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ISSN 1514 - 4186<br />

ISSN 1666 - 9479 <strong>en</strong> línea<br />

INSTITUTO SUPERIOR DE CORRELACIÓN GEOLÓGICA<br />

(<strong>INSUGEO</strong>)<br />

Serie Correlación Geológica 28 ( 2 )<br />

Aporte al magmatismo y metalogénesis<br />

asociada de la República Arg<strong>en</strong>tina II<br />

Editores correspondi<strong>en</strong>tes:<br />

José Pablo LÓPEZ<br />

Pablo GROSSE<br />

Laura I. BELLOS<br />

Miguel A. BÁEZ<br />

Ana S. FOGLIATA<br />

Fernando G. SARDI<br />

Consejo Nacional de Investigaciones Ci<strong>en</strong>tíficas y Técnicas<br />

Facultad de Ci<strong>en</strong>cias Naturales e Instituto Miguel Lillo<br />

Universidad Nacional de Tucumán<br />

San Miguel de Tucumán<br />

2012


CONSEJO NACIONAL DE INVESTIGACIONES CIENTIFICAS Y TECNICAS<br />

Universidad Nacional de Tucumán<br />

Instituto Superior de Correlación Geológica (<strong>INSUGEO</strong>)<br />

Director: Dr. Flor<strong>en</strong>cio G. Aceñolaza<br />

Subdirector: Dr. Alejandro Toselli<br />

Editor: Dr. Flor<strong>en</strong>cio G. Aceñolaza<br />

Coordinador editorial: Dr. Carlos A. Cónsole Gonella<br />

Consejo Editor: Dr. Alejandro J. Toselli (<strong>INSUGEO</strong>), Dr. Alfredo Tineo (<strong>INSUGEO</strong>), Dr. Rafael Herbst (IN-<br />

SUGEO), Dra. Juana N. Rossi de Toselli (<strong>INSUGEO</strong>), Dra. Susana B. Esteban (<strong>INSUGEO</strong>), Dr. Guillermo F.<br />

Aceñolaza (<strong>INSUGEO</strong>), Dr. M. Franco Tortello (UNLa Plata), Dr. Carlos Cingolani (UN La Plata), Dr. Roberto<br />

R. Lech (CENPAT-Trelew), Dr. Ricardo Alonso (UN Salta); Dr Ricardo Omarini UNSalta);Dra Beatriz Coira (UN<br />

Jujuy), Dr. Juan Carlos Gutierrez-Marco (CSIC-España), Dra. Isabel Rábano (IGME-España), Dr. Julio Saavedra<br />

Alonso (CSIC-España), Dr. Hübert Miller ( U. Münch<strong>en</strong>-Alemania), Dr. Alcides N. Sial (U. Pernambuco-Brasil),<br />

Dra. Valderez Ferreira. (U. Pernambuco-Brasil), Dra. R<strong>en</strong>ata Guimaraes Netto (UNISINOS, Brasil).<br />

Dirección: Instituto Superior de Correlación Geológica. Miguel Lillo 205. 4000 San Miguel de Tucumán. Arg<strong>en</strong>tina.<br />

E-mail: insugeo@csnat.unt.edu.ar ; insugeohm@tucbbs.com.ar - http://www.insugeo.org.ar<br />

Serie Correlación Geológica<br />

Es una serie periódica editada por el <strong>INSUGEO</strong>. Ti<strong>en</strong>e por objeto dar a conocer información de interés geológico,<br />

si<strong>en</strong>do los trabajos allí publicados originales (<strong>en</strong>t<strong>en</strong>diéndose que no hayan sido publicados ni sometidos simultáneam<strong>en</strong>te<br />

a otras publicaciones). En ella se incluy<strong>en</strong> artículos temáticos como asimismo trabajos monográficos. Todas<br />

las contribuciones ti<strong>en</strong><strong>en</strong> revisión si<strong>en</strong>do pu<strong>esta</strong>s <strong>en</strong> consideración de miembros del Consejo editor y de árbitros<br />

especialistas (ver Instrucciones a los autores).El cont<strong>en</strong>ido de los artículos es de responsabilidad de cada autor.<br />

Integra el Núcleo Básico de Revistas Ci<strong>en</strong>tíficas Arg<strong>en</strong>tinas y se registra indizada <strong>en</strong> Scielo Arg<strong>en</strong>tina, Directory of Op<strong>en</strong> Access<br />

Journals (DOAJ), Latindex, Master Journal List de Thomson Reuters ISI, Ulrich´s International Periodical Directory, Zoological<br />

Record, Informe Académico de Gale C<strong>en</strong>cage, GeoRef, Scirus, Geodoc y Journalseek.<br />

Serie Correlación Geológica 1: Segunda Reunión del Proyecto 192 IGCP-UNESCO.<br />

Serie Correlación Geológica 2: Geología de América del Sur.<br />

Serie Correlación Geológica 3: Procesos Metalog<strong>en</strong>éticos.<br />

Serie Correlación Geológica 4: El Ciclo Pampeano <strong>en</strong> el Noroeste Arg<strong>en</strong>tino.<br />

Serie Correlación Geológica 5: Ev<strong>en</strong>tos del Paleozoico Inferior <strong>en</strong> Latinoamérica.<br />

Serie Correlación Geológica 6: Cu<strong>en</strong>cas Sedim<strong>en</strong>tarias Arg<strong>en</strong>tinas.<br />

Serie Correlación Geológica 7: Actas del V Congreso Arg<strong>en</strong>tino de Paleontología y Bioestratigrafia.<br />

Serie Correlación Geológica 8: El Magmatismo del Noroeste Arg<strong>en</strong>tino.<br />

Serie Correlación Geológica 9: El Paleozoico Inferior <strong>en</strong> Latinoamérica y la Génesis del Gondwana.<br />

Serie Correlación Geológica 10: Geología del Noroeste 2da Edición (En pr<strong>en</strong>sa).<br />

Serie Correlación Geológica 11: Hidrogeología Subterránea.<br />

Serie Correlación Geológica 12: El Paleozoico Inferior <strong>en</strong> el Noroeste del Gondwana.<br />

Serie Correlación Geológica 13: II Congreso Arg<strong>en</strong>tino de Hidrogeología.<br />

Serie Correlación Geológica 14: El Neóg<strong>en</strong>o de Arg<strong>en</strong>tina.<br />

Serie Correlación Geológica 15: Geología de los Cuerpos Igneos.<br />

Serie Correlación Geológica 16: Aspects of the Ordovician System in Arg<strong>en</strong>tina.<br />

Serie Correlación Geológica 17: Ordovician from the Andes.<br />

Serie Correlación Geológica 18: Proceedings of the 7th. International Graptolite Confer<strong>en</strong>ce.<br />

Serie Correlación Geológica 19: Simposio Bod<strong>en</strong>b<strong>en</strong>der.<br />

Serie Correlación Geológica 20: Hidrogeología del Valle de Santa María.<br />

Serie Correlación Geológica 21: Temas de la Geología Arg<strong>en</strong>tina 1 y 2<br />

Serie Correlación Geológica 22: Geología y Recursos Geológicos de la Mesopotamia.<br />

Serie Correlación Geológica 23: Historia de la Mineralogía.<br />

Serie Correlación Geológica 24: Los Geólogos y la Geología <strong>en</strong> la Historia Arg<strong>en</strong>tina.<br />

Serie Correlación Geológica 25: Temas de Paleontología I<br />

Serie Correlación Geológica 26: Ediacarano-Cámbrico inferior.<br />

Serie Correlación Geológica 27: Temas de Correlación Geológica I/II<br />

Serie Correlación Geológica 28: Aportes al Magmatismo y Metalog<strong>en</strong>esis asociada de la Republica Arg<strong>en</strong>tina I.<br />

Imag<strong>en</strong> de tapa: Aflorami<strong>en</strong>to del granito El Durazno, vista hacia el noroeste. Norte de la Sierra de Velasco, La Rioja, Arg<strong>en</strong>tina.<br />

Fotografía: Dr. Miguel Báez<br />

Instituto Superior de Correlación Geológica<br />

Miguel Lillo 205 - 4000 - San Miguel de Tucumán<br />

República Arg<strong>en</strong>tina


IndIce<br />

009 | - RADICE S.; ARANGUE J.; FAGIANO M.R.; PINOTTI L.P. y CRISTOFOLINI E.A. - Análisis<br />

petrológico estructural del basam<strong>en</strong>to <strong>en</strong>cajonante del Batolito Cerro Áspero, Sierra de Comechingones,<br />

Córdoba.<br />

023 | - ROQUET M.B. - Mineralización del depósito pegmatítico María El<strong>en</strong>a, distrito Conlara, San Luis, Arg<strong>en</strong>tina.<br />

039 | - IANNIZZOTTO N.F. y LÓPEZ DE LUCHI M.G. - Composición de biotitas y anfíboles del Batolito de<br />

Las Chacras - Potrerillos: Implicancias geoquímicas para el magmatismo Devónico Medio de la Sierra de<br />

San Luis.<br />

053 | - CISTERNA C.E.; COIRA B. y KOUKHARSKY M. - Efusiones básicas subácueas de edad ar<strong>en</strong>igiana <strong>en</strong><br />

el norte del Sistema de Famatina, noroeste de Arg<strong>en</strong>tina.<br />

067 | - LAZARTE J.E.; ÁVILA J.C. y GIANFRANCISCO M. - Mineralización wolframífera relacionada a<br />

granitos peraluminosos: aspectos geoquímicos de la alteración <strong>en</strong> granitos del extremo norte de la sierra<br />

de Vinquis.<br />

085 | - MÁS G.; RUIZ D.L. y ÁVILA J.C - Estudio de inclusiones fluidas de las vetas de cuarzo <strong>en</strong> el granito<br />

Rodeo de Los Funes, Sierra de La Ramada, Tucumán.<br />

093 | - MAFFINI M.N.; CONIGLIO J.E.; DEMARTIS M.; D’ERAMO F.J.; PINOTTI L.P.; BIN I. y PETREL-<br />

LI H.A. - Vetas mesotermales de Pb-Zn-Ag-Au emplazadas al este del Batolito Cerro Áspero, Sierra de<br />

Comechingones, Córdoba.<br />

107 | - FRIGERIO P.V.; CINGOLANI C.A. y CHEMALE JR. F. - El Granito Potrerillos de la Precordillera de<br />

Jagüé, La Rioja: caracterización petrológica, geoquímica y geocronológica.<br />

139 | - BÁEZ M.A.; FOGLIATA A.S.; HAGEMANN S. y SARDI F.G. - Caracterización geoquímica del granito<br />

El Durazno, extremo norte de la sierra de Velasco, La Rioja.<br />

151 | - ORTIZ SUÁREZ A.; MOROSINI A.; ULACCO H. y CARUGNO DURÁN A. - Geología y geofísica<br />

del cuerpo máfico-ultramáfico Las Cañas, provincia de San Luis.


Serie Correlación Geológica, 28 (2): 09-22<br />

Aportes RADICE al Magmatismo Et Al. y Metalogénesis Asociada II Tucumán, 2012 - ISSN 1514-4186 - ISSN <strong>en</strong> línea 1666-94799<br />

Análisis petrológico estructural del basam<strong>en</strong>to<br />

<strong>en</strong>cajonante del Batolito Cerro Áspero, Sierra de<br />

Comechingones, Córdoba<br />

Stefania RADICE 1,2 , Jonatan ARANGUE 3 , Marcelo R. FAGIANO 1 , Lucio. P. PINOTTI 1,2<br />

y Eber A. CRISTOFOLINI 1,2<br />

Resum<strong>en</strong>: El pres<strong>en</strong>te trabajo aborda las relaciones de campo y los rasgos petrológicos y estructurales del<br />

basam<strong>en</strong>to cristalino <strong>en</strong>cajonante del Batolito Cerro Áspero, Sierra de Comechingones, Córdoba. El complejo<br />

metamórfico está compuesto principalm<strong>en</strong>te por metatexitas y diatexítas, de manera subordinada aparec<strong>en</strong> cuerpos<br />

de gneises biotíticos granatíferos, anfibolitas, filonitas, pequeños bancos de mármoles y cuerpos pegmatíticos<br />

graníticos. Se ha inferido para este conjunto litológico, un protolito heterogéneo que grada desde pelitas típicas a<br />

pelitas bajas <strong>en</strong> alúmina e inclusive grauvacas con cantidades subordinadas de rocas carbonáticas y vulcanitas. Estos<br />

estudios y las correlaciones regionales permitieron <strong>esta</strong>blecer una secu<strong>en</strong>cia evolutiva para el área.<br />

Abstract: Petrological structural analysis of the cerro ÁsPero batholith host rocks, sierra de<br />

comechingones, córdoba. In this paper, field relationships, petrological and structural features of the Cerro Áspero<br />

batholith host rocks, Sierra de Comechingones, Córdoba, are pres<strong>en</strong>ted. These rocks constitute a metamorphic<br />

complex that is mainly composed of diatexites, metatexites and minor Bt-Grt-gneisses, amphibolites, phyllonites,<br />

marbles and small bodies of granitic pegmatites. A heterog<strong>en</strong>eous composition for this set is inferred, where typical<br />

pelites, pelites with low Al2O3 and greywacke protoliths dominate, with subordinate amounts of carbonatic rocks<br />

and volcanites. These studies and regional correlations allowed <strong>esta</strong>blishing an evolutionary model for the study<br />

area.<br />

Palabras claves: Sierras de Comechingones. Petrología. Estructuras. Metamorfismo. Secu<strong>en</strong>cia Evolutiva.<br />

Keywords: Sierras de Comechingones. Petrology. Structure. Metamorphism. Evolutionary Sequ<strong>en</strong>ce.<br />

Introducción<br />

El área de estudio se ubica <strong>en</strong> el sector c<strong>en</strong>tro-ori<strong>en</strong>tal de la Sierra de Comechingones<br />

<strong>en</strong>tre las localidades serranas de Alpa Corral y Río de los Sauces, provincia de Córdoba<br />

(Figura 1). La misma se caracteriza por un basam<strong>en</strong>to metamórfico Eopaleozoico, integrado<br />

es<strong>en</strong>cialm<strong>en</strong>te por metatexitas, diatexitas y gneises biotíticos granatíferos. Subordinadam<strong>en</strong>te<br />

aparec<strong>en</strong> cuerpos de anfibolitas, mármoles, pegmatitas y filonitas.<br />

El área fue cartografiada y estudiada <strong>en</strong> detalle, tanto <strong>en</strong> sus aspectos petrográficos como<br />

estructurales por Arangue (2010) y Radice (2010). Otros trabajos que abarcan las pedanías y<br />

alrededores de la zona de trabajo son los de Guereschi y Baldo (1993), Guereschi y Martino<br />

(1998, 2002, 2003), Fagiano et al. (1997, 2002a y b), Otam<strong>en</strong>di et al. (2004), Sommaro (2005)<br />

Cristofolini (2008) y Tramannoni (2008), <strong>en</strong>tre otros.<br />

El pres<strong>en</strong>te trabajo ti<strong>en</strong>e como objetivo la caracterización petrológica y estructural de una<br />

1) Dpto. de Geología, Universidad Nacional de Río Cuarto, Ruta 36 (km 601) Río Cuarto, Arg<strong>en</strong>tina.<br />

2) Consejo Nacional de Investigaciones Ci<strong>en</strong>tíficas y Técnicas, Arg<strong>en</strong>tina. E-mail:stefiradice@gmail.com<br />

3) Patagonia Gold, Santa Cruz. E-mail: jarangue@patagoniagold.com


10<br />

AnálIsIs pEtRológICo EstRuCtuRAl DEl bAsAmEnto EnCAjonAntE DEl bAtolIto CERRo áspERo<br />

porción del basam<strong>en</strong>to metamórfico como <strong>en</strong>cajonante de el Batolito Cerro Áspero, ubicado<br />

<strong>en</strong> el sector c<strong>en</strong>tro-ori<strong>en</strong>tal de la Sierra de Comechingones.<br />

Se accede a la misma por ruta nacional Nº 36, desviando por ruta provincial E-11 hasta<br />

la localidad de Alpa Corral y finalm<strong>en</strong>te por ruta prov. E-23 (“Camino de la Costa”) hasta la<br />

localidad de Río de los Sauces.<br />

Figura 1. Ubicación del área de estudio. Sierra de Córdoba, tomado de Arangue y Radice (2010).<br />

Petrología<br />

En el área de estudio se han id<strong>en</strong>tificado migmatitas (metatexitas y diatexitas), gneises,<br />

anfibolitas, filonitas, mármoles, pequeños cuerpos ultrabásicos y cuerpos pegmatíticos<br />

graníticos. A continuación se describirán <strong>en</strong> detalle las litologías que respond<strong>en</strong> al <strong>en</strong>cajonante<br />

del batolito Cerro Áspero, haci<strong>en</strong>do hincapié <strong>en</strong> sus características petrológicas y estructurales.<br />

Las asociaciones minerales reconocibles se detallan <strong>en</strong> el tabla 1. Las abreviaturas utilizadas<br />

para los minerales correspond<strong>en</strong> a Kretz (1983).<br />

Metatexitas. Constituy<strong>en</strong> la unidad predominante del área (Figura 2), junto con las<br />

diatexitas, quedando el resto de las litologías subordinadas e inmersas <strong>en</strong> ellas. En fotografía<br />

aérea pres<strong>en</strong>tan un tono gris claro y textura rugosa, levem<strong>en</strong>te anisótropa. Se dispon<strong>en</strong> <strong>en</strong><br />

lomas alargadas y subredondeadas que <strong>en</strong> aflorami<strong>en</strong>to dan un típico aspecto de “lomos<br />

de ball<strong>en</strong>a”. Pres<strong>en</strong>tan un diaclasado ortogonal de alta d<strong>en</strong>sidad, pudiéndose desarrollar <strong>en</strong>


RADICE Et Al.<br />

algunos sectores geoformas erosivas tipo taffonis y alvéolos.<br />

Mesoscópicam<strong>en</strong>te son rocas de grano medio a grueso que internam<strong>en</strong>te exhib<strong>en</strong> un<br />

bandeado composicional continuo marcado por la alternancia del leucosoma (L) con el<br />

melanosoma (m) (Figura 3 A y B). Esta unidad es comparable con las Estromatitas de Huerta<br />

Vieja descripta por Guereschi y Martino <strong>en</strong> numerosos trabajos (1998, 2002, 2003).<br />

En la mayoría de los aflorami<strong>en</strong>tos se id<strong>en</strong>tifica una foliación grosera, bi<strong>en</strong> marcada (S 2 )<br />

de rumbo submeridional NNO-SSE y buzami<strong>en</strong>to de mediano ángulo al este.<br />

D<strong>en</strong>tro de estos cuerpos migmáticos suel<strong>en</strong> <strong>en</strong>contrarse abundantes tabiques. Estos, se<br />

Tabla 1. Principales litologías y paragénesis minerales reconocidas <strong>en</strong> el área de estudio.<br />

correspond<strong>en</strong> <strong>en</strong> algunos casos a restos desmembrados de gneises de grano fino, aunque<br />

también se han observado resisters de anfibolitas <strong>en</strong> m<strong>en</strong>or medida. Internam<strong>en</strong>te estos<br />

tabiques pres<strong>en</strong>tan una foliación de carácter relíctica (S 1 ) pero que, <strong>en</strong> todos los casos, se<br />

ubica paralela a la foliación regional (S 2 ).<br />

El leucosoma es de color blanco a rosado, tamaño de grano medio a grueso y textura<br />

granoblástica. Está compuesto es<strong>en</strong>cialm<strong>en</strong>te por Qtz 2 +Pl 2 +Kfs 2 y ocasionalm<strong>en</strong>te Grt 2 +Bt 2 .<br />

