Las rocas de caja metamórficas afectaspor la tectónica achaliana (n= 6), presen-tan valores de δ18Ofluido entre 9 y 10,3‰,estimándose temperaturas entre 400ºC y450°C como las más probables, produc-tos del metamorfismo retrógrado faciesesquistos verdes imperante en las zonasde cizalla. Estos valores son casi equiva-lentes a los de la etapa inicial del sistemahidrotermal y sugieren junto con los da-tos isotópicos provenientes del cuarzo,una interacción entre el sistema hidroter-mal y las rocas del basamento, que fun-cionarían como reguladoras o buffer, deun modo equivalente al planteado por


Figura 6: Diagrama modificado de Fournier (1985), que ilustra las variaciones de la solubilidad de la sí-lice en función de la temperatura y presión. R indica el campo de solubilidad retrógrada; G el rango desolubilidad de la sílice en solución acuosa proyectado en función de la temperatura media y presionesmedidas a partir del cuarzo gris3 de las vetas achalianas, Sierras Pampeanas Orientales.

Figura 7: Diagrama de δ18Ofluido, calculado a partir de datos isotópicos obtenidos en cuarzos blan-co1, gris3 y calcedónico4 de vetas, y de metamorfitas y rocas ígneas. Las temperaturas correspondena las medidas en inclusiones fluidas en el cuarzo blanco1 y gris3 y estimadas en las rocas metamórfi-cas e ígneas y en el cuarzo calcedónico4, de las Sierras Pampeanas Orientales; modificado de Boironet al. (2003). • cuarzo gris3, .cuarzo blanco1, .cuarzo calcedónico4, X metamorfitas pampeanas, fa-matinianas y achalianas, + granitoides famatinianos y achalianos. Las líneas discontinuas limitan elcampo evolutivo de los fluidos magmáticos en sus etapas finales e hidrotermales achalianos de lasSierras Pampeanas y sus similares del cinturón Varísico- Hercínico europeo. A. cuarzo lechoso ymicrocristalino; B. cuarzo hialino; C. cuarzo claro con sulfuros; D. cuarzo tardío estéril; campos to-mados de Boiron et al. (2003).

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Boiron et al. (2003) y Cathelineau et al.(2003) en depósitos similares del cintu-rón varíscico-hercínico europeo.La variedad calcedónica roja o jasperoidedel estadio4 (n= 2) posee tenores deδ18Ofluido de 1,1 y - 17,1‰, y temperatu-ras estimadas en ~100°C (Fig. 7). Estosdatos se pueden interpretar como partede una evolución natural del sistema hi-drotermal carbónico - acuoso, que preci-pitó las variedades de cuarzo blanco ygris. Pero los bajos valores de δ18Ofluido yla probable temperatura, indican ademásmezclas entre fluidos ascendentes (juve-niles - metamórficos) y descendentes (me-teóricos), y su precipitación como relle-nos de brecha de fracturas, durante el es-tadio4 de formación del sistema de vetasde cuarzo; en particular, el valor deδ18Ofluido de - 17,1‰, señala una partici-pación volumétrica preponderante deaguas de origen meteórico. Fluidos consimilar origen han sido identificados porLira et al. (1996), en estadios evoluciona-dos de greisen en el batolito de Achala.En las Sierras Pampeanas, estas condicio-nes son consistentes con un régimen re-ológico netamente frágil, imperante du-rante la descompresión final del sistema(¿ciclo gondwánico?).

AGRADECIMIENTOS

El financiamiento otorgado por la Uni-versidad de Buenos Aires permitió ejecu-tar este trabajo en el marco de los proyec-tos de investigación UBACyT X138 yX156. Se desea agradecer al SEGEMAR,por permitir el uso de su equipo para re-alizar las determinaciones microtermo-métricas de las inclusiones fluidas. Enparticular queremos expresar nuestro re-conocimiento a los árbitros, Dres. RaúlLira y Leandro Bengochea, por sus preci-sas correcciones y sugerencias que per-mitieron mejorar el manuscrito original.

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Recibido: 29 de septiembre, 2008 Aceptado: 01 de marzo, 2009


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