Se conforma de bandas discontinuas equigranulares, de espesores variables (0.5 a 4 cm), y<br />

por sectores se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran anastomosadas y plegadas.<br />

El melanosoma se define como una porción de bandas muy discontinuas, relativam<strong>en</strong>te<br />

delgadas con espesores que van desde los pocos milímetros al c<strong>en</strong>tímetro, de tamaño de<br />

grano fino a medio, color negro a gris oscuro y textura lepidoblástica. Está compuesto por<br />

finas láminas de filosilicatos (Bt 2 ) acompañada por cristales de sillimanita prismática (Sil 2 ) y<br />

fibrolita (Sil 3 ) <strong>en</strong> m<strong>en</strong>or medida. Su paragénesis es: Bt 2 +Sil 2 +Grt 2<br />

El mesosoma se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tra inmediatam<strong>en</strong>te <strong>en</strong> contacto con la finas folias del melanosoma<br />

y <strong>en</strong> algunas rocas <strong>en</strong> contacto directam<strong>en</strong>te con el leucosoma ya que el melanosoma no es<br />

continuo a lo largo de toda la litología. Se caracteriza por una coloración gris clara y por<br />

la pres<strong>en</strong>cia de bandas flexuradas y plegadas, con pliegues similares a los observados <strong>en</strong> el<br />

leucosoma y melanosoma. Pres<strong>en</strong>ta una textura granolepidoblástica a lepidogranoblástica,<br />

con biotita y sillimanita, con un tamaño de grano que varía de medio a fino. Está compuesto<br />

por cuarzo (Qtz 2 ), plagioclasa (Pl 2 ) y biotita (Bt 2 ), <strong>en</strong> tanto que el granate (Grt 2 ) y la sillimanita<br />

(Sil 2 ) aparec<strong>en</strong> <strong>en</strong> m<strong>en</strong>or proporción.<br />

Las características de <strong>esta</strong>s migmatitas no son uniformes <strong>en</strong> toda el área de estudio, hacia<br />

el oeste, <strong>en</strong> inmediaciones del contacto con el batolito Cerro Aspero, se observa que la<br />

misma pres<strong>en</strong>ta una textura deformacional sobreimpu<strong>esta</strong> que oblitera parcialm<strong>en</strong>te a la<br />

11


12<br />

AnálIsIs pEtRológICo EstRuCtuRAl DEl bAsAmEnto EnCAjonAntE DEl bAtolIto CERRo áspERo<br />

Figura 2. Mapa litológico del sector c<strong>en</strong>tro-ori<strong>en</strong>tal de la sierra de Comechingones.<br />

Figura 3. A) Estructura metatexítica <strong>en</strong> la que se distingue Leucosoma (L), melanosoma (m) y mesosoma (M).<br />

Diámetro moneda = 18 mm. B) Fotomicrografía de la textura g<strong>en</strong>eral de L-m-M. C) Pasaje graduales de la diatexita<br />

inhomogénea (moteada) a la diatexita homogénea. Lápiz portaminas = 140 mm. D) Fotomicrografía de diatexita<br />

homogénea, obsérvese el desarrollo de algunas motas de Bt <strong>en</strong> la región inferior de la foto.


RADICE Et Al.<br />

textura migmática. Este conjunto de rocas se caracterizan por el escaso desarrollo de los<br />

porfiroclastos de plagioclasa cuarzo y granate <strong>en</strong> un porc<strong>en</strong>taje de matriz m<strong>en</strong>or al 10 %,<br />

compu<strong>esta</strong> por filosilicatos (Chl-Bt-Ser-Ms), sillimanita y fibrolita, por lo que se decidió<br />

clasificarlas aquí como migmatitas deformadas.<br />

Diatexitas. Aparec<strong>en</strong> intercaladas y subordinadas a las metatexitas, si<strong>en</strong>do el pasaje de<br />

una unidad litológica a otra de tipo transicional (Figura 2). Fotogeológicam<strong>en</strong>te se distingu<strong>en</strong><br />

por su tono gris oscuro y textura rugosa gruesa, constituy<strong>en</strong>do lomadas con una ligera<br />

ori<strong>en</strong>tación noroeste-sudeste.<br />

Al igual que <strong>en</strong> las metatexitas pued<strong>en</strong> observarse variaciones d<strong>en</strong>tro de la misma diatexita<br />

que permit<strong>en</strong> definirlas como diatexitas inhomogéneas y homogéneas (Figura 3C).<br />

En muestra de mano pres<strong>en</strong>tan un aspecto masivo, textura granoblástica de grano medio<br />

a grueso. Ambas variedades de diatexitas exhib<strong>en</strong> afinidades mineralógicas <strong>en</strong>tre sí, con leves<br />

variaciones <strong>en</strong> las proporciones de algunos minerales, <strong>esta</strong>ndo compu<strong>esta</strong> g<strong>en</strong>eralm<strong>en</strong>te por<br />

cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico, granate, biotita, bajas conc<strong>en</strong>traciones de sillimanita,<br />

muscovita, sericitas y accesorios (apatita y circón).<br />

En ambos tipos es frecu<strong>en</strong>te la aparición de fragm<strong>en</strong>tos de rocas metatexiticas bandeadas<br />

y plegadas incluidas d<strong>en</strong>tro de la unidad diatexítica, así como también resister o rafts de gneises<br />

y anfibolitas.<br />

La variedad d<strong>en</strong>ominada diatexita inhomogénea (Brown 1983) corresponde a una roca de<br />

tonos grises, maciza y de grano medio a grueso. Se caracteriza por la pres<strong>en</strong>cia de motas ó<br />

máculas de biotita ori<strong>en</strong>tadas paralelas a la foliación regional S 2 (NNO-SSE). Esta estructura<br />

interna corresponde con el subtipo oftálmico y schlier<strong>en</strong> definidas por M<strong>en</strong>hert (1968).<br />

Las diatexitas homogéneas pres<strong>en</strong>tan una textura netam<strong>en</strong>te granoblástica con dominio<br />

de minerales félsicos como Qtz-Pl-Kfs y bajo porc<strong>en</strong>taje de Bt-Sil. Su característica más<br />

sobresali<strong>en</strong>te es la pres<strong>en</strong>cia de una estructura masiva, junto con el desarrollo de porfiroblastos<br />

de Kfs de tamaño milimétrico a c<strong>en</strong>timétrico que, <strong>en</strong> la mayoría de los casos, pued<strong>en</strong> alcanzar<br />

tamaños de 3 a 7 cm.<br />

En función de los estudios de cortes delgados se determinó una estructura homogénea<br />

con el desarrollo de una microestructura planar de tipo foliación metamórfica discontinua<br />

pobrem<strong>en</strong>te marcada y una textura granoblástica homogénea, constituy<strong>en</strong>do una matriz<br />

granular cuarzo-feldespática (Figura 3D). Las paragénesis reconocidas son: Qtz 2 +Pl 2 +Kfs 2 ;<br />

Qtz 2 +Pl 2 +Kfs 2 +Sil 2 ; Qtz 2 +Pl 2 +Grt 2 +Bt 2 .<br />

Gneises biotíticos Granatíferos. Se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran ubicados <strong>en</strong> la porción norte y sureste<br />

del área de estudio, subordinada a las migmatitas (Figura 2), pero <strong>en</strong> concordancia con el<br />

patrón estructural S 2 .<br />

Los gneises son rocas de tonos grises y tamaño de grano fino. En aflorami<strong>en</strong>to,<br />

desarrollan un patrón lajoso de rumbo NNO-SSE y buzami<strong>en</strong>to de mediano ángulo al este.<br />

Internam<strong>en</strong>te exhib<strong>en</strong> una fábrica granolepidoblástica bi<strong>en</strong> marcada resultado del bandeado<br />

composicional, con Qtz-Pl <strong>en</strong> la fracción granoblástica y Bt-Grt±Ms±Sil <strong>en</strong> las fracciones<br />

lepidobásticas (Figura 4A y B). La paragénesis definida para el gneis está determinada por:<br />

Qtz 2 +Pl 2 +Bt 2 +Grt 2 +Sil 2 ±Sil 3 ; Qtz 1 +Pl 1 +Bt 1 ±Grt 1 .<br />

anfibolitas. Estas rocas afloran <strong>en</strong> fajas kilométricas distribuidas erráticam<strong>en</strong>te (Figura<br />

2) e intercaladas <strong>en</strong>tre las litologías antes m<strong>en</strong>cionadas. Forman bancos de pot<strong>en</strong>cia métrica<br />

a decamétrica. Estructuralm<strong>en</strong>te se posicionan concordantes con los gneises y migmatitas<br />

del área, pose<strong>en</strong> buzami<strong>en</strong>to de mediano ángulo al este (Fig. 4c). A escala de aflorami<strong>en</strong>to<br />

exhib<strong>en</strong> un marcado plegami<strong>en</strong>to con planos axiales paralelos a la foliación regional del área<br />

(S 2 ).<br />

13


14<br />

AnálIsIs pEtRológICo EstRuCtuRAl DEl bAsAmEnto EnCAjonAntE DEl bAtolIto CERRo áspERo<br />

La composición mineralógica global está conformada por Anf(Hbl)+Pl±Qtz±Ep.<br />

Internam<strong>en</strong>te exhib<strong>en</strong> un bandeado composicional, dado por la alternancia de las fracciones<br />

melanocráticas, integrada por anfíboles, con las félsicas (Qtz-Pl), la cual puede <strong>esta</strong>r aus<strong>en</strong>te<br />

<strong>en</strong> las variedades más homogéneas. El epidoto aparece bajo la forma de incipi<strong>en</strong>tes coronas<br />

rodeando los anfíboles, <strong>en</strong> respu<strong>esta</strong> de una retrogradación metamórfica.<br />

Las fracciones félsicas reflejan a m<strong>en</strong>udo procesos de boudinage y el desarrollo de<br />

estructuras tipo “pinch and swell”.<br />

Las anfibolitas suel<strong>en</strong> aparecer como resister, c<strong>en</strong>timétricos e incluso métricos, incluidos<br />

<strong>en</strong> las metatexitas del área. La morfología de dichos tabiques suele ser elongada e incluso<br />

plegada.<br />

Figura 4. A) Foto de campo con detalle de campo de gneis Bt-Grt. Diámetro de la moneda = 18 mm, Masa = 300<br />

mm. B) Fotomicrografía que muestra la textura granolepidoblástica del gneis. C) Foto de campo de anfibolita. Se<br />

observa su morfología tabular, subangular, de aspecto lajosa. D) Fotomicrografía de textura granonematoblástica y<br />

el desarrollo de algunos cristales de Hbl euhedros <strong>en</strong> las anfibolitas. E) Foto de campo de las filonitas <strong>en</strong> forma de<br />

filetes. F) Foto de campo que muestra, <strong>en</strong> tonos de gris claro, la pres<strong>en</strong>cia de minerales micáceos sobre los planos<br />

de foliación. Escala = 50 mm.


RADICE Et Al.<br />

En el análisis de lámina delgada se pudo definir una clásica textura granonematoblástica<br />

cuya composición mineralógica global está definida por Hbl-Pl±Qtz±Ep±Cal±Zrn±Ms±Ser-<br />

Op-Zo-Ttn (Figura. 4D).<br />

filonitas. En la zona de estudio aflora un conjunto de rocas g<strong>en</strong>eradas durante un<br />

ev<strong>en</strong>to tectono-deformacional de carácter dinámico, que de acuerdo con las definiciones de<br />

Passchier y Trouw (1996) se correspond<strong>en</strong> con rocas de la serie milonítica más precisam<strong>en</strong>te<br />

filonitas.<br />

Se ubican <strong>en</strong> el sector sureste del área de estudio (Figura 2), interdigitandose con las<br />

metatexitas (posible protolito). Morfológicam<strong>en</strong>te se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran conformando filetes y<br />

cuerpos mayores tabulares, con un tamaño de grano medio a fino y color pardo amarill<strong>en</strong>to<br />

debido al increm<strong>en</strong>to de óxidos de hierro y sericita sobre los planos de foliación (Figura 4E<br />

y F).<br />

Pres<strong>en</strong>ta una estructura planar, de geometría anastomosada, caracterizada por una fábrica<br />

deformacional o milonítica (S 3 ), de rumbo NNO-SSE y buzami<strong>en</strong>to de mediano a alto ángulo<br />

al este. Además, se observa el desarrollo de una lineación mineral (L 3 ) dada por la ori<strong>en</strong>tación<br />

de clorita, biotita y muscovita, de inmersión al este.<br />

En función del análisis macroscópico y microscópico, se define una textura<br />

granolepidoblástica con el desarrollo de una matriz de grano fino a muy fino, dada por la<br />

pres<strong>en</strong>cia folias de filosilicatos Chl 3 -Bt 3 -Ser 3 -Ms 3 , y porfiroclastos compuestos principalm<strong>en</strong>te<br />

por Qtz 2 y Pl 2 .<br />

MárMoles. Entre las litologías del área de estudio los mármoles no resultan tan<br />

abundantes y su pres<strong>en</strong>cia se limita a algunos escasos aflorami<strong>en</strong>tos, dispuestos de forma<br />

saltuaria <strong>en</strong>tre las unidades rocosas antes descriptas.<br />

No obstante, cabe d<strong>esta</strong>car que algunas de las manif<strong>esta</strong>ciones más importantes se<br />

<strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran ubicadas <strong>en</strong> la porción c<strong>en</strong>tral del área de estudio. Los mismos se correspond<strong>en</strong><br />

con mármoles calcodolomíticos que afloran bajo la forma de grandes bancos subconcordantes<br />

a la estructuración regional. Suel<strong>en</strong> contar con pot<strong>en</strong>cias decamétricas, rumbo NO y<br />

buzami<strong>en</strong>to de mediano ángulo al E. La asociación más frecu<strong>en</strong>te <strong>en</strong> campo la desarrollan<br />

con las anfibolitas del área.<br />

En g<strong>en</strong>eral se caracterizan por ser una roca de color gris a gris oscuro, con textura masivas<br />

y tamaño de grano medio a grueso. Están compuestos por Dol+Di+Cal, con tremolita y<br />

forsterita (serp<strong>en</strong>tina) como accesorios más comunes (Guereschi y Baldo 1993).<br />

cuerpos aplo-peGMatíticos. En todo el basam<strong>en</strong>to cristalino del área de estudio, ha<br />

sido posible difer<strong>en</strong>ciar una serie de cuerpos pegmatíticos, los cuales suel<strong>en</strong> ser sub-circulares<br />

a ovoidales, y de diámetro variable g<strong>en</strong>eralm<strong>en</strong>te <strong>en</strong>tre 10 y 30 m. Aunque también, pued<strong>en</strong><br />

pres<strong>en</strong>tarse bajo la forma de diques tabulares con corridas longitudinales decamétricas y<br />

hasta cinco metros de pot<strong>en</strong>cia.<br />

La composición de las mismas es de tipo granítica, con Qtz-Kfs-Pl-Ms <strong>en</strong> megacristales<br />

inrtercrecidos <strong>en</strong>tre sí con una textura gráfica. Los cristales de muscovita se dispon<strong>en</strong> <strong>en</strong><br />

paquetes, de 20 cm de longitud, <strong>en</strong> tanto que los feldespatos y cuarzos pued<strong>en</strong> desarrollar<br />

cristales que alcanzan los 10 cm.<br />

En g<strong>en</strong>eral, las pegmatitas son subconcordante <strong>en</strong> cualquiera de las litologías que se<br />

emplaza y suel<strong>en</strong> desarrollarse interpu<strong>esta</strong>s <strong>en</strong>tre bancos de anfibolitas y metatexitas.<br />

15


16<br />

AnálIsIs pEtRológICo EstRuCtuRAl DEl bAsAmEnto EnCAjonAntE DEl bAtolIto CERRo áspERo<br />

Estructura<br />

En el basam<strong>en</strong>to cristalino de la zona de estudio se id<strong>en</strong>tificaron y registraron una serie<br />

de estructuras planares y lineares. Las estructuras fueron clasificadas sigui<strong>en</strong>do los criterios<br />

de Hobbs et al. (1981) y McClay (1987) como foliaciones metamórficas (relíctica y regional),<br />

foliación milonítica, pliegues de escala c<strong>en</strong>timétrica, métrica y decamétrica, mullions, boudinages,<br />

estructuras tipo pinch and swell de escala c<strong>en</strong>timétrica y lineación mineral.<br />

foliación. Las foliaciones reconocidas <strong>en</strong> el área han sido caracterizadas como foliación<br />

metamórfica y foliación milonítica. En lo que refiere a la foliación metamórfica d<strong>en</strong>tro de la<br />

misma se han observado dos tipos de estructuras planares d<strong>en</strong>ominadas foliación relíctica<br />

(S 1 ) y foliación regional (S 2 ).<br />

La foliación S 1 puede reconocerse solo a escalas mesoscópicas y microscópica.<br />

Se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tra repres<strong>en</strong>tada por la foliación de rocas gnéisicas y anfibolitas preservada<br />

únicam<strong>en</strong>te <strong>en</strong> los tabiques, resister y raft incluidos <strong>en</strong> las unidades migmáticas del área de<br />

estudio (Figura 5A). La misma se corresponde con un proceso de segregación metamórfica<br />

que da lugar a una fábrica granolepidoblástica con alternancia de bandas micáceas (Bt) y<br />

cuarzo-feldespática <strong>en</strong> los gneises y bandas de anfíbol (Hbl) y cuarzo-feldespáticas para las<br />

anfibolitas. Internam<strong>en</strong>te los tabiques suel<strong>en</strong> exhibir como rasgo notorio, el crecimi<strong>en</strong>to de<br />

granate con morfología elongada <strong>en</strong> igual s<strong>en</strong>tido de la foliación (S1), señalando una blastésis<br />

sin-cinemática <strong>en</strong> relación al ev<strong>en</strong>to M1-D1 (Arangue, 2010). Esta evid<strong>en</strong>cia textural sería<br />

coher<strong>en</strong>te con lo propuesto por Guereschi y Martino (2003), qui<strong>en</strong>es plantean que el mismo<br />

seria es<strong>en</strong>cialm<strong>en</strong>te de carácter dinámico y desarrollado <strong>en</strong> facies de anfibolita afectando a<br />

toda la comarca (Martino et al. 1995; Otam<strong>en</strong>di et al. 2004 y Arangue, 2010).<br />

No obstante <strong>esta</strong> foliación se <strong>en</strong>contraría actualm<strong>en</strong>te obliterada resultado de la<br />

inmersión de dichos tabiques <strong>en</strong> el flujo migmático que las reori<strong>en</strong>tó <strong>en</strong> el mismo s<strong>en</strong>tido<br />

que la foliación regional (S 2 ), concordantes con las litologías hospedantes.<br />

En lo que refiere a la foliación regional S 2 , la misma se desarrolla <strong>en</strong> todas las litologías<br />

del área de estudio. La ori<strong>en</strong>tación prefer<strong>en</strong>cial que toma <strong>esta</strong> foliación regional de rumbo<br />

submeridional NNO-SSE y buzami<strong>en</strong>tos de mediano a alto ángulo, casi siempre dirigidos al<br />

cuadrante NE, coher<strong>en</strong>tes con el descripto por Dalla Salda (1984).<br />

En las metatexitas <strong>esta</strong> foliación queda definida por el bandeado composicional que<br />

delinean los tres segm<strong>en</strong>tos migmáticos: leucosoma (L), melanosoma (m) y mesosoma (M),<br />

cada uno de ellos con pot<strong>en</strong>cias que van desde milimétricas a c<strong>en</strong>timétricas d<strong>en</strong>otando una<br />

foliación grosera, bi<strong>en</strong> marcada (Figura 5B). En el caso de las diatexitas, <strong>esta</strong> foliación S 2 , sólo<br />

es apreciable <strong>en</strong> variedades inhomogéneas a partir de la ori<strong>en</strong>tación prefer<strong>en</strong>cial que exhib<strong>en</strong><br />

las máculas de Bt 2 +Sil 2 +Grt 2 , preservadas a modo de schlier<strong>en</strong>s. Por último <strong>en</strong> los gneises y<br />

anfibolitas <strong>esta</strong> foliación S 2 queda marcada por el bandeado composicional g<strong>en</strong>erado <strong>en</strong> un<br />

proceso de segregación metamórfica que da <strong>esta</strong> alternancia de bandas con el desarrollo de<br />

blástesis mineral (Fagiano, 2007).<br />

El orig<strong>en</strong> de la foliación metamórfica regional (S 2 ) descripta, ha sido interpretada por<br />

numerosos autores (Martino et al., 1995; Otam<strong>en</strong>di et al. 2004; Fagiano, 2007) como el<br />

producto de clivaje de plano axial correpondi<strong>en</strong>te a un ev<strong>en</strong>to de plegami<strong>en</strong>to regional (P 2 ),<br />

de los cuales, actualm<strong>en</strong>te, no se observan las charnelas, posiblem<strong>en</strong>te desdibujadas por<br />

aplanami<strong>en</strong>to extremo. Al mismo tiempo, este plegami<strong>en</strong>to nuclea miméticam<strong>en</strong>te y oblitera<br />

a la foliación más antigua (S 1 ).<br />

El ev<strong>en</strong>to deformacional D 2 , responsable del plegami<strong>en</strong>to, sería sincrónico con el clímax


RADICE Et Al.<br />

Figura 5. Foliaciones metamórficas. A) Fotografía de campo de resister gnéisico incluido <strong>en</strong> la unidad metatexítica,<br />

se ha señalado la foliación relíctica (S1) la cual actualm<strong>en</strong>te está reori<strong>en</strong>tada <strong>en</strong> igual s<strong>en</strong>tido que la foliación regional<br />

(S2). Masa = 300 mm. B) Metatexita con leucosoma plegado y estirado, se indica el s<strong>en</strong>tido de la foliación S2. Escala<br />

= 50 mm. C) Foto de campo donde se observa la foliación milonítica S3 dada por la alternancia de folias ricas <strong>en</strong><br />

Chl y Ser. Escala = 50 mm.<br />

metamórfico M 2 , desarrollado <strong>en</strong> grado alto con fusión parcial y migmatización de los<br />

protolitos más pelíticos.<br />

La foliación (S 2 ) ha sido, <strong>en</strong> algunos sectores, int<strong>en</strong>sam<strong>en</strong>te retrabajada por efecto del<br />

ev<strong>en</strong>to deformacional (D 3 ), dando como resultado una foliación milonítica (S 3 ). El ev<strong>en</strong>to<br />

deformacional (D 3 ) se caracteriza por ser de naturaleza dúctil y dúctil-frágil, de alcance local<br />

y <strong>esta</strong>r limitado a zonas de cizallas estrechas cuyos productos litológicos son la metatexitas<br />

deformadas y filonitas respectivam<strong>en</strong>te.<br />

La foliación S 3 queda repres<strong>en</strong>tada por la ori<strong>en</strong>tación planar y localm<strong>en</strong>te p<strong>en</strong>etrativa de<br />

una matriz micácea recristalizada, constituida es<strong>en</strong>cialm<strong>en</strong>te por clorita y sericita (Figura 5C).<br />

Mesoscópica y microscópicam<strong>en</strong>te estos minerales micáceos defin<strong>en</strong> una fábrica S-C (Lister<br />

y Snoke, 1984). Esta foliación se dispone con un rumbo aproximado de 315º N a 350º N y<br />

con buzami<strong>en</strong>to <strong>en</strong>tre los 45º y 80º hacia los cuadrantes NE y SO. Cabe aclarar que el orig<strong>en</strong><br />

de <strong>esta</strong> foliación está relacionando con el ev<strong>en</strong>to tectónico dinámico (D 3 ) que desarrollo<br />

la Faja de Cizalla de Guacha Corral hacia el oeste del área de estudio, la cual es intruída<br />

posteriorm<strong>en</strong>te por el Batolito Co. Áspero <strong>en</strong> el Devónico inferior (Pinotti et al.. 2006).<br />

lineación Mineral. Sobre el plano de foliación milonítica (S 3 ) se reconoce una lineación<br />

mineral p<strong>en</strong>etrativa (L 3 ), dada por la ori<strong>en</strong>tación de minerales micáceos (Chl-Ms-Ser) <strong>en</strong> las<br />

rocas filoníticas del área. Esta estructura se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tra asociada al ev<strong>en</strong>to deformacional (D 3 )<br />

que g<strong>en</strong>ero la actividad tectónica de la Faja de Cizalla de Guacha Corral, al oeste del área de<br />

estudio. Dicha lineación toma valores de inmersión al E y es parcialm<strong>en</strong>te coincid<strong>en</strong>te con<br />

17


18<br />

AnálIsIs pEtRológICo EstRuCtuRAl DEl bAsAmEnto EnCAjonAntE DEl bAtolIto CERRo áspERo<br />

la planteada por Fagiano y Martino (2004), Sommaro (2005), Fagiano (2007) y Cristofolini<br />

(2008) para la Sierra de Comechingones.<br />

Discusiones<br />

secu<strong>en</strong>cia evolutiva. En función del análisis petrológico y estructural de las litologías<br />

del área de estudio se han podido definir tres ev<strong>en</strong>to metamórficos (M 1 , M 2 y M 3 ).<br />

En base a asociaciones parag<strong>en</strong>éticas, desarrollo de reacciones de formación, rasgos<br />

microtexturales y microestructurales definidos y estudiados <strong>en</strong> trabajos finales de Arangue<br />

(2010) y Radice (2010) respectivam<strong>en</strong>te, y sigui<strong>en</strong>do con los criterios base <strong>esta</strong>blecidos por<br />

Winkler (1978), Passchier y Trow (1996), Gómez Giménez (2006) <strong>en</strong>tre otros, se ha podido<br />

inferir y <strong>esta</strong>blecer con bastante precisión las probables condiciones termo-barométricas<br />

acaecidas <strong>en</strong> los difer<strong>en</strong>tes ev<strong>en</strong>tos tectono-metamórficos que se desarrollaran a continuación.<br />

Metamorfismo regional dinamotérmico: M 1<br />

Corresponde al ev<strong>en</strong>to metamórfico inicial, de carácter relíctico <strong>en</strong> el área de estudio,<br />

y vinculado a un ev<strong>en</strong>to deformacional (D 1 ) que g<strong>en</strong>era la foliación (S 1 ). Esta última se<br />

<strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tra preservada <strong>en</strong> los tabiques de gneises y anfibolitas incluidos <strong>en</strong> las unidades<br />

migmáticas a modo de resister o rafts.<br />

Arangue (2010) <strong>esta</strong>bleció condiciones de grado medio (facies de anfibolitas almandínica),<br />

con temperaturas cercanas a los 630 ºC y presiones medias a altas, próximas a los 6 Kb.<br />

La temperatura planteada sería coher<strong>en</strong>te con los límites superiores e inferiores de las<br />

isogradas del granate y la sillimanita, respectivam<strong>en</strong>te. Por otro lado los valores de P y T, son<br />

coher<strong>en</strong>tes con los planteados por Guereschi y Martino (2002 y 2003) y Cristofolini (2008),<br />

al norte de la zona de estudio, y por Sommaro (2005) y Fagiano (2007) para el sur de la Sierra<br />

de Comechingones.<br />

Metamorfismo regional dinamotérmico: M 2 (clímax metamórfico)<br />

Corresponde al ev<strong>en</strong>to metamórfico más importante registrado por todas las rocas<br />

del área. Bajo el mismo se habría desarrollado la paragénesis más común y ext<strong>en</strong>dida <strong>en</strong><br />

el ámbito de estudio (Qtz 2 +Pl 2 +Kfs 2 +Bt 2 +Grt 2 +Sil 2 ), además de la foliación regional y<br />

p<strong>en</strong>etrativa (S 2 ), manifi<strong>esta</strong> <strong>en</strong> todas las variedades litológicas, y bajo un régim<strong>en</strong> de esfuerzo<br />

regional (D 2 ). En este <strong>esta</strong>dio se produce la fusión parcial de las metapelitas (metátexis),<br />

cuyo resultado es la g<strong>en</strong>eración de las metatexitas que afloran <strong>en</strong> la zona de trabajo. Por su<br />

parte, las fracciones más aptas para ser fundidas bajo <strong>esta</strong>s condiciones progresaron hacia<br />

<strong>esta</strong>dio anatéctico más avanzado (diátexis), g<strong>en</strong>erándose así las diatexitas inhomogéneas y<br />

homogéneas, no cordieríticas.<br />

A partir de las apreciaciones texturales-mineralógicas de campo y microscopio, se deduce<br />

que las unidades migmáticas del área derivarían de protolitos fundam<strong>en</strong>talm<strong>en</strong>te pelíticos<br />

(ricos <strong>en</strong> Fe), mi<strong>en</strong>tras que los gneises biotíticos granatíferos, con escasa sillimanita, y sin<br />

feldespato potásico, derivarían de rocas de composición más grauváquica. Lo anterior es<br />

coher<strong>en</strong>te con los criterios <strong>esta</strong>blecidos por Guereschi y Martino (2002 y 2003). Por lo tanto<br />

se consideraría <strong>en</strong>tonces, la exist<strong>en</strong>cia de un protolito heterogéneo para todas las rocas del<br />

ámbito de estudio.<br />

En base a lo planteado hasta el mom<strong>en</strong>to se deduce que se habrían alcanzado condiciones<br />

de presión y temperaturas próximas a los 7,5 Kb (~ 25 km de profundidad) y 750 ºC<br />

respectivam<strong>en</strong>te, para el m<strong>en</strong>cionado ev<strong>en</strong>to M 2 (Arangue, 2010; Radice, 2010).<br />

Este dato es similar al calculado por Guereschi y Martino (2002) por geotermobarometría


RADICE Et Al.<br />

(7,9 Kb y 776º C) al norte de la zona de estudio, y al estimado por Cristofolini (2008) <strong>en</strong> la<br />

zona de Lutti. Pero son intermedios, respecto a los determinados por Martino et al. (1998) al<br />

norte del área estudiada (8 Kb y 800º C), y al deducido por Fagiano (2007) al sur de la misma,<br />

qui<strong>en</strong> <strong>esta</strong>blece rasgos de presión de 7Kb y 700 a 750º C de temperatura.<br />

Metamorfismo dinamotérmico: M 3 (deformación dúctil, dúctil-frágil)<br />

Este ev<strong>en</strong>to es<strong>en</strong>cialm<strong>en</strong>te dinámico se caracteriza por desarrollarse <strong>en</strong> dos fases<br />

estructurales y metamórficas difer<strong>en</strong>tes, d<strong>en</strong>ominadas aquí como:<br />

M 3a : metamorfismo dinámico <strong>en</strong> ambi<strong>en</strong>te dúctil, de grado medio y facies de anfibolita,<br />

d<strong>en</strong>tro de la zona de la sillimanita<br />

M 3b : metamorfismo dinámico <strong>en</strong> ambi<strong>en</strong>te dúctil-frágil, de grado bajo <strong>en</strong> facies de<br />

esquistos verdes, desarrollado d<strong>en</strong>tro de la zona de la clorita. Este último está relacionado<br />

con el ev<strong>en</strong>to deformacional (D 3 ) asociado al desarrollo de numerosas fajas de cizalla <strong>en</strong><br />

todas las Sierras de Córdoba.<br />

El ev<strong>en</strong>to M 3a g<strong>en</strong>eró el retrabajo de las fábricas migmáticas, mediante la retrogresión<br />

mineral de las litologías g<strong>en</strong>eradas durante el pico metamórfico (M 2 ), con la sobreimposición<br />

de texturas deformacionales que obliteran parcialm<strong>en</strong>te a la textura migmática, desarrollando<br />

una incipi<strong>en</strong>te fábrica milonítica (metatexitas deformadas), mulliones, plegami<strong>en</strong>to asimétrico,<br />

además de g<strong>en</strong>eración de boudinage y estructuras de pinch and swell <strong>en</strong> las rocas anfibólicas.<br />

Las difer<strong>en</strong>tes fases de plegami<strong>en</strong>to observadas <strong>en</strong> las unidades migmáticas exhib<strong>en</strong> una<br />

fuerte coher<strong>en</strong>cia <strong>esta</strong>dística con la foliación S 2 cuando son repres<strong>en</strong>tados <strong>en</strong> los diagramas<br />

estereográficos. Por el contrario, lo más lógico de esperar <strong>en</strong> estos casos es una elevada<br />

dispersión de los polos, ya que de haberse g<strong>en</strong>erado durante el clímax migmático, las rocas<br />

fundidas no transmitirían los esfuerzos y t<strong>en</strong>derían a comportarse como un flujo coaxial. Sin<br />

embargo, las evid<strong>en</strong>cias <strong>en</strong>contradas permit<strong>en</strong> deducir que, efectivam<strong>en</strong>te, la deformación<br />

que produjo los plegami<strong>en</strong>tos asimétricos, fue desarrollada <strong>en</strong> un <strong>esta</strong>do sub-sólido y <strong>en</strong><br />

condiciones de alta ductilidad. Lo cual ha quedado reflejado <strong>en</strong> las ori<strong>en</strong>taciones, que resultan,<br />

fuertem<strong>en</strong>te consist<strong>en</strong>tes <strong>en</strong>tre sí.<br />

A microescala, el cambio más notorio <strong>en</strong> casi todas las muestras, corresponde a la<br />

modificación <strong>en</strong> el hábito de la sillimanita, que pasa de prismática (Sil 2 ) a fibrosa (Sil 3 ) y<br />

se ori<strong>en</strong>ta subparalela a la dirección de máxima ext<strong>en</strong>sión. Sin embargo, también pudo<br />

observarse el desarrollo de una biotita (Bt 3 ), más pequeña y dispu<strong>esta</strong> oblicua a la foliación<br />

principal (S 2 ), la cual define, sutilm<strong>en</strong>te, una nueva foliación S 3a solo visible a <strong>esta</strong> escala.<br />

Las condiciones termobarométricas estimadas son de aproximadam<strong>en</strong>te 640 ºC y 5 Kb<br />

(Radice, 2010); coher<strong>en</strong>te con lo planteado por Fagiano et al. (2002a), Fagiano y Martino<br />

(2004) y Fagiano (2007).<br />

Por último asociado a este ev<strong>en</strong>to (M 3a ) se produce el emplazami<strong>en</strong>to de los cuerpos<br />

pegmatoides mayores, lo cuales se habrían g<strong>en</strong>erado por descompresión, emplazándose<br />

presiones de 5 Kb aproximadam<strong>en</strong>te (Arangue, 2010).<br />

Posteriorm<strong>en</strong>te se desarrolla la segunda fase M 3b , <strong>en</strong> una ambi<strong>en</strong>te estructural dúctil-frágil,<br />

<strong>en</strong> condiciones de grado bajo y facies de esquistos verdes. Este nuevo ev<strong>en</strong>to metamórfico<br />

(M 3b ) queda repres<strong>en</strong>tado por la g<strong>en</strong>eración de rocas filoníticas, las cuales conforman filetes<br />

de ext<strong>en</strong>sión kilométrica <strong>en</strong> el área de trabajo.<br />

Se define como protolito de <strong>esta</strong>s filonitas a las metatexitas y gneises biotítico granatíferos,<br />

los cuales pose<strong>en</strong> características estructurales y texturales que favorec<strong>en</strong> a la nucleación de<br />

los esfuerzos actuantes.<br />

Las condiciones termobarométricas han sido estimadas <strong>en</strong> función de las paragénesis,<br />

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20<br />

AnálIsIs pEtRológICo EstRuCtuRAl DEl bAsAmEnto EnCAjonAntE DEl bAtolIto CERRo áspERo<br />

reacciones químicas y condiciones de formación, pudiéndose determinar temperaturas de<br />

450- 400º C y presiones de 3,5-4 Kb (Radice, 2010).<br />

Conclusiones<br />

El basam<strong>en</strong>to metamórfico del sector c<strong>en</strong>tro ori<strong>en</strong>tal de las Sierras de Comechingones<br />

está integrado es<strong>en</strong>cialm<strong>en</strong>te por metatexitas y diatexitas, <strong>en</strong>tre los que se intercalan gneises<br />

biotíticos granatíferos, anfibolitas y subordinadam<strong>en</strong>te cuerpos de filonitas, mármoles y<br />

pegmatitas.<br />

Se han inferido para este conjunto litológico, un protolito heterogéneo que grada desde<br />

pelitas típicas a pelitas bajas <strong>en</strong> alúmina e inclusive grauvacas, con cantidades subordinadas<br />

de carbonatos y vulcanitas. El mismo sería equival<strong>en</strong>te a una secu<strong>en</strong>cia turbidítica (pelíticopsamítica)<br />

de marg<strong>en</strong> pasivo (Gordillo y L<strong>en</strong>cinas, 1979; Rapela et al., 2001).<br />

A partir de los datos petrológicos, texturales y estructurales es que se han reconocido<br />

difer<strong>en</strong>tes ev<strong>en</strong>tos metamórficos y deformacionales que afectaron al área de estudio<br />

caracterizados como M 1 -D 1 (540-533 Ma, <strong>en</strong> Rapela et al., 2001), asociados a la Orog<strong>en</strong>ia<br />

Pampeana, <strong>en</strong> condiciones de grado medio y <strong>en</strong> facies de anfibolita almandínica (6 Kb y<br />

630 ºC). El producto litológico de este proceso son los gneises biotíticos granatíferos y las<br />

anfibolitas preservados a modo de resister y raft <strong>en</strong> las unidades migmáticas. El ev<strong>en</strong>to M 2 -<br />

D 2 repres<strong>en</strong>tante del clímax metamórfico (530 y 520 Ma, <strong>en</strong> Rapela et al., 2001), también<br />

asociado a la Orog<strong>en</strong>ia Pampeana. A partir de las asociaciones parag<strong>en</strong>éticas, estudios petroestructurales<br />

y reacciones de formación, se deduc<strong>en</strong> condiciones de ~ 7, 5 Kb y 750 ºC para<br />

este ev<strong>en</strong>to (facies de anfibolita alta a granulita). El rasgo más notorio del ev<strong>en</strong>to M 2 , es la<br />

migmatización de las fracciones pelíticas, cuyo resultado son las metatexitas y diatexitas (no<br />

cordieriticas) que afloran <strong>en</strong> el área de estudio. Por su parte, el ev<strong>en</strong>to deformacional D 2 da<br />

lugar a la estructura planar p<strong>en</strong>etrativa (S 2 ), de rumbo submeridional NNO-SSE, reconocida<br />

<strong>en</strong> todas las litologías que conforman el basam<strong>en</strong>to cristalino de la zona.<br />

El tercer ev<strong>en</strong>to M 3 , actuaría <strong>en</strong> condiciones dúctil y dúctil-frágil respectivam<strong>en</strong>te y está<br />

caracterizado por desarrollarse <strong>en</strong> dos fases difer<strong>en</strong>tes clasificadas aquí como M 3a y M 3b .<br />

La primera fase (M 3a ) se corresponde a un metamorfismo dinámico <strong>en</strong> ambi<strong>en</strong>te dúctil<br />

(5 Kb y 640 ºC), <strong>en</strong> facies de anfibolita y d<strong>en</strong>tro de la zona de la sillimanita (500 – 480 Ma<br />

<strong>en</strong> Rapela et al., 2001), cuyo producto final son las metatexitas deformadas, plegami<strong>en</strong>to<br />

asimétrico de los leucosomas, mulliones, boudinage y estructuras de pinch and swell, sobreimpu<strong>esta</strong>s<br />

a las fábricas migmáticas y anfibolitas del área. Este ev<strong>en</strong>to podría ser asignado a un ciclo<br />

tardío-Pampeano o repres<strong>en</strong>tar un fase temprana del ciclo Famatiniano (M 2b ó M 3a ?).<br />

La segunda fase (M 3b ) se desarrolla <strong>en</strong> un ambi<strong>en</strong>te dúctil-frágil, de grado bajo y <strong>en</strong> facies<br />

de esquistos verdes (d<strong>en</strong>tro de la zona de la clorita), quedando repres<strong>en</strong>tado por las filonitas<br />

y si<strong>en</strong>do asignadas al ciclo Famatiniano (447 – 425 Ma <strong>en</strong> Rapela et al., 2001). Además se han<br />

reconocidos, sobre los planos de foliación milonítica, una lineación mineral (L 3 ) definida por<br />

la ori<strong>en</strong>tación de minerales micáceos (Chl-Ser) <strong>en</strong> las rocas filoníticas.<br />

El protolito de <strong>esta</strong>s rocas queda definido a partir de la deformación sobreimpu<strong>esta</strong> a las<br />

metatexitas y gneises. Las condiciones termobarométricas han sido estimadas <strong>en</strong> 3,5 a 4 Kb y<br />

400-450 ºC. Este ev<strong>en</strong>to está asociado al desarrollo la Faja de Cizalla de Guacha Corral hacia<br />

el oeste del área de estudio.<br />

Luego de la deformación Famatiniana se emplaza el Batolito Cerro Áspero al oeste del


RADICE Et Al.<br />

área de estudio. Dataciones realizadas <strong>en</strong> Rb-Sr indican una edad de 369±9 Ma (Devónico<br />

temprano) para dicha intrusión (Pinotti et al., 2006).<br />

Agradecimi<strong>en</strong>tos<br />

Los autores agradec<strong>en</strong> al Departam<strong>en</strong>to de Geología de la Universidad Nacional de Río<br />

Cuarto por el apoyo pr<strong>esta</strong>do durante todos estos años. Este trabajo es parte de la Tesis de<br />

Lic<strong>en</strong>ciatura de J. Arangue y S. Radice.<br />

Bibliografía<br />

Arangue, J. 2010. [Análisis de fabricas migmáticas del sector “Paso de las Blancas”, porción c<strong>en</strong>tro-ori<strong>en</strong>tal de la<br />

Sierra de Comechingones, Río de los Sauces, Córdoba. Departam<strong>en</strong>to de Geología, Universidad Nacional de<br />

Río Cuarto. Tesis de Lic<strong>en</strong>ciatura, 153 pp Inédito].<br />

Brown, M. 1983. The definition of metatexis, diatexis and migmatite. Proceedings of the Geological Association,<br />

84: 371-382.<br />

Cristofolini, E. 2008. [Petrología estructural del área compr<strong>en</strong>dida <strong>en</strong>tre la localidad de “Lutti” y el puesto “Rodeo de<br />

Las yeguas”: análisis comparativo de las fábricas migmáticas y miloníticas, Sierra de Comechingones, Córdoba.<br />

Universidad Nacional de Río Cuarto. Tesis de Lic<strong>en</strong>ciatura, 186 pp. Inédito].<br />

Dalla Salda, L.H. 1984. La estructura íntima de las Sierras de Córdoba. Revista de la Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina,<br />

39: 38-51.<br />

Fagiano, M. 2007. [Geología y petrología del basam<strong>en</strong>to cristalino de Las Albahacas, sur de la Sierra de<br />

Comechingones, Córdoba. Departam<strong>en</strong>to de Geología, Universidad Nacional de Río Cuarto. Tesis Doctoral,<br />

379 pp Inédito].<br />

Fagiano, M. y Martino, R. 2004. Cinemática y petrología de la faja de cizalla de Guacha Corral <strong>en</strong> el extremo austral<br />

de la sierra de Comechingones, provincia de Córdoba. Avances de Microtectónica y geología Estructural.<br />

Revista de la Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina. Serie D: Publicación Especial Nº 7: 45-50.<br />

Fagiano, M., Pinotti, L. y Esparza, A. 1997. Estudio geológico de las rocas metamórficas <strong>en</strong> el sector c<strong>en</strong>tro-sur de<br />

la sierra de Comechingones (Córdoba, R. Arg<strong>en</strong>tina). 8º Congreso Geológico Chil<strong>en</strong>o. Actas 3: 1627-1630.<br />

Fagiano, M., Nullo, F. y Otam<strong>en</strong>di, J. 2002a. Migmatitas heterogéneas del sur de la sierra de Comechingones,<br />

Córdoba. 15º Congreso Geológico Arg<strong>en</strong>tino, El Calafate. Actas 1: 265-268.<br />

Fagiano, M., Pinotti, L., Esparza, A. y Martino, R. 2002b. La faja de cizalla de Guacha Corral, sierra de Comechingones,<br />

Córdoba, Arg<strong>en</strong>tina. 15º Congreso Geológico Arg<strong>en</strong>tino, El Calafate. Actas 1: 259-264.<br />

Gómez Jim<strong>en</strong>éz, J. 2006. [Metamorfismo. Apuntes de la asignatura de Petrología Endóg<strong>en</strong>a II (Modulo I).<br />

Universidad de Zaragoza. 191 pp. Inédito].<br />

Gordillo, C.E. y L<strong>en</strong>cinas, A.N. 1979. Sierras Pampeanas de Córdoba y San Luís. Segundo Simposio de Geología<br />

Regional Arg<strong>en</strong>tina. Academia Nacional de Ci<strong>en</strong>cias, Córdoba. 1: 577-650.<br />

Guereschi, A.B. y Baldo, E.G. 1993. Petrología y geoquímica de las rocas metamórficas del sector c<strong>en</strong>tro-ori<strong>en</strong>tal<br />

de la sierra de Comechingones, Córdoba. 12 Congreso Geológico Arg<strong>en</strong>tino y 2 Congreso de Exploración de<br />

Hidrocarburos. Actas 1: 1-5.<br />

Guereschi, A. y Martino, R. 1998. Las migmatitas estromatíticas de Huerta Vieja, sierra de Comechingones, Córdoba,<br />

Arg<strong>en</strong>tina. Revista Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina, 53: 101-116.<br />

Guereschi, A. y Martino, R. 2002. Geobarometría de la paragénesis cuarzo-plagioclasa-biotita-granate-sillimanita<br />

<strong>en</strong> gneises del sector c<strong>en</strong>tro-ori<strong>en</strong>tal de las sierra de Comechingones, Córdoba. Revista Asociación Geológica<br />

Arg<strong>en</strong>tina, 57: 365-375.<br />

Guereschi, A. y Martino, R. 2003. Trayectoria textural de las metamorfitas del sector c<strong>en</strong>tro-ori<strong>en</strong>tal de la sierra de<br />

Comechingones, Córdoba. Revista Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina, 58: 61-77.<br />

Hobbs, B., Means, W. y Williams, D. 1981. Geología Estructural. Editorial Omega, Barcelona, 320 pp.<br />

Kretz, R. 1983. Symbols for Rock-forming Minerals. American Mineralogist, 68: 277-279.<br />

Lister, G.S. y Snoke, A.W. 1984. S-C mylonites. Journal of Structural Geology, 6: 617-638.<br />

Martino, R., Kraemer, P., Escayola, M., Giambastiani, M., Arnosio, M. 1995. Transecta de las Sierras Pampeanas de<br />

Córdoba a los 32º S. Revista de la Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina, 50: 60-77.<br />

M<strong>en</strong>hert, K. 1968. Migmatites and the origin of granitic rocks. Elsevier Publishing Company, New York, 405 pp.<br />

21


22<br />

AnálIsIs pEtRológICo EstRuCtuRAl DEl bAsAmEnto EnCAjonAntE DEl bAtolIto CERRo áspERo<br />

McClay, K. 1987. The mapping of geological structures. Geological Society of London Handbook Series, Ed. M.<br />

Freitas, 160 pp.<br />

Otam<strong>en</strong>di, J., Castellarini, P., Fagiano, M., Demichelis, A. y Tibaldi, A. 2004. Cambrian to devonian geologic evolution<br />

of the Sierra the Comechingones, Eastern Sierras Pampeanas, Arg<strong>en</strong>tina: evid<strong>en</strong>ce for the developm<strong>en</strong>t and<br />

exhumation of contin<strong>en</strong>tal crus ton the proto-Pacific margin of Gondwana. Gondwana Research, 7: 1143-<br />

1155.<br />

Passchier, C.W. y Trouw, R. 1996. Microtectonics. Springer Verlag, Berlin, 289 pp.<br />

Pinotti, L., Tubía, J.M., D’Eramo, F., Vegas, N., Sato, A.M., Coniglio, J., Arangur<strong>en</strong>, A. 2006. Structural interplay<br />

betwe<strong>en</strong> plutons during the construction of a batholiths (Cerro Aspero batholith, Sierras de Córdoba,<br />

Arg<strong>en</strong>tina). Journal of Structural Geology, 28: 834–849.<br />

Radice, S. 2010. [Análisis de fábricas metamórficas y deformacionales del basam<strong>en</strong>to cristalino al sudoeste del<br />

paraje San José, Sierra de Comechingones, Córdoba. Departam<strong>en</strong>to de Geología, Universidad Nacional de Río<br />

Cuarto. Tesis de Lic<strong>en</strong>ciatura, 138 pp Inédito].<br />

Rapela, C., Casquet, C., Baldo, E., Dahlquist, J., Pankhurst, R.J., Galindo, C., Saavedra, J., 2001. Las Orogénesis del<br />

Paleozoico Inferior <strong>en</strong> el marg<strong>en</strong> Proto-andino de América del sur. Sierras Pampeanas, Arg<strong>en</strong>tina. Journal of<br />

Iberian Geology, 27: 23-41.<br />

Sommaro, M.C. 2005. [Geología y Petrología de la zona Las Guindas-UNRC, Sierra de Comechingones, Provincia<br />

de Córdoba. Departam<strong>en</strong>to de Geología, Universidad Nacional de Río Cuarto. Tesis de Lic<strong>en</strong>ciatura, 54 pp.<br />

Inédito].<br />

Tramannoni, P.C.L. 2008. [Estudio petro-estructural de la aureola de contacto <strong>en</strong> el área sur y sureste del batolito<br />

Cerro Áspero, Sierra de Comechingones, Córdoba. Departam<strong>en</strong>to de Geología, Universidad Nacional de Río<br />

Cuarto. 180 pp. Inédito].<br />

Winkler, F. 1978. Petrogénesis de las rocas metamórficas. Editorial Blume, Madrid, 346 pp.<br />

Recibido: 25 de octubre de 2011<br />

Aceptado: 16 de diciembre de 2011


Serie Correlación Geológica, 28 (2): 23-38<br />

Aportes ROQUET al Magmatismo y Metalogénesis Asociada II Tucumán, 2012 - ISSN 1514-4186 - ISSN <strong>en</strong> línea 1666-9479<br />

23<br />

Mineralización del depósito pegmatítico María El<strong>en</strong>a,<br />

distrito Conlara, San Luis, Arg<strong>en</strong>tina<br />

María Belén ROQUET 1<br />

Resum<strong>en</strong>: La pegmatita María El<strong>en</strong>a pert<strong>en</strong>ece al grupo Villa Praga-Las Lagunas del distrito Conlara. Se ubica<br />

a 185 km de la ciudad capital de San Luis, a 32º32´31´´ S y 65º28´46´´ O y a una altitud aproximada de 920<br />

msnm. La roca de caja es predominantem<strong>en</strong>te diorita, con una m<strong>en</strong>or proporción de gneis micáceo hacia el sector<br />

este del depósito. La zonación interna de la pegmatita María El<strong>en</strong>a es del tipo compleja y de carácter asimétrico,<br />

reconociéndose una zona de borde, zona externa, zona intermedia externa e intermedia interna y núcleo, unidades<br />

de borde de núcleo, de reemplazo y rell<strong>en</strong>o. En el estudio de la paragénesis mineral se ha determinado la pres<strong>en</strong>cia de<br />

las sigui<strong>en</strong>tes especies minerales: cuarzo, albita, muscovita, microclino, berilo, columbita-(Mn), bismutita, beyerita,<br />

clinobisvanita, circón, granate, apatita, turmalina (negra), fluorita, calcita, óxidos de Mn y Fe.La pegmatita María<br />

El<strong>en</strong>a, se clasifica como de clase elem<strong>en</strong>tos raros, tipo berilo, subtipo berilo-columbita y signatura LCT, como<br />

muchas de las pegmatitas del grupo Villa Praga-Las Lagunas.<br />

Abstract: Mineralization of the Maria el<strong>en</strong>a pegMatitic deposit, conlara district, san luis, arg<strong>en</strong>tina.<br />

The Maria El<strong>en</strong>a pegmatite belongs to the Villa Praga-Las Lagunas group of Conlara District, and it is located 185<br />

km from the capital of San Luis province, at 32°32’31’’S and 65°28’46’’W, and altitude of 920 meters. The country<br />

rock is predominantly diorite, with a smaller proportion of micaceous gneisses towards the eastern part of the<br />

deposit. The internal zoning of the Maria El<strong>en</strong>a pegmatite is complex and asymmetric, and following internal zones<br />

can be recognized: a border zone, outer zone, middle and external intermediate zone and core, replacem<strong>en</strong>t and<br />

filling units. The following mineral species have be<strong>en</strong> determined in the study of mineral assemblages: quartz, albite,<br />

muscovite, microcline, beryl, columbite-(Mn), bismutite, beyerite, clinobisvanite, zircon, garnet, apatite, tourmaline<br />

(black), fluorite, calcite, Mn and Fe oxides. The Maria El<strong>en</strong>a pegmatite is classified as a rare elem<strong>en</strong>t class pegmatite,<br />

belonging to the beryl type, beryl-columbite subtype and LCT signature, as well as many pegmatites of the Villa<br />

Praga-Las Lagunas group.<br />

Palabras clave: Pegmatita. Villa Praga-Las Lagunas. Mineralización. LCT. Sub tipo berilo-columbita.<br />

Key words: Pegmatite. Villa Praga-Las Laguna. Mineralization. LCT. Subtype beryl-columbite.<br />

Introducción<br />

La pegmatita María El<strong>en</strong>a pert<strong>en</strong>ece al grupo pegmatitico Villa Praga-Las Lagunas (Roquet,<br />

2010), distrito pegmatítico Conlara (Rossi, 1966). Se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tra ubicada aproximadam<strong>en</strong>te a<br />

185 km de la ciudad capital de San Luis, <strong>en</strong> el partido Rincón del Carm<strong>en</strong>, departam<strong>en</strong>to<br />

Libertador G<strong>en</strong>eral San Martín, provincia de San Luis, a 32º32´31´´ S y 65º28´46´´ O y a<br />

una altitud aproximada de 920 msnm. Al área se accede transitando la ruta provincial N°<br />

55 desde la ciudad de San Luis hasta la localidad de Concarán, para luego recorrer 32 km<br />

hacia el oeste por la ruta provincial Nº 6 hasta llegar a la <strong>en</strong>trada del campo, desde donde se<br />

avanza 1 km aproximadam<strong>en</strong>te <strong>en</strong> dirección sur hasta visualizar los primeros d<strong>esta</strong>pes de la<br />

pegmatita (Figura 1).<br />

El pres<strong>en</strong>te trabajo int<strong>en</strong>ta aportar datos sobre la geología y mineralización del depósito<br />

1) Dpto. Geología, Proy. CyT 349001, UNSL, Arg<strong>en</strong>tina. bel<strong>en</strong>roquet@gmail.com


24<br />

Figura 1. Mapa geológico-minero de la pegmatita María El<strong>en</strong>a.<br />

MinERalización dEl dEpósiTO pEgMaTíTicO MaRía ElEna<br />

pegmatítico María El<strong>en</strong>a, el cual se considera por la autora uno de los depósitos repres<strong>en</strong>tativos<br />

del grupo Villa Praga-Las Lagunas, poco estudiado a la fecha.


ROQUET<br />

Geología del yacimi<strong>en</strong>to<br />

La pegmatita está repres<strong>en</strong>tada por un cuerpo de forma l<strong>en</strong>ticular, rumbo g<strong>en</strong>eral NO-SE<br />

y buzami<strong>en</strong>to subvertical de 65ºO, parcialm<strong>en</strong>te segm<strong>en</strong>tado. Las dim<strong>en</strong>siones determinadas<br />

son 700 m de largo por 46 m de ancho máximo. Los difer<strong>en</strong>tes procesos de explotación<br />

minera realizados, expon<strong>en</strong> 5 importantes labores a cielo abierto, ubicadas a lo largo del<br />

rumbo g<strong>en</strong>eral de la pegmatita (Figura 1).<br />

La roca de caja que rodea el cuerpo pegmatítico pert<strong>en</strong>ece al complejo metamórfico<br />

Conlara (Sims et al., 1997). En términos g<strong>en</strong>erales es una roca diorítica y <strong>en</strong> m<strong>en</strong>or proporción<br />

gneiss micáceo hacia el sector este del depósito. Se ha definido un contacto neto y claram<strong>en</strong>te<br />

discordante con septos de roca de caja de composición diorítica, que no pres<strong>en</strong>tan<br />

desplazami<strong>en</strong>to ni rotación de la fábrica y sin observarse modificaciones importantes sobre<br />

el exo-<strong>en</strong>docontacto (Figura 2).<br />

Figura 2. A. Contacto pegmatita-diorita; B. Vista g<strong>en</strong>eral gneiss micáceo.<br />

Estructura interna y mineralogía<br />

Las difer<strong>en</strong>cias mineralógicas y texturales observadas d<strong>en</strong>tro de la pegmatita María El<strong>en</strong>a,<br />

permitieron id<strong>en</strong>tificar las sigui<strong>en</strong>tes zonas: zona de borde, zona externa, zona intermedia<br />

externa e intermedia interna y núcleo, unidades de borde de núcleo, de reemplazo y rell<strong>en</strong>o.<br />

La zona de borde se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tra escasam<strong>en</strong>te repres<strong>en</strong>tada <strong>en</strong> la pegmatita, <strong>en</strong> términos<br />

g<strong>en</strong>erales donde se ha podido definir muestra un espesor constante de 3 cm, granometría<br />

fina, color rosado y composición de Ab(50%)-Qtz(35%)-Ms(15%). Transicionalm<strong>en</strong>te se<br />

pasa a la zona externa, repres<strong>en</strong>tada por un increm<strong>en</strong>to <strong>en</strong> la granometría y la aparición de<br />

minerales accesorios, mostrando un espesor variable <strong>en</strong>tre 50 cm a 2,5 m, color rosado a<br />

blanco y composición de Ab(50-30%)-Ms(30-40%)-Qtz(15-25%)±Srl-Grt(5%).<br />

La zona intermedia es la unidad de mayor desarrollo de la pegmatita y está definida por<br />

una importante disminución de muscovita y el aum<strong>en</strong>to <strong>en</strong> la granometría de los cristales<br />

de microclino. Esta zona se divide <strong>en</strong> intermedia externa e interna, la primera pres<strong>en</strong>ta<br />

predominio de microclino <strong>en</strong> su mayoría inmersos <strong>en</strong> una mesostasis de Ab-Qtz-Ms y la<br />

segunda muestra un pasaje transicional y se caracteriza por la pres<strong>en</strong>cia de de microclino sin<br />

textura gráfica, de color rosado, e inmersos <strong>en</strong> una matriz cuarzosa. Sobre las zonas externa e<br />

intermedia se observa un int<strong>en</strong>so fracturami<strong>en</strong>to rell<strong>en</strong>o por fluorita, calcita y dravita.<br />

25


26<br />

MinERalización dEl dEpósiTO pEgMaTíTicO MaRía ElEna<br />

El núcleo de la pegmatita se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tra expuesto de manera fragm<strong>en</strong>tada sobre la pared<br />

sur del depósito, y está constituido predominantem<strong>en</strong>te por cuarzo lechoso, <strong>en</strong> asociación<br />

con cristales de fluorita y columbita-(Mn).<br />

La unidad de borde de núcleo queda definida por cristales de berilo de colores celestes,<br />

amarillos y verdes de tamaño promedio 10-13 cm. Las unidades de reemplazo se desarrollan<br />

prefer<strong>en</strong>tem<strong>en</strong>te sobre las zonas más internas, y son de dos tipos principales: reemplazos<br />

predominantem<strong>en</strong>te de plagioclasa (Ab)±Ms y reemplazos de muscovita. Finalm<strong>en</strong>te la unidad<br />

de rell<strong>en</strong>o se desarrolla sobre la zona externa e intermedia externa, mostrando fracturas<br />

rell<strong>en</strong>adas por cuarzo de color blanco lechoso.<br />

La paragénesis mineral de la pegmatita María El<strong>en</strong>a pres<strong>en</strong>ta especies minerales<br />

como: cuarzo, albita, muscovita, microclino, berilo, columbita-(Mn), bismutita, beyerita,<br />

clinobisvanita, circón, granate, apatita, turmalina (negra), fluorita y calcita. Los análisis de<br />

DRX de las muestras se realizaron utilizando un difractómetro de polvo Rigaku D-MAX III<br />

C, con anticátodo de Cu (λ= 1,5406 Å) y filtro de Ni, bajo condiciones de 30 Kv y 20 mA, a<br />

una velocidad de barrido de 0,3º (2θ/min.) y a un paso de adquisición de datos de 2θ de 0,05º.<br />

Cuarzo, constituye uno de los minerales mayoritarios d<strong>en</strong>tro del yacimi<strong>en</strong>to, participa <strong>en</strong><br />

todas las unidades y adquiere mayor desarrollo <strong>en</strong> el núcleo de la pegmatita. Este mineral<br />

muestra una granometría que se increm<strong>en</strong>ta hacia el interior del depósito mostrándose de<br />

color blanco lechoso a incoloro desarrollando <strong>en</strong> el núcleo cristales prismáticos.<br />

Albita, pres<strong>en</strong>ta un desarrollo importante <strong>en</strong> el depósito, mostrando individuos de<br />

g<strong>en</strong>eración primaria <strong>en</strong> las zonas de borde y externa y tardía <strong>en</strong> la unidad de reemplazo,<br />

donde predomina un hábito laminar y color rosado a blanco con tinciones de óxidos de<br />

Mn-Fe.<br />

Microclino ha sido determinado <strong>en</strong> la zona intermedia. Se pres<strong>en</strong>ta con formas<br />

subhedrales, tamaños métricos, coloración rosada, textura <strong>en</strong> bloque. En la zona intermedia<br />

externa muestra textura gráfica, <strong>en</strong> tanto que, <strong>en</strong> la zona intermedia interna los cristales son<br />

más homogéneos.<br />

Muscovita muestra un amplio desarrollo <strong>en</strong> la pegmatita. Es primaria <strong>en</strong> las zonas de<br />

borde y externa, y tardía <strong>en</strong> unidades de reemplazo.<br />

Berilo, fue determinado in situ <strong>en</strong> la zona intermedia y <strong>en</strong> asociación de borde de núcleo.<br />

Muestra cristales euhedrales a subhedrales de tamaños c<strong>en</strong>timétricos y métricos, prismáticos,<br />

de color amarillo, celeste y verde.<br />

Columbita-(Mn), <strong>esta</strong> especie mineral ha sido definida <strong>en</strong> la zona intermedia y el núcleo<br />

de la pegmatita, mostrando individuos tabulares, negros, de raya castaña, brillo submetálico<br />

y tamaños variables <strong>en</strong>tre 2 y 15 cm. Los cristales se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran comúnm<strong>en</strong>te brechados<br />

y p<strong>en</strong>etrados por fracturas rell<strong>en</strong>adas por microclino, cuarzo, albita, de tamaños variables<br />

<strong>en</strong>tre 0,3-0,5 mm. Su id<strong>en</strong>tificación fue realizada mediante el estudio de DRX de polvo,<br />

obt<strong>en</strong>i<strong>en</strong>do a partir de su refinami<strong>en</strong>to los sigui<strong>en</strong>tes parámetros de celda a= 14,291Å (3); b=<br />

5,722Å (1); c=5,084Å (1) y V=415,79Å 3 .<br />

La pres<strong>en</strong>cia de oxicarbonatos de bismuto <strong>en</strong> el yacimi<strong>en</strong>to está caracterizada por las<br />

especies bismutita y beyerita, las que se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran espacial y texturalm<strong>en</strong>te relacionadas<br />

<strong>en</strong>tre sí. Estos minerales forman nódulos <strong>en</strong> la zona intermedia interna, asociados a otros<br />

minerales de Bi y a abundantes inclusiones de circón. Bismutita fue definida para este<br />

yacimi<strong>en</strong>to mediante análisis de DRX de polvo (Figura 3). Esta especie forma parte del grupo<br />

bismutita-kettnerita, y se pres<strong>en</strong>ta <strong>en</strong> individuos subhedrales de hábito fibroso, exhibi<strong>en</strong>do<br />

color gris oscuro casi negro a pardo amarill<strong>en</strong>to y brillo graso. Su fractura es concoidea y su<br />

dureza es 4 <strong>en</strong> la escala de Mohs. La especie beyerita se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tra asociada a bismutita, y


ROQUET<br />

Figura 3. Comparación líneas de difracción de bismutita con el espécim<strong>en</strong> de Grice (2002).<br />

Figura 4. DRX de beyerita de la pegmatita María El<strong>en</strong>a, intercrecida con bismutita.<br />

27


28<br />

Figura 5. EDS de beyerita de la pegmatita María El<strong>en</strong>a.<br />

MinERalización dEl dEpósiTO pEgMaTíTicO MaRía ElEna<br />

fue id<strong>en</strong>tificada fehaci<strong>en</strong>tem<strong>en</strong>te mediante DRX y microanálisis semicuantitativo mediante<br />

espectrometría dispersiva <strong>en</strong> <strong>en</strong>ergía (Figuras 4 y 5). Los parámetros de celda determinados<br />

luego del refinami<strong>en</strong>to son: a=3,749Å (2), b= 3,778Å (1), c= 21,738Å (2) y V= 307,95Å 3 .<br />

Clinobisvanita, se define como un vanadato y pert<strong>en</strong>ece a la clase fosfatos, ars<strong>en</strong>iatos,<br />

vanadatos, sin aniones grandes, sin agua y con un único catión; integra el grupo de la<br />

x<strong>en</strong>otima(?) y es trimorfa con dreyerita y pucherita. En Arg<strong>en</strong>tina la primera cita de este<br />

mineral es de la pegmatita San Elías (Gay et al., 1994). En la pegmatita María El<strong>en</strong>a se pres<strong>en</strong>ta<br />

<strong>en</strong> cristales idiomorfos de hábito tabular (Figura 6), granometría fina (< 2mm), color rojo<br />

anaranjado, brillo vítreo y clivaje P {010}. Se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tra principalm<strong>en</strong>te tapizando cavidades<br />

g<strong>en</strong>eradas sobre masa de bismutita y también intercrecido con ésta.<br />

La id<strong>en</strong>tificación de <strong>esta</strong> especie mineral fue posible mediante DRX de polvo, obt<strong>en</strong>i<strong>en</strong>do<br />

los parámetros de celda refinados a= 5,187Å (1), b= 11,737Å (1), c= 5,104Å (1), β= 90,39°<br />

(3) y V= 310,733Å 3 y microscopía electrónica de barrido (MEB), donde se id<strong>en</strong>tificaron las<br />

líneas Kα Bi, Kα V, Kα O.<br />

Circón se pres<strong>en</strong>ta <strong>en</strong> la zona intermedia de la pegmatita, incluido <strong>en</strong> los nódulos de<br />

minerales de bismuto, asociados principalm<strong>en</strong>te a bismutita; estos especím<strong>en</strong>es se exhib<strong>en</strong><br />

idiomorfos a subidiomorfos, <strong>en</strong> prismas cortos, de tamaños variables <strong>en</strong>tre 2-5 mm y<br />

agregados de <strong>en</strong>tre 10-15 mm, color pardo oscuro a verde, brillo vítreo, fractura concoidea<br />

raya blanca y pres<strong>en</strong>ta radiación (Figura 7). La id<strong>en</strong>tificación de <strong>esta</strong> especie fue mediante<br />

DRX de polvo determinando los sigui<strong>en</strong>tes parámetros de celda: a= 6,646Å (7), c= 5,960Å<br />

(3) y V= 263,258Å 3 .<br />

Dravita fue determinado <strong>en</strong> primera instancia mediante DRX de polvo y los parámetros<br />

de celda determinados son: a=15,937Å (4), c= 7,192Å (1) y V= 1582,04Å 3 . En la pegmatita


ROQUET<br />

Figura 6. Cristales de clinobisvanita de la pegmatita María El<strong>en</strong>a.<br />

Figura 7. A. Cristales de circón <strong>en</strong> asociación con bismutita; B. Cristales de circón incluidos <strong>en</strong> microclino,<br />

formando agregados. Ambas fotografías fueron obt<strong>en</strong>idas mediante cámara digital a partir de las muestras de mano.<br />

María El<strong>en</strong>a ocurre tapizando fracturas <strong>en</strong> la zona intermedia, caracterizándose por su<br />

hábito pulverul<strong>en</strong>to y color azul-celeste, lo que dificultó su id<strong>en</strong>tificación. La confirmación<br />

de la pres<strong>en</strong>cia se realizó mediante análisis de espectroscopía dispersiva <strong>en</strong> <strong>en</strong>ergía (EDS), a<br />

través de la cual se determinaron los constituy<strong>en</strong>tes principales O, Si, Al, Mg, Na y Fe como<br />

contaminante (Figura 8).<br />

Calcita, fluorita, turmalina (negra), granate y apatita, son considerados los accesorios<br />

comunes d<strong>en</strong>tro del depósito. Su pres<strong>en</strong>cia ha sido definida principalm<strong>en</strong>te sobre las zonas<br />

externa e intermedia.<br />

Emplazami<strong>en</strong>to, análisis petrog<strong>en</strong>ético y clasificación<br />

Las evid<strong>en</strong>cias de campo tales como la forma l<strong>en</strong>ticular a tabular del cuerpo y la pres<strong>en</strong>cia<br />

de material de la caja <strong>en</strong> interior de la pegmatita, sugier<strong>en</strong> un mecanismo de emplazami<strong>en</strong>to<br />

forzado con desplazami<strong>en</strong>to de la roca de caja y <strong>en</strong> un <strong>esta</strong>do semi-frágil de la misma.<br />

La pres<strong>en</strong>cia de una zonación bi<strong>en</strong> desarrollada y de características complejas permite<br />

postular una cristalización progresiva desde las paredes hacia el c<strong>en</strong>tro. Se asume que la<br />

variabilidad composicional y textural de las difer<strong>en</strong>tes zonas se corresponde a un proceso<br />

de cristalización fraccionada y continuas reacciones <strong>en</strong>tre cristales y fluidos reman<strong>en</strong>tes <strong>en</strong><br />

condiciones de no equilibrio (Cameron et al., 1949).<br />

29


30<br />

Figura 8. EDS de dravita de la pegmatita María El<strong>en</strong>a.<br />

MinERalización dEl dEpósiTO pEgMaTíTicO MaRía ElEna<br />

En los últimos <strong>esta</strong>dios de cristalización, los fluidos reman<strong>en</strong>tes <strong>en</strong>riquecidos <strong>en</strong> volátiles,<br />

provocan un ext<strong>en</strong>so proceso metasomático e hidrotermal, <strong>en</strong> el cual se g<strong>en</strong>eran reemplazos<br />

de naturaleza invasiva, los que afectarían <strong>en</strong> forma irregular a las unidades internas del<br />

depósito, permiti<strong>en</strong>do la g<strong>en</strong>eración de minerales de Bi sobre las zonas intermedias de la<br />

pegmatita.<br />

La pegmatita María El<strong>en</strong>a ha sido clasificada sigui<strong>en</strong>do los lineami<strong>en</strong>tos propuestos por<br />

Černý y Ercit (2005), como de clase elem<strong>en</strong>tos raros, subtipo berilo-columbita y signatura<br />

LCT, como muchas de las pegmatitas del grupo Villa Praga-Las Lagunas.<br />

Agradecimi<strong>en</strong>tos<br />

Se agradece al proyecto 349001, al Instituto de Investigaciones <strong>en</strong> Tecnología Química<br />

(INTEQUI) donde fueron realizados los DRX de las especies minerales y al Laboratorio de<br />

Microscopía Electrónica y Microanálisis (LabMem) de la Universidad Nacional de San Luis.<br />

Bibliografía<br />

Cameron, E.N., Jahns, R.H., Mc Nair, A. y Page, L.R. 1949. Internal structure of granitic pegmatites. Economic<br />

Geology, monograph 2, 115 pp.<br />

Černý, P. y Ercit, T.S. 2005. The classification of granitic pegmatites revisited. Canadian Mineralogist, 43: 2005-2026.<br />

Gay, H.D., Porta, G. y Lira, R. 1994. Beyerita de la mina San Elías, provincia de San Luis. IX Congreso Geologico<br />

Arg<strong>en</strong>tino, Bu<strong>en</strong>os Aires, 2: 347-354.<br />

Grice, J.D. 2002. A solution to the crystal structures of bismutite and beyerite. Canadian Mineralogist, 40: 693-698.


ROQUET<br />

Roquet, M.B. 2010. [Mineralogía, geoquímica tipología y relación con los granitoides de las pegmatitas del grupo<br />

Villa Praga-Las Lagunas, distrito Conlara, sierra de San Luis. Tesis doctoral, Universidad Nacional de Córdoba,<br />

439 pp. Inédito].<br />

Rossi, N. 1966. [Distrito pegmatítico Conlara, provincia de San Luis. Dirección Nacional de Geología y Minería,<br />

171 pp. Inédito].<br />

Sims, I.P., Skirrow, R.G., Stuart-Smith, P.G. y Lyons, P. 1997. Informe geológico y metalog<strong>en</strong>ético de las sierras<br />

de San Luis y Comechingones (provincial de San Luis y Córdoba), 1:250.000. SEGEMAR anales, 28, 148 pp.<br />

31<br />

Recibido: 25 de octubre de 2011<br />

Aceptado: 16 de diciembre de 2011


32<br />

MinERalización dEl dEpósiTO pEgMaTíTicO MaRía ElEna


ROQUET<br />

SERIE CORRELACIÓN GEOLÓGICA<br />

- Una <strong>publicació</strong>n del Instituto Superior de Correlación Geológica<br />

(Universidad Nacional de Tucumán – Consejo Nacional de Investigaciones Ci<strong>en</strong>tíficas y Técnicas)<br />

- ISSN 1666-947 versión on-line<br />

- ISSN 1514-418 versión impresa<br />

Sobre nosotros<br />

infORMación básica<br />

Serie Correlación Geológica es una revista periódica editada por el Instituto Superior de Correlación<br />

Geológica (<strong>INSUGEO</strong>) dep<strong>en</strong>di<strong>en</strong>te del Consejo Nacional de Investigaciones Ci<strong>en</strong>tíficas y Técnicas y de la Universidad<br />

Nacional de Tucumán. Ti<strong>en</strong>e por objeto dar a conocer aportes de interés geológico y paleontológico, si<strong>en</strong>do<br />

los trabajos allí publicados originales (<strong>en</strong>t<strong>en</strong>diéndose que no hayan sido publicados ni sometidos simultáneam<strong>en</strong>te<br />

a otras publicaciones para su arbitraje). Todas las contribuciones son pu<strong>esta</strong>s a consideración de los miembros del<br />

Consejo Editor y se somet<strong>en</strong> a un estricto sistema de revisión de pares. Los revisores son árbitros especialistas, lo<br />

que garantiza la calidad de cada número.<br />

pERiOdicidad: semestral (2 números/año).<br />

La abreviatura de su título es Ser. correl. geol., que debe ser usado <strong>en</strong> bibliografías, notas al pié de página,<br />

ley<strong>en</strong>das y refer<strong>en</strong>cias bibliográficas.<br />

indizada En:<br />

La Serie Correlación Geológica integra el Núcleo Básico de Revistas Ci<strong>en</strong>tíficas Arg<strong>en</strong>tinas y se registra indizada <strong>en</strong><br />

Scielo Arg<strong>en</strong>tina, Directory of Op<strong>en</strong> Access Journals (DOAJ), Latindex, Master Journal List de Thomson Reuters ISI, Ulrich´s International<br />

Periodical Directory, Zoological Record, Informe Académico de Gale C<strong>en</strong>cage, GeoRef, Scirus, Geodoc y Journalseek.<br />

cOpyRighT:<br />

Los derechos de autor son propiedad del Instituto Superior de Correlación Geológica. Prohibida la reproducción<br />

de artículos sin expreso permiso del Consejo Editorial. Para permisos especiales sobre la reproducción dirigirse<br />

a Miguel Lillo 205 - Piso 1, Fundación Miguel Lillo (CP 4000) – San Miguel de Tucumán, Arg<strong>en</strong>tina; o vía e mail a<br />

insugeohm@tucbbs.com.ar; insugeo@csnat.unt.edu.ar.<br />

Instrucciones a los autores<br />

alcancE y pOlíTica EdiTORial<br />

Serie Correlación Geológica es una <strong>publicació</strong>n semestral, cuya finalidad es la divulgación de trabajos ci<strong>en</strong>tíficos<br />

originales de alto nivel sobre geología y paleontología. Se ha constituido con el transcurrir de los años <strong>en</strong> uno<br />

de los principales medios de difusión de <strong>esta</strong>s disciplinas <strong>en</strong> Arg<strong>en</strong>tina y Latinoamérica. Su eficaz sistema de <strong>publicació</strong>n<br />

de doble modalidad; <strong>en</strong> línea e impresa, una alta calidad de ilustraciones, y su estricto sistema de revisión por<br />

pares ha permitido su consolidación y exitoso posicionami<strong>en</strong>to académico <strong>en</strong> el medio.<br />

El idioma de <strong>publicació</strong>n principal es el español, aunque se aceptan aportes <strong>en</strong> portugués e inglés.<br />

Forma y preparación de manuscritos<br />

TExTO<br />

1. Sólo se aceptan trabajos <strong>en</strong> castellano, portugués o inglés. En el caso de los trabajos <strong>en</strong> inglés se recomi<strong>en</strong>da la<br />

revisión pertin<strong>en</strong>te de un traductor para autores no familiarizados con este idioma.<br />

2. Los manuscritos deb<strong>en</strong> ser escritos de un modo claro y conciso; el texto será pres<strong>en</strong>tado <strong>en</strong> tamaño A4 (297 x<br />

210 mm) y a doble espacio (incluy<strong>en</strong>do las refer<strong>en</strong>cias y explicaciones de figuras, cuadros y láminas), con márg<strong>en</strong>es<br />

amplios y numeración de líneas. Las palabras <strong>en</strong> idiomas difer<strong>en</strong>tes al del texto, los nombres específicos<br />

y los g<strong>en</strong>éricos deb<strong>en</strong> ir <strong>en</strong> itálica. La fu<strong>en</strong>te a utilizar <strong>en</strong> todo el texto será Garamond. Todas las hojas del<br />

manuscrito deberán <strong>esta</strong>r debidam<strong>en</strong>te numeradas.<br />

33


34<br />

El tamaño y <strong>formato</strong> de cada apartado se pres<strong>en</strong>tará de la sigui<strong>en</strong>te manera:<br />

- Título <strong>en</strong> mayúsculas y minúsculas, negritas y n° 16<br />

- Resum<strong>en</strong>, palabras clave, Abstract y keywords 8<br />

- Filiación de autores 8<br />

- Subtítulo de 1° ord<strong>en</strong> <strong>en</strong> n° 12 y negritas<br />

- Subtítulo de 2° ord<strong>en</strong> <strong>en</strong> n° 12<br />

- Subtítulo de 3° ord<strong>en</strong> <strong>en</strong> n° 10<br />

- Subtítulo de 4° ord<strong>en</strong> <strong>en</strong> n° 10 y cursivas<br />

- Cuerpo de texto tamaño 10<br />

MinERalización dEl dEpósiTO pEgMaTíTicO MaRía ElEna<br />

3. Primera página. Debe cont<strong>en</strong>er:<br />

a. Título (escrito <strong>en</strong> mayúsculas y minúsculas, corto e informativo; debe incluir ubicación geográfica y estratigráfica,<br />

indicando el lapso cronoestratigráfico investigado, excepto <strong>en</strong> temas de discusión teórica).<br />

b. Nombre de los autores (nombres <strong>en</strong> mayúsculas y minúsculas y apellidos <strong>en</strong> mayúsculas).<br />

c. Resúm<strong>en</strong>es <strong>en</strong> dos idiomas (uno <strong>en</strong> inglés con n° 8, precedido por el título <strong>en</strong> inglés con mayúsculas y cursivas<br />

<strong>en</strong> n° 6 y uno <strong>en</strong> español con n° 8, precedido por el título <strong>en</strong> español con mayúsculas y cursivas <strong>en</strong> n° 6).En<br />

los resúm<strong>en</strong>es no se incluirán refer<strong>en</strong>cias bibliográficas pero sí el nombre de nuevos taxones y las principales<br />

conclusiones del trabajo. A continuación de los resúm<strong>en</strong>es se incluirán las Key words/Palabras clave (no más<br />

de ocho y separadas por puntos). En el caso de Notas, incluir el título del trabajo <strong>en</strong> inglés para aquellas notas<br />

escritas <strong>en</strong> castellano o portugués, y el título <strong>en</strong> castellano para las notas <strong>en</strong> inglés. c. Dirección postal de los<br />

autores (incluy<strong>en</strong>do el correo electrónico).<br />

d. Número total de páginas (texto + refer<strong>en</strong>cias), ilustraciones, cuadros, etc. 5. Propu<strong>esta</strong> de cabezal <strong>en</strong> no más<br />

de seis palabras que no excedan los 60 caracteres con espacios. 6. Nombre del autor al que debe dirigirse la<br />

correspond<strong>en</strong>cia.<br />

4. Organización. a. El texto deberá <strong>esta</strong>r dividido <strong>en</strong> secciones, con títulos cortos. Como secciones principales se<br />

sugier<strong>en</strong>: Introducción, Contexto/Marco Geológico, Materiales y Métodos, Resultados (incluy<strong>en</strong>do, si la hubiere,<br />

Sistemática Paleontológica, con sus descripciones y comparaciones), Discusión, Conclusiones, Agradecimi<strong>en</strong>tos,<br />

y Refer<strong>en</strong>cias. En página aparte, se deb<strong>en</strong> incorporar las explicaciones de figuras, cuadros y láminas.<br />

No se incluirán notas a pie de página. La cita de autores <strong>en</strong> el texto podrá ser directa o indirecta, y se referirá<br />

a la lista de refer<strong>en</strong>cias final. Si se citan varios autores éstos deberán ord<strong>en</strong>arse cronológicam<strong>en</strong>te y separarse<br />

mediante un punto y coma.<br />

5. Nom<strong>en</strong>clatura. La nom<strong>en</strong>clatura geológica debe seguir las consideraciones del Código Arg<strong>en</strong>tino de Estratigrafía.<br />

La nom<strong>en</strong>clatura de los taxones deberá seguir las reglas y recom<strong>en</strong>daciones actualizadas del Código<br />

Internacional de Nom<strong>en</strong>clatura Botánica y Código Internacional de Nom<strong>en</strong>clatura Zoológica. A partir del nivel<br />

de género de los taxones fósiles deberá incluirse la cita de los autores <strong>en</strong> la bibliografía. Las escalas de tiempo<br />

utilizadas deberán ajustarse a las actualizaciones de las difer<strong>en</strong>tes comisiones de la IUGS.<br />

6. Sistemática paleontológica. Todas las categorías sistemáticas deberán <strong>esta</strong>r c<strong>en</strong>tradas y <strong>en</strong> mayúsculas, salvo género<br />

y especie, que van <strong>en</strong> mayúsculas y minúsculas. Se indicará la especie tipo de cada género tratado sistemáticam<strong>en</strong>te<br />

alineada al marg<strong>en</strong> izquierdo. Todas las especies descriptas deberán <strong>esta</strong>r acompañadas de su respectiva<br />

ilustración, citándose a continuación del <strong>en</strong>cabezado, c<strong>en</strong>trado y sin paréntesis. En el caso de la descripción de<br />

nuevos taxones, deberán obligatoriam<strong>en</strong>te incluirse la derivación del nombre, indicación de tipos, proced<strong>en</strong>cia<br />

geográfica y estratigráfica, repositorio, diagnosis <strong>en</strong> el idioma del trabajo y <strong>en</strong> inglés, descripción y com<strong>en</strong>tarios.<br />

7. Evitar largas listas sinonímicas, citando sólo aquéllas que se consider<strong>en</strong> importantes por ser novedades nom<strong>en</strong>claturales.<br />

8. Refer<strong>en</strong>cias Incluir <strong>en</strong> las refer<strong>en</strong>cias todos los trabajos citados <strong>en</strong> el texto, las figuras y los cuadros.<br />

Para ord<strong>en</strong> y puntuación, los autores deberán consultar los últimos números de Serie Correlación Geológica y<br />

considerar los sigui<strong>en</strong>tes ejemplos:<br />

• Be, J.L. 1958. Plioc<strong>en</strong>o de Santa Cruz. Acta Geologica Lilloana 2: 5-33.<br />

• Be, J.L. 1984. Late Cretaceous floral provinces. En: P. Br<strong>en</strong>chly (ed.), Fossils and Climate,<br />

Wiley Editors, New York, pp. 127-164.<br />

• Be, J.L. 1996. Coniferae. En: D. Maddison y W. Maddison (eds.), Tree of Life. World Wide<br />

Web: http: //www.nmnh.<br />

• Be, J.L. y Ce, M. 1981. El género Botrychiopsis. 2° Congresso Latino-Americano de Paleontología (Porto Alegre),<br />

Anais 1: 157-159.<br />

• Be, J.L., Ce, M. y Ele, T.A. 1980. Macroflore du Crétacé de l’ Espagne. En: P. Taquet (ed.),<br />

Ecosystèmes contin<strong>en</strong>taux du Mésozoîque, Memoires de la Société Géologique de France 139: 5-9.<br />

• Be, J.L., Ae, N.S. y Ele, T.A. 1983. Paleobotany and the evolution of plants. Cambridge University Press. Cambridge,<br />

405 pp.


ROQUET<br />

• Be, J.L., Ae, N.S. y Zeta, R.B. 1986.[Estratigrafía de la región del río G<strong>en</strong>oa, provincia del Chubut. Informe<br />

Dirección de Minas y Geología, Bu<strong>en</strong>os Aires, 35 pp. Inédito]<br />

Se recomi<strong>en</strong>da a los autores verificar cuidadosam<strong>en</strong>te la correspond<strong>en</strong>cia <strong>en</strong>tre los trabajos citados <strong>en</strong> el texto<br />

y los listados <strong>en</strong> las refer<strong>en</strong>cias.<br />

9. Ilustraciones Las figuras se numerarán correlativam<strong>en</strong>te de acuerdo al ord<strong>en</strong> <strong>en</strong> que son citadas <strong>en</strong> el texto.<br />

Deb<strong>en</strong> id<strong>en</strong>tificarse debidam<strong>en</strong>te los ejemplares de los dibujos o fotografías <strong>en</strong> la ley<strong>en</strong>da correspondi<strong>en</strong>te.<br />

Las ilustraciones deberán pres<strong>en</strong>tarse <strong>en</strong> <strong>formato</strong> digital, como docum<strong>en</strong>to TIFF, JPG o equival<strong>en</strong>te (con una<br />

resolución no m<strong>en</strong>or de 300 dpi). Todas las figuras deb<strong>en</strong> t<strong>en</strong>er escala gráfica o bi<strong>en</strong> especificar aum<strong>en</strong>tos <strong>en</strong><br />

las refer<strong>en</strong>cias.<br />

10. Líneas, rastras y letras. Utilizar líneas, prefer<strong>en</strong>tem<strong>en</strong>te no más finas de 1 pt. Evitar <strong>en</strong> lo posible rastras de<br />

puntos pues suel<strong>en</strong> producir figuras de interfer<strong>en</strong>cia. Los números/letras mayores no deb<strong>en</strong> sobrepasar <strong>en</strong> más<br />

de 2 ó 3 veces a las de los más pequeños, que no deb<strong>en</strong> ser m<strong>en</strong>ores de 8 pt.<br />

11. Láminas. Se <strong>en</strong>viarán <strong>en</strong> el tamaño final de <strong>publicació</strong>n, <strong>en</strong> foco y con bu<strong>en</strong> contraste. Las fotografías deberán<br />

pres<strong>en</strong>tarse <strong>en</strong> <strong>formato</strong> digital, como docum<strong>en</strong>to TIFF JPG o equival<strong>en</strong>te (con una resolución no m<strong>en</strong>or de 300<br />

dpi). En lo posible, se iluminará cada elem<strong>en</strong>to desde arriba y a la izquierda. Si se agrupan varias fotografías <strong>en</strong><br />

una misma figura, deb<strong>en</strong> t<strong>en</strong>er tono y contraste similares. En el caso de fotografías cuadrangulares los bordes<br />

deb<strong>en</strong> ser paralelos a los bordes de la caja. Si es necesario eliminar y/o modificar el fondo alrededor del fósil, la<br />

fotografía debe ser retocada cuidadosam<strong>en</strong>te, sin alterar los bordes del ejemplar.<br />

12. Los números, flechas, escalas gráficas o cualquier otra indicación sobre las ilustraciones deb<strong>en</strong> ser del mismo<br />

tamaño y estilo.<br />

13. Ley<strong>en</strong>das y ubicación de figuras, cuadros y tablas. Las ley<strong>en</strong>das de figuras, cuadros y tablas se pres<strong>en</strong>tarán<br />

después de la bibliografía y aparte del texto. Todas las abreviaturas y siglas deberán <strong>esta</strong>r definidas <strong>en</strong> las ley<strong>en</strong>das.<br />

Para manuscritos <strong>en</strong> castellano o portugués, el texto de cada ley<strong>en</strong>da deberá ser traducido al inglés; para<br />

manuscritos <strong>en</strong> inglés, el texto de cada ley<strong>en</strong>da deberá ser traducido al castellano.<br />

14. Se sugiere indicar <strong>en</strong> el texto la ubicación aproximada de las figuras, cuadros y tablas. Figuras y cuadros deb<strong>en</strong><br />

ser m<strong>en</strong>cionados <strong>en</strong> el texto de manera correlativa, <strong>en</strong> minúscula y sin abreviar.<br />

18. Impresiones. Se <strong>en</strong>tregará a cada autor sin costo una copia del número correspondi<strong>en</strong>te.<br />

19. Envío de manuscritos: Los manuscritos deb<strong>en</strong> ser <strong>en</strong>viados a cualquiera de las sigui<strong>en</strong>tes direcciones de correo<br />

electrónico insugeo@csnat.unt.edu.ar; insugeohm@tucbbs.com.ar<br />

Subscripción<br />

Serie de Correlación Geológica suscribe al sistema de distribución académica gratuita <strong>en</strong> su versión online, bajo<br />

estricto cumplimi<strong>en</strong>to de los derechos de autor. Por compra o canje de números impresos consultar <strong>en</strong> la página web<br />

del <strong>INSUGEO</strong> (www.insugeo.org.ar) o a la dirección de e-mail insugeohm@tucbbs.com.ar.<br />

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MinERalización dEl dEpósiTO pEgMaTíTicO MaRía ElEna<br />

Este volum<strong>en</strong> fue impreso con el apoyo<br />

económico de Minera La Alumbrera


ROQUET<br />

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MinERalización dEl dEpósiTO pEgMaTíTicO MaRía ElEna<br />

Este libro fue editado por<br />

San Miguel de Tucumán<br />

Se terminó de imprimir el mes de Noviembre de 2010<br />

Tel.: (0381) - 4232208<br />

E-mail: editmagna@hotmail.com


Serie Correlación Geológica, 28 (2): 39-52<br />

Aportes IANNIZZOTTO al Magmatismo y Metalogénesis LÓPEZ DE Asociada LUCHI II Tucumán, 2012 - ISSN 1514-4186 - ISSN <strong>en</strong> línea 1666-9479<br />

39<br />

Composición de biotitas y anfíboles del Batolito de<br />

Las Chacras – Potrerillos: Implicancias geoquímicas<br />

para el magmatismo Devónico Medio de la Sierra de<br />

San Luis<br />

Noelia F. IANNIZZOTTO 1 y Mónica G. LÓPEZ DE LUCHI 1<br />

Resum<strong>en</strong>: El Batolito de Las Chacras – Potrerillos repres<strong>en</strong>ta el ext<strong>en</strong>so magmatismo de edad devónica y<br />

conforma uno de los principales repres<strong>en</strong>tantes ígneos aflorantes <strong>en</strong> las sierras de San Luis. Geoquímicam<strong>en</strong>te se<br />

ha dividido a las unidades de este batolito de acuerdo a su cont<strong>en</strong>ido de sílice <strong>en</strong> dos grandes suites: Monzonítica<br />

(< 65% SiO 2 ) y Granítica (> 65% SiO 2 ). En el pres<strong>en</strong>te trabajo se dan a conocer datos de geoquímica mineral<br />

obt<strong>en</strong>idos mediante microsonda electrónica sobre biotitas y anfíboles de ambas suites. El análisis de biotitas indica<br />

composiciones intermedias <strong>en</strong>tre Annita y Flogopita con términos más ricos <strong>en</strong> Mg para la suite Monzonítica y<br />

una tipología magmática calcoalcalina, metaluminosa a levem<strong>en</strong>te peraluminosa. El análisis de los anfíboles permite<br />

asignar una presión de emplazami<strong>en</strong>to que se halla <strong>en</strong>tre 3,3 y 4,6 Kbar para la Suite Monzonítica y <strong>en</strong>tre 4,2 y 4,7<br />

Kbar para la Suite Granítica.<br />

Abstract: Composition of biotites and amphiboles from the las ChaCras – potrerillos batholith:<br />

geoChemiCal impliCations for the mid-devonian magmatism of the sierra de san luis. The Las Chacras –<br />

Potrerillos Batholith is the largest Devonian igneous unit that crops out in Sierra de San Luis. According to its silica<br />

cont<strong>en</strong>t it is divided into two suites: Monzonitic (< 65% SiO 2 ) and Granitic (> 65% SiO 2 ). New mineral chemical<br />

data obtained by electronic microprobe on biotites and amphiboles of both suites are pres<strong>en</strong>ted. The analysis<br />

of biotite composition indicates that Mg/(Mg + Fe) is higher for the Monzonitic Suites and the calc-alkaline,<br />

metaluminous to peraluminous magmatic signature. Emplacem<strong>en</strong>t pressure calculated from the amphibole data are<br />

bracketed betwe<strong>en</strong> 3,3 - 4,6 Kbar (Monzonitic Suite) and 4,2 - 4,7 Kbar (Granitic Suite).<br />

Palabras clave: Magmatismo. Devónico. Biotita. Anfíbol.<br />

Keywords: Magmatism. Devonian. Biotite. Amphibole.<br />

Introducción<br />

El Batolito de Las Chacras – Potrerillos (BLCHP) (Brogioni, 1993; López de Luchi et al.,<br />

2001) es un repres<strong>en</strong>tante del ext<strong>en</strong>so magmatismo devónico de la Sierra de San Luis (López<br />

de Luchi et al., 2007) (Figura 1). Su roca de caja corresponde a un basam<strong>en</strong>to metamórfico<br />

conformado por los Complejos Pringles (contacto occid<strong>en</strong>tal) y Conlara (contactos norte,<br />

sur y ori<strong>en</strong>tal del batolito). Junto con el batolito de R<strong>en</strong>ca (López de Luchi, 1993), ubicado<br />

hacia el sudeste, han sido descriptos como elipsoidales, zonados y discordantes, asociados<br />

a un ambi<strong>en</strong>te sin – tectónico con respecto a la orog<strong>en</strong>ia Achaliana y cuyo emplazami<strong>en</strong>to<br />

habría sido favorecido por ubicarse <strong>en</strong> el cross – over de zonas de cizalla sinistral (López de<br />

Luchi, et al., 2004).<br />

El BLCHP está integrado por dos suites d<strong>en</strong>ominadas Monzonítica y Granítica, separadas<br />

<strong>en</strong>tre sí por el valor de SiO 2 de 65% (López de Luchi et al., 2011). La pres<strong>en</strong>cia de <strong>en</strong>claves de<br />

BPG <strong>en</strong> GPG (Figura 1) indica que la granodiorita porfírica biotítica ha sido intruida por la<br />

1) Instituto de Geocronología y Geología Isotópica (INGEIS). Pabellón INGEIS, Ciudad Universitaria, Ciudad<br />

Autónoma de Bu<strong>en</strong>os Aires (C1428EHA). E-mail: deluchi@ingeis.uba.ar (Dra. Mónica G. Lopez de Luchi)


40<br />

COmPOsICIÓN DE bIOTITAs y ANfíbOLEs, bATOLITO DE LAs CHACrAs–POTrErILLOs, sAN LUIs<br />

monzonita cuarzosa (López de Luchi et al., 2001). El objetivo de este trabajo es pres<strong>en</strong>tar los<br />

resultados obt<strong>en</strong>idos a partir de análisis de microsonda electrónica realizados sobre biotitas y<br />

anfíboles de cada suite. Las biotitas son indicadas para analizar la geoquímica de los magmas<br />

<strong>en</strong> los cuales cristalizaron debido a que reflejan la naturaleza de los mismos como así lo<br />

describió Abdel–Rahman (1994). Los anfíboles son adecuados para <strong>esta</strong>blecer rangos de<br />

presión como así lo propusieron Hammarstron y Z<strong>en</strong> (1986); Hollister et al. (1987); Johnson<br />

y Rutherford (1989) y Schmidt (1992).<br />

Metodología<br />

Los minerales seleccionados para su caracterización han sido analizados mediante<br />

microsonda JEOL 8900 JXA SuperProbe RL, <strong>en</strong> la Universidad de Göetting<strong>en</strong>, con un<br />

Voltaje de aceleración de 15 kV, la muestra actual de 15 nA y un diámetro del haz l mm. Los<br />

standards de sílice utilizados fueron: jadeíta para Na, wollastonita para Ca, feldespato alcalino<br />

para K y Al, <strong>en</strong>statita para Mg, fayalita para Fe y Mn y apatita para P. La precisión de los<br />

análisis es de 1% para los mayores y 10% para los elem<strong>en</strong>tos m<strong>en</strong>ores.<br />

Figura 1. Ubicación del área de estudio y mapa geológico del batolito de Las Chacras – Potrerillos, aflorante <strong>en</strong> el<br />

noreste de la provincia de San Luis.


IANNIZZOTTO y LÓPEZ DE LUCHI<br />

Petrografía/Mineralogía<br />

Suite Monzonítica. Está repres<strong>en</strong>tada por la unidad GPG (Giant Porphyritic Granite),<br />

que es una Monzonita Cuarzosa ubicada <strong>en</strong> el c<strong>en</strong>tro del cuerpo batolítico (Figura 1), y por<br />

los <strong>en</strong>claves de la Suite Granítica. Estas rocas correspond<strong>en</strong> mayorm<strong>en</strong>te a una secu<strong>en</strong>cia<br />

magnesiana metaluminosa (Figura 2A y B) que sobre la base del cont<strong>en</strong>ido de álcalis totales<br />

es alcali-cálcica (López de Luchi et al., 2007, 2011). En diagramas petrotectónicos (Figura<br />

3) mayorm<strong>en</strong>te se ubicarían <strong>en</strong> ambi<strong>en</strong>tes de intraplaca pero muy cercanos al límite con el<br />

campo de las rocas de arco y las sincolisionales.<br />

La unidad GPG está integrada por rocas de grano muy grueso, foliadas, que pres<strong>en</strong>tan<br />

megacristales de microclino de hasta 10 cm <strong>en</strong> una matriz porfírica conformada por<br />

plagioclasa de hasta 4 cm, feldespato potásico intersticial, anfíbol, biotita y cuarzo. Los<br />

minerales accesorios son apatita, circón, titanita y magnetita. Su moda es: plagioclasa, 34%;<br />

microclino, 20%; cuarzo, 5%; anfíboles, 28%; biotita, 9%; titanita, 2%; magnetita, 1%; apatita,<br />

0.5% y circón, 0.5%.<br />

Figura 2. Diagramas de clasificación para muestras seleccionadas del BLCHP. (A) Las suites analizadas son<br />

magnesianas a ferrosas de acuerdo al diagrama de Frost et al., (2001) y (B) metaluminosas a peraluminosas de<br />

acuerdo al valor de ASI (Aluminium Saturation Index) (Shand, 1997). Modificado de López de Luchi et al., (2011).<br />

Figura 3. Diagrama petrotectónico para muestras seleccionadas del BLCHP. Tanto las facies de la Suite Monzonítica<br />

como aquellas de la Suite Granítica muestran una transición <strong>en</strong>tre las áreas correspondi<strong>en</strong>tes a granitos de arco<br />

sincolisional y de intraplaca, de acuerdo a Pearce et al., (1984). Modificado de López de Luchi et al., (2011).<br />

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42<br />

COmPOsICIÓN DE bIOTITAs y ANfíbOLEs, bATOLITO DE LAs CHACrAs–POTrErILLOs, sAN LUIs<br />

La plagioclasa se pres<strong>en</strong>ta como megacristales de hasta 4 cm con zonación oscilatoria.<br />

En algunos cristales se observa alteración sericítica <strong>en</strong> el núcleo. El microclino es euhedral,<br />

pertítico, con mirmequitas e inclusiones de plagioclasa y cuarzo. El cuarzo es anhedral,<br />

exhibe texturas tipo “chess–board” o subgranos paralelos. El anfíbol se pres<strong>en</strong>ta <strong>en</strong> cristales<br />

euhedrales a subhedrales, con inclusiones de titanita, magnetita, apatita y escamas de biotita,<br />

se hallan <strong>en</strong> cristales individuales o asociados a biotita, titanita y magnetita. La biotita es<br />

subhedral, de color verde a castaño verdoso, con inclusiones de apatita y circón. Aparece<br />

<strong>en</strong> cristales <strong>en</strong> g<strong>en</strong>eral de tamaño m<strong>en</strong>or que los de anfíbol y se dispone <strong>en</strong> la periferia de<br />

los mismos o bi<strong>en</strong> conformando agregados. Algunos cristales exhib<strong>en</strong> bordes cloritizados.<br />

Se halla aislada o conformando glomérulos, asociada a hornbl<strong>en</strong>da, magnetita, titanita y<br />

escasa apatita. Algunos kink desarrollados <strong>en</strong> las biotitas se continúan <strong>en</strong> los anfíboles como<br />

fracturas.<br />

Suite Granítica. Está repres<strong>en</strong>tada por las unidades BPG (Granodiorita Porfírica<br />

Biotítica), RG (Granito Rojo), PG (Granito Porfírico) y EG (Granito Equigranular) (Figura<br />

1). Estas rocas varían de magnesianas a ferrosas y de metaluminosas a peraluminosas (Figura<br />

2A y B). En diagramas petrotéctonicos (Figura 3) se ubican <strong>en</strong> campos de las rocas de arco<br />

y las sincolisionales excepto por los Granitos Rojos que se localizan <strong>en</strong> el campo de los<br />

granitos de intraplaca.<br />

La unidad BPG es la de mayor ext<strong>en</strong>sión areal. Se halla bordeando a la unidad GPG <strong>en</strong><br />

su totalidad, ext<strong>en</strong>diéndose desde el noreste del batolito hasta el sur, alcanzando el Cerro<br />

Colorado (Figura 1), donde comi<strong>en</strong>zan los aflorami<strong>en</strong>tos de granitoides rojizos (Unidad<br />

RG). Las rocas de la unidad BPG pres<strong>en</strong>tan la sigui<strong>en</strong>te moda: plagioclasa, 31%; feldespato<br />

potásico (microclino), 29%; cuarzo, 25%; biotita, 10%; anfíbol, 2%; titanita, 0.9%; magnetita,<br />

0.6%; apatita, 0.5%; circón, 0.5% y allanita, 0.5%. Son rocas de textura porfírica con una<br />

matriz de fábrica foliada, con imbricación de cristales. La plagioclasa es anhedral a subhedral,<br />

alcanza 1,5 cm, pres<strong>en</strong>ta maclas polisintéticas y zonación, difusa <strong>en</strong> algunos cristales, su<br />

composición varía <strong>en</strong>tre oligoclasa y andesina. Los cristales mayores exhib<strong>en</strong> subgranos<br />

junto a mosaicos de grano fino y a lo largo de microfracturas. El microclino es pertítico,<br />

poiquilítico, exhibe inclusiones de pequeños cristales de biotita y plagioclasa, algunos<br />

cristales se hallan rodeados por mirmequitas y microfracturas rell<strong>en</strong>as por cuarzo o por<br />

un agregado poligonal de plagioclasa. Localm<strong>en</strong>te se observan subgranos. El cuarzo varía<br />

desde anhedral, intersticial con extinción flash hasta agregados de cuarzo que desarrollan<br />

subgranos irregulares hasta “chess-board”. La biotita forma folias discontinuas asociada con<br />

escaso anfíbol, titanita, magnetita y apatita. Los cristales de biotita se hallan bordeando a los<br />

de plagioclasa y cuarzo, pres<strong>en</strong>tan estirami<strong>en</strong>to <strong>en</strong>tre los megacristales de feldespatos o se<br />

hallan <strong>en</strong> zonas de sombras de presión. Y el anfíbol es muy subordinado, se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tra <strong>en</strong><br />

pequeños cristales anhedrales.<br />

La unidad RG aflora <strong>en</strong> el sector sudeste del BLCHP, está conformada por dos facies,<br />

una muscovítica y una biotítica (Figura 1). Las rocas son de textura granosa, alotriomorfa,<br />

inequigranular, están compu<strong>esta</strong>s por cuarzo y microclino de mayor tamaño que las<br />

plagioclasas. El microclino es anhedral, se pres<strong>en</strong>ta como megacristales con inclusiones<br />

de plagioclasa o <strong>en</strong> intersticios, <strong>en</strong> g<strong>en</strong>eral no pres<strong>en</strong>ta pertitas, se lo puede ver también<br />

rell<strong>en</strong>ando microfracturas. La plagioclasa es anhedral a euhedral, pres<strong>en</strong>ta maclas<br />

polisintéticas, mirmequitas <strong>en</strong> el contacto con microclino y microfracturas. El cuarzo es<br />

anhedral, se observan subgranos y extinción fragm<strong>en</strong>tosa, pres<strong>en</strong>ta inclusiones de microclino<br />

anhedral y se halla afectado por fracturas irregulares. La biotita es anhedral a subhedral,<br />

de color castaño, se halla parcialm<strong>en</strong>te cloritizada y se observan algunos intercrecimi<strong>en</strong>tos


IANNIZZOTTO y LÓPEZ DE LUCHI<br />

con muscovita. Los minerales accesorios son apatita, muscovita y minerales opacos. La<br />

unidad PG es un granito porfírico compuesto por cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico<br />

(microclino), biotita, minerales opacos y apatita, con abundantes <strong>en</strong>claves microgranulares<br />

máficos. La unidad EG es un monzogranito con microclino, biotita y apatita como mineral<br />

accesorio. El cuarzo es anhedral y pres<strong>en</strong>ta extinción fragm<strong>en</strong>tosa, con inclusiones de biotita<br />

anhedral, plagioclasa anhedral y apatita acicular. La plagioclasa es anhedral y subhedral,<br />

pres<strong>en</strong>ta maclas polisintéticas y zonación, alteración sericítica y muscovítica. El microclino<br />

es anhedral, con inclusiones de biotita, plagioclasa y cuarzo anhedral con extinción flash.<br />

Química mineral<br />

Se han analizado mediante microsonda electrónica cristales de biotita (36 análisis de<br />

la Suite Granítica y 8 análisis de la Suite Monzonítica) y anfíboles (13 análisis de la Suite<br />

Granítica y 23 análisis de la Suite Monzonítica). Las biotitas de la unidad GPG y los <strong>en</strong>claves<br />

microgranulares máficos repres<strong>en</strong>tan a la Suite Monzonítica. Las biotitas de las unidades<br />

BPG, RG, PG y EG repres<strong>en</strong>tan a la Suite Granítica (Figura 2, 3; Tabla 1). Los anfíboles<br />

analizados correspond<strong>en</strong> a las unidades BPG (muestra SM39) y GPG (muestra H49)<br />

extraídas del sector sudoeste del batolito (Figura 1; Tabla 2).<br />

Suite Monzonítica. La biotita de la monzonita cuarzosa – granodiorítica, porfírica,<br />

de la Suite Monzonítica (GPG) posee SiO 2 (%): 36,96 – 37,99; Al IV : 2,2153 – 2,3039, Mg/<br />

Mg+Fe (Mg#): 0,54 – 0,57. Se ubica <strong>en</strong> el área de flogopita pero cerca del límite con annita<br />

(Figura 4; Tabla 1). Los <strong>en</strong>claves microgranulares máficos de los granitos biotíticos porfíricos<br />

de la Suite Granítica ti<strong>en</strong><strong>en</strong> un cont<strong>en</strong>ido semejante de SiO 2 (%): 37,07 – 37,59 y el Mg# algo<br />

más bajo 0,47 – 0,52.<br />

El anfíbol de la Suite Monzonítica es un anfíbol cálcico, posee SiO 2 (%): 43,38 – 45,33;<br />

Si (a.p.f.u): 6,568 – 6,778, Mg#: 0,540 – 0,640; Al IV : 1,222 – 1,432; Al VI : 0,093 – 0,201;<br />

composicionalm<strong>en</strong>te se halla d<strong>en</strong>tro de los valores correspondi<strong>en</strong>tes a anfíboles ed<strong>en</strong>íticos y<br />

a anfíboles magnesio – hornbléndicos (Figura 5A y B; Tabla 2).<br />

Figura 4. Composición de biotitas a partir de los análisis de microsonda. Las biotitas analizadas se hallan <strong>en</strong> las<br />

áreas correspondi<strong>en</strong>tes al rango de annita (RG, BPG–1) y flogopita (GPG, PG, BPG–2) muy cerca de la transición<br />

<strong>en</strong>tre ambas.<br />

43


44<br />

COmPOsICIÓN DE bIOTITAs y ANfíbOLEs, bATOLITO DE LAs CHACrAs–POTrErILLOs, sAN LUIs<br />

Tabla 1. Análisis de microsonda de biotitas de las suites Granítica (Unidades BPG, RG, PG, EG) y Monzonítica<br />

(Unidad GPG) que conforman el BLCHP.


IANNIZZOTTO y LÓPEZ DE LUCHI<br />

Tabla 1. Continuación.<br />

Figura 5A y B. Composición de anfíboles a partir de los análisis de microsonda. Los anfíboles analizados se hallan<br />

<strong>en</strong> las áreas composicionales correspondi<strong>en</strong>tes a ed<strong>en</strong>ita (GPG, BPG) y a magnesio – hornbl<strong>en</strong>da (GPG, BPG)<br />

pres<strong>en</strong>tando la facies GPG una mayor dispersión composicional.<br />

45


46<br />

COmPOsICIÓN DE bIOTITAs y ANfíbOLEs, bATOLITO DE LAs CHACrAs–POTrErILLOs, sAN LUIs<br />

Suite Granítica. La biotita de la Suite Granítica pres<strong>en</strong>ta una mayor dispersión<br />

composicional respecto de la biotita de la Suite Monzonítica lo cual responde al mayor<br />

número de unidades reconocidas. Los granitos porfíricos del sector sudori<strong>en</strong>tal (BPG) son<br />

los que muestran una mayor dispersión (Figura 4). Esta facies posee dos tipos de mica que<br />

se difer<strong>en</strong>cian <strong>en</strong> su valor de Mg#, Bt 1 : Mg# 0,51 – 0,53 y Bt 2 : Mg# 0,36 – 0,41 con SiO 2<br />

(%): 32,07 – 36,73 y Al IV : 2,2934 – 2,6712. Las biotitas de los granitos rojos (RG) (Granito<br />

Rojo Dragón de Brogioni, 1997) pose<strong>en</strong>: SiO 2 (%): 35,06 – 38,60; Al IV : 1,9059 – 2,4125, Mg#<br />

0,37 – 0,41. Los Granitos Equigranulares (EG) pose<strong>en</strong>: SiO 2 (%): 37,86 – 38,43; Al IV : 2,1855<br />

– 2,2314; Mg# = 0,49 – 0,53. Los granitos porfíricos del sector noroccid<strong>en</strong>tal (PG) pose<strong>en</strong>:<br />

SiO 2 (%): 37,34 – 37,76; Al IV : 2,2080 – 2,2489; Mg# 0,56 – 0,57.<br />

Como puede observarse <strong>en</strong> el gráfico composicional (Figura 4), la biotita analizada se<br />

ubica <strong>en</strong> el c<strong>en</strong>tro y pres<strong>en</strong>ta dispersiones d<strong>en</strong>tro de las composiciones extremas annita y<br />

flogopita, si<strong>en</strong>do las biotitas de las facies EG y PG más afines con la biotita de la Suite<br />

Monzonítica dado que pres<strong>en</strong>tan valores m<strong>en</strong>ores de Al IV que el resto de las rocas de la Suite<br />

Granítica.<br />

El anfíbol de la Suite Granítica posee SiO 2 (%): 43,26 – 44,29; Si (a.p.f.u): 6,555 – 6,676,<br />

Mg#: 0,532 – 0,592; Al IV : 1,324 – 1,445; Al VI : 0,136 – 0,242. Composicionalm<strong>en</strong>te se hallan<br />

d<strong>en</strong>tro de los valores correspondi<strong>en</strong>tes a anfíboles ed<strong>en</strong>íticos y magnesio – hornbléndicos<br />

(Figura 5A y B; Tabla 2).<br />

Tabla 2. Análisis de microsonda de los anfíboles que caracterizan las unidades BPG (Suite Granítica) y GPG (Suite<br />

Monzonítica) del BLCHP y valores de presión obt<strong>en</strong>idos de acuerdo a distintos geobarómetros.<br />

P Kbar (Refer<strong>en</strong>cias): (1) Hammarstron & Z<strong>en</strong> (1986); (2) Hollister et al. (1987); (3) Johnson & Rutherford (1989);<br />

(4) Schmidt (1992).


IANNIZZOTTO y LÓPEZ DE LUCHI<br />

Tabla 2. Continuación.<br />

P Kbar (Refer<strong>en</strong>cias): (1) Hammarstron & Z<strong>en</strong> (1986); (2) Hollister et al. (1987); (3) Johnson & Rutherford (1989);<br />

(4) Schmidt (1992).<br />

47


48<br />

COmPOsICIÓN DE bIOTITAs y ANfíbOLEs, bATOLITO DE LAs CHACrAs–POTrErILLOs, sAN LUIs<br />

BiotitaS coMo indicadoreS GeoquíMicoS. Abdel–Rahman (1994) propone que los<br />

cont<strong>en</strong>idos de MgO, FeO* y Al 2 O 3 de biotita permit<strong>en</strong> separar a los granitoides biotíticos<br />

<strong>en</strong> tres tipos: A) De complejos alcalinos anorogénicos, mayorm<strong>en</strong>te suites Tipo A (Área A<br />

de Suites Alcalinas); P) De suites peraluminosas incluy<strong>en</strong>do granitos colisionales y Tipo S<br />

(Área P); 3) Complejos calcoalcalinos orogénicos, mayorm<strong>en</strong>te suites Tipo I formadas <strong>en</strong><br />

ambi<strong>en</strong>tes tectónicos asociados a subducción (Área C).<br />

En los diagramas de MgO vs. FeO (Figura 6) y Al 2 O 3 vs. MgO (Figura 7) la mayoría de<br />

las muestras estudiadas se ubican <strong>en</strong> el área C y sólo las que pose<strong>en</strong> valores más bajos de<br />

MgO se hallan <strong>en</strong> el área P. La mayoría de las muestras se ubican <strong>en</strong> el campo calcoalcalino y<br />

sólo un grupo de biotitas de los granitos BPG y de RG se ubican <strong>en</strong> el campo peraluminoso<br />

mayorm<strong>en</strong>te por la disminución del cont<strong>en</strong>ido de MgO.<br />

Figura 6. Diagrama discriminador de biotitas, MgO vs. FeO, con los campos definidos por Abdel –Rahman (1994).<br />

Las muestras con MgO más bajo se hallan d<strong>en</strong>tro del área P y las muestras con alto MgO se hallan <strong>en</strong> el área C.<br />

Figura 7. Diagrama discriminador de biotitas, Al 2 O 3 vs. MgO, con los campos definidos por Abdel–Rahman (1994).<br />

El cont<strong>en</strong>ido de Al 2 O 3 manti<strong>en</strong>e la composición mineralógica ligada a los campos calcoalcalino y peraluminoso.


IANNIZZOTTO y LÓPEZ DE LUCHI<br />

anfíBoleS coMo indicadoreS BaroMétricoS. Hammarstron y Z<strong>en</strong> (1986) pres<strong>en</strong>taron<br />

un geobarómetro que se basa <strong>en</strong> la relación que pres<strong>en</strong>ta el Al total <strong>en</strong> la Hornbl<strong>en</strong>da con la<br />

presión de cristalización. Este geobarómetro es aplicable a rocas calcoalcalinas cuya asociación<br />

mineral incluye plagioclasa, hornbl<strong>en</strong>da, biotita, feldespato potásico, cuarzo, titanita, epidoto<br />

y magnetita. La relación se pres<strong>en</strong>ta mediante la ecuación: P (± 3 Kbar) = 5,03. Al total – 3,92.<br />

A partir de <strong>esta</strong> ecuación Hollister et al. (1987) pres<strong>en</strong>taron modificaciones reduci<strong>en</strong>do el<br />

error a ± 1 Kbar. Asimismo, Johnson y Rutherford (1989) parti<strong>en</strong>do de la ecuación inicial<br />

pres<strong>en</strong>taron una ecuación con un error de ± 0,5 Kbar. El valor 3,92 Kbar ± 0,5 Kbar equivale<br />

a una profundidad de 14 Km ± 2 Km. En comparación con este geobarómetro, Schmidt<br />

(1992) pres<strong>en</strong>ta una ecuación con un error de cálculo similar aplicable a plutones intruidos<br />

<strong>en</strong>tre 2,5 y 13 Kbar con una presición de ± 0,6 Kbar.<br />

Los resultados obt<strong>en</strong>idos con los distintos geobarómetros indican presiones difer<strong>en</strong>tes.<br />

Los valores más bajos de presión son los obt<strong>en</strong>idos mediante el geobarómero de Johnson y<br />

Rutherford (1989) y los más altos los obt<strong>en</strong>idos mediante el geobarómetro de Schmidt (1992)<br />

(Figura 8A, B, C y D) si<strong>en</strong>do éstos los que debido a su m<strong>en</strong>or error analítico se acercarían a<br />

las presiones de cristalización de los anfíboles para los plutones analizados. El gráfico de P<br />

(Kbar) vs. Si (a.p.f.u.) muestra los distintos comportami<strong>en</strong>tos de los anfíboles de cada unidad:<br />

<strong>en</strong> el caso de la unidad BPG se observa que con un aum<strong>en</strong>to <strong>en</strong> el cont<strong>en</strong>ido de Si la presión<br />

permanece casi constante (Figura 8A y C; Tabla 2), <strong>en</strong> el caso de los anfíboles de la unidad<br />

GPG se observa una disminución gradual de la presión con el aum<strong>en</strong>to <strong>en</strong> el cont<strong>en</strong>ido de Si<br />

(Figura 8B y D), coincidi<strong>en</strong>do con lo observado por Brogioni (1997) (Figura 9).<br />

Figura 8. Variación de presión (Kbar) <strong>en</strong> función del cont<strong>en</strong>ido de Si (apfu) relacionada con los cambios<br />

composicionales de los anfíboles de ambas suites, tomando como refer<strong>en</strong>cia distintos geobarómetros. Datos de la<br />

Tabla 2.<br />

49


50<br />

Discusión<br />

COmPOsICIÓN DE bIOTITAs y ANfíbOLEs, bATOLITO DE LAs CHACrAs–POTrErILLOs, sAN LUIs<br />

Figura 9. Variación de presión (Kbar) <strong>en</strong> función del cont<strong>en</strong>ido de Si (apfu) relacionada con los cambios<br />

composicionales de los anfíboles. Las áreas repres<strong>en</strong>tan los datos de Brogioni (1997) y muestran la misma<br />

disminución gradual de la presión con el aum<strong>en</strong>to del cont<strong>en</strong>ido de Si, coincidi<strong>en</strong>do con los resultados pres<strong>en</strong>tados<br />

<strong>en</strong> este trabajo.<br />

El rango de valores de Mg# <strong>en</strong>tre 0,33 y 0,57 obt<strong>en</strong>ido del análisis de las biotitas de<br />

las distintas unidades del BLCHP las ubican <strong>en</strong>tre los valores composicionales extremos<br />

annita (K 2 Fe 6 Al 2 Si 6 O 20 (OH) 4 ) – flogopita (K 2 Mg 6 Al 2 Si 6 O 20 (OH) 4 ). En lo que respecta<br />

a su cont<strong>en</strong>ido de Al IV se hallan <strong>en</strong>tre 2,19 y 2,50 con una sola excepción <strong>en</strong> 2,67. Estas<br />

biotitas d<strong>en</strong>otan una afinidad con magmas más <strong>en</strong>riquecidos <strong>en</strong> magnesio como lo son los<br />

metaluminosos y peraluminosos respecto de los alcalinos (Figuras 2, 3, 4, 6, 7) dominando<br />

el área C de suites calcoalcalinas con transición al área P de suites peraluminosas (Figura 6,<br />

7). Estas composiciones de biotita son distintas a las que caracterizan a los granitos tipo<br />

A 2 carboníferos (Dalhquist et al., 2010), si bi<strong>en</strong> la caracterización petrológica indica que los<br />

batolitos devónicos defin<strong>en</strong> una serie álcali-cálcica (López de Luchi et al., 2007) y se ajustan<br />

<strong>en</strong> parte al tipo A 2 , es decir, a los granitoides alcalinos orogénicos.<br />

El rango de valores de Mg# <strong>en</strong>tre 0,530 – 0,640 determinado a partir del análisis de<br />

anfíboles los ubica <strong>en</strong>tre las composiciones ed<strong>en</strong>íticas y magnesio – hornbléndicas d<strong>en</strong>otando<br />

una afinidad calcoalcalina. Los datos de campo indican que BPG es intruido por GPG<br />

(López de Luchi et al., 2001). Los anfíboles de la facies BPG pose<strong>en</strong> un rango composicional<br />

limitado mi<strong>en</strong>tras que los de la facies GPG muestran mayor variación de Si (a.p.f.u.) asociada<br />

al mayor cont<strong>en</strong>ido modal de anfíbol de <strong>esta</strong> facies. Asimismo, el análisis de la variación de<br />

presión con el cont<strong>en</strong>ido de Si y Al a partir de distintos geobarómetros demuestra que una<br />

de las facies analizadas, la BPG, ha cristalizado d<strong>en</strong>tro de un rango de presión constante (4,2<br />

– 4,7 Kbar) mi<strong>en</strong>tras que <strong>en</strong> el caso de la facies GPG se observa un desc<strong>en</strong>so de la presión<br />

desde 4,6 hasta 3,3 Kbar que se relacionaría con el hecho de que <strong>esta</strong> unidad es tardía con<br />

respecto a BPG y podría haberse emplazado durante un período de asc<strong>en</strong>so durante el cual<br />

se reequilibrarían las composiciones de los anfíboles.<br />

Conclusiones<br />

Los datos de química mineral sobre biotita indican que su variación composicional se<br />

halla restringida a términos intermedios (Mg/Mg + Fe <strong>en</strong>tre 0,3 – 0,6) <strong>en</strong>tre flogopita y annita


IANNIZZOTTO y LÓPEZ DE LUCHI<br />

con predominio de biotita más rica <strong>en</strong> #Mg para la Suite Monzonítica y se correspond<strong>en</strong> con<br />

el carácter metaluminoso a levem<strong>en</strong>te peraluminoso de las distintas facies del Batolito de<br />

Las Chacras – Potrerillos. Los análisis realizados sobre los anfíboles indican una variación<br />

composicional <strong>en</strong>tre ed<strong>en</strong>ita y magnesio – hornbl<strong>en</strong>da. Los valores de presión obt<strong>en</strong>idos a<br />

partir de los anfíboles ed<strong>en</strong>íticos indican un rango <strong>en</strong>tre 4,2 y 4,7 Kbar. En el caso de los<br />

anfíboles magnesio – hornbléndicos el rango de presiones de cristalización varía <strong>en</strong>tre 3,3<br />

y 4,6 Kbar. Es importante d<strong>esta</strong>car que el mayor rango de variación composicional y de<br />

presión se observa <strong>en</strong> la unidad GPG. Los cálculos geobarométricos sugier<strong>en</strong> una mayor<br />

profundidad de emplazami<strong>en</strong>to para la facies BPG mi<strong>en</strong>tras que para la facies GPG estos<br />

valores indicarían ambi<strong>en</strong>tes corticales algo más someros. Dado que la facies GPG intruye<br />

a la facies BPG la disminución de presión sugiere que durante la construcción del batolito<br />

habría un proceso de asc<strong>en</strong>so cortical.<br />

Bibliografía<br />

Abdel–Rahman, A.F. 1994. Nature of biotites from alkaline, calc-alkaline and peraluminous magmas. Journal of<br />

Petrology, 35: 525-541.<br />

Brogioni, N. 1993. El Batolito Las Chacras – Piedras Coloradas, Prov. de San Luis. Geocronología y ambi<strong>en</strong>te<br />

tectónico. XII Congreso Geológico Arg<strong>en</strong>tino, M<strong>en</strong>doza, Actas 4: 54-60.<br />

Brogioni, N. 1997. Mineralogía y petrografía del batolito de Las Chacras – Piedras Coloradas, San Luis. Revista de la<br />

Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina, 52: 515-538.<br />

Dalhquist, J.A., Alasino, P.H., Eby, J.N., Galindo, C. y Casquet, C. 2010. Fault controlled Carboniferous A–type<br />

magmatism in the proto–Andean foreland (Sierras Pampeanas, Arg<strong>en</strong>tina): Geochemical constraints and<br />

petrog<strong>en</strong>esis. Lithos, 115: 65-81Frost, B.R., Barnes, C.G., Collins, W.J., Arculus, R.J., Ellis, S.J., Frost, C.D. 2001.<br />

A geochemical classification for granitic rocks. Journal of Petrology, 42: 2033-2048.<br />

Hammarstron, J.M y Z<strong>en</strong>, E. 1986. Aluminium in hornbl<strong>en</strong>de: An empirical igneous geobarometer. American<br />

Mineralogist, 71: 1297-1313.<br />

Hollister, L.S., Grissom, G.C., Peters, E.K., Stowell, H.H. y Sisson, V.B. 1987. Confirmation of the empirical<br />

correlation of Al in hornbl<strong>en</strong>de with pressure of solidification of calc–alkaline plutons. American Mineralogist,<br />

72: 231-239.<br />

Johnson, M.C. y Rutherford, M.J. 1989. Experim<strong>en</strong>tal calibration of the aluminium-in-hornbl<strong>en</strong>de geobaromether<br />

with application to Long Valley Caldera (California) volcanic rocks. Geology, 17: 837-841.<br />

López de Luchi, M.G. 1993. Caracterización geológica y emplazami<strong>en</strong>to del Batolito de R<strong>en</strong>ca. XII Congreso Geológico<br />

Arg<strong>en</strong>tino, M<strong>en</strong>doza, Actas 4: 42-53.<br />

López de Luchi, M.G., Siegesmund, S., Hofmann, A., Hübner, H., Hulka, C. y Mosch, S. 2001. Geological setting<br />

and composition of the Las Chacras – Potrerillos Batholith, Sierras Pampeanas, Arg<strong>en</strong>tina: First results.<br />

Zeitschrift Der Deutsch<strong>en</strong> Geologisch<strong>en</strong> Gesellschaft, 152: 325-350.<br />

López de Luchi, M.G., Rapalini, A.E., Siegesmund, S. y Ste<strong>en</strong>k<strong>en</strong>, A. 2004. Application of magnetic fabrics to the<br />

emplacem<strong>en</strong>t and tectonic history of Devonian granitoids in C<strong>en</strong>tral Arg<strong>en</strong>tina. En: Martín-Hernández, F.,<br />

Luneburg, C., Aubourg C. y Jackson M. (Eds.), Magnetic Fabric: Methods and applications. Geological Society of<br />

London Special Publication, 238: 447-474.<br />

López de Luchi M.G., Siegesmund S., Wemmer K., Ste<strong>en</strong>k<strong>en</strong> A. y Naumann R. 2007. Geochemical constraints on<br />

the petrog<strong>en</strong>esis of the Paleozoic granitoids of the Sierra de San Luis, Sierras Pampeanas, Arg<strong>en</strong>tina. Journal of<br />

South American Earth Sci<strong>en</strong>ces, 24: 138-166.<br />

López de Luchi, M.G., Iannizzotto, N.F., Siegesmund, S., Wemmer, K. y Ste<strong>en</strong>k<strong>en</strong>, A. 2011. Middle Devonian<br />

Magmatism of the Sierra de San Luis. XVIII Congreso Geológico Arg<strong>en</strong>tino, Neuquén, Actas: 198-199.<br />

Pearce, J.A., Harris, N.B.W. y Tindle, A.G. 1984. Trace elem<strong>en</strong>t discrimination diagrams for the tectonic interpretation<br />

of granitic rocks. Journal of Petrology, 5: 956-983.<br />

Schmidt, M.W. 1992. Amphibole composition in tonalite as a function of pressure: An experim<strong>en</strong>tal calibration of<br />

the Al–in–hornbl<strong>en</strong>de–barometer. Contributions to Mineralogy and Petrology, 110: 304-310.<br />

Shand, S.J. 1927. Eruptive rocks, D. Van Nostrand Company, New York, 360 pp.<br />

51<br />

Recibido: 26 de octubre de 2011<br />

Aceptado: 16 de diciembre de 2011


52<br />

COmPOsICIÓN DE bIOTITAs y ANfíbOLEs, bATOLITO DE LAs CHACrAs–POTrErILLOs, sAN LUIs


Serie Correlación Geológica, 28 (2): 53-66<br />

Aportes CISTERNA al Magmatismo ET Al. y Metalogénesis Asociada II Tucumán, 2012 - ISSN 1514-4186 - ISSN <strong>en</strong> línea 1666-9479<br />

53<br />

Efusiones básicas subácueas de edad ar<strong>en</strong>igiana <strong>en</strong> el<br />

norte del Sistema de Famatina, noroeste de Arg<strong>en</strong>tina<br />

Clara E. CISTERNA 1 , Beatriz COIRA 2 y Magdal<strong>en</strong>a KOUKHARSKY 3<br />

Resum<strong>en</strong>: Este trabajo se focaliza <strong>en</strong> el análisis de sucesiones de edad ordovícica que integran difer<strong>en</strong>tes<br />

secciones <strong>en</strong> la sierra de Las Planchadas - Narváez, <strong>en</strong> el norte del Sistema de Famatina. Ellas constituy<strong>en</strong> los<br />

registros más tempranos del Ar<strong>en</strong>igiano de la región, según se deduce del cont<strong>en</strong>ido fosilífero y de la cobertura de<br />

niveles lávicos dacíticos, facies volcaniclásticas sin-eruptivas resedim<strong>en</strong>tadas y facies volcanogénicas, que completan<br />

la columna. Las secciones analizadas, de norte a sur, son: - Sección norte quebrada Larga – Punta Colorada,<br />

integrada principalm<strong>en</strong>te por una facies lávica y facies de autobrechas e hialoclastitas asociadas. - Sección quebrada<br />

Larga – Punta Pétrea, integrada principalm<strong>en</strong>te por facies lávicas (basaltos, andesitas y dacitas) a las que se asocian<br />

brechas de lavas <strong>en</strong> almohadilla y brechas hialoclásticas, que hacia los tramos superiores se intercalan con facies sineruptivas<br />

resedim<strong>en</strong>tadas volcaniclásticas (brechas y psamitas) y facies volcanogénicas, principalm<strong>en</strong>te psamítas y<br />

pelitas con fósiles. - Sección Vuelta de Las Tolas, donde las lavas básicas y facies autoclásticas asociadas constituy<strong>en</strong><br />

la base de la columna y les suced<strong>en</strong> facies volcanogénicas. El análisis comparativo de las características químicas<br />

de las lavas básicas indica que se trata de una asociación de rocas de igual naturaleza, ligadas a un volcanismo con<br />

afinidades toleíticas. Los datos aportados permit<strong>en</strong> señalar que el inicio del magmatismo ar<strong>en</strong>igiano correspondió<br />

a efusiones basálticas de arco de islas, emplazadas <strong>en</strong> un medio submarino. Durante su emplazami<strong>en</strong>to se produce<br />

fragm<strong>en</strong>tación y la g<strong>en</strong>eración de facies de autobrechas y de hialoclastitas de igual composición y formación in situ.<br />

Abstract: SubaqueouS baSic effuSionS of ar<strong>en</strong>ig age in northern famatina SyStem, northweSt arg<strong>en</strong>tina.<br />

This paper focuses on the analysis of the Ordovician successions that outcrop along the Sierra de Las Planchadas<br />

- Narvaez, northern Famatina System. They are the earliest records of the Ar<strong>en</strong>ig of the region, as evid<strong>en</strong>ced by<br />

the fossiliferous cont<strong>en</strong>t and the overlying deposits of dacitic lavas, volcaniclastic resedim<strong>en</strong>ted syn-eruptive facies<br />

and volcanog<strong>en</strong>ic facies, which complete the column. The analyzed sections from north to south are: - Quebrada<br />

Larga - Punta Colorada section, mainly composed of lavic facies and related autobreccias and hyaloclastites<br />

facies. - Quebrada Larga - Punta Pétrea section, that display several lavic facies (basalts, andesites and dacites) in<br />

associating with hyaloclastic and pillow breccias. To the upper portions of the profile are syn- eruptive resedim<strong>en</strong>ted<br />

volcaniclastic facies (breccias and psamites) and volcanog<strong>en</strong>ic members, mainly repres<strong>en</strong>ted by psamitic and pelitic<br />

rocks with fossils. - Vuelta de Las Tolas section, where the basic lavas and related autobreccias underlying the<br />

volcanog<strong>en</strong>ic deposits. The comparative analysis of the chemical basic lavas characteristics indicates that they are of<br />

the same nature and show tholeiitic affinities. This study indicates that the Ar<strong>en</strong>igian volcanic ev<strong>en</strong>ts were began as<br />

effusions related to a volcanic island arc, with submarine basalts and during their emplacem<strong>en</strong>t were produced in situ<br />

fragm<strong>en</strong>tation processes, g<strong>en</strong>erating great volumes of autobreccias and hyaloclastites deposits.<br />

Palabras clave: Basaltos subácueos. Hialoclastitas. Ar<strong>en</strong>igiano. Sistema de Famatina.<br />

Key words: Subaqueous basalts. Hyaloclastites. Ar<strong>en</strong>ig. Famatina System.<br />

Introducción<br />

En el norte del Sistema de Famatina exist<strong>en</strong> ext<strong>en</strong>sos aflorami<strong>en</strong>tos de rocas volcánicas<br />

ácidas y básicas asociadas con depósitos volcaniclásticos de variada naturaleza, todos ellos<br />

de probada edad ordovícica. El conocimi<strong>en</strong>to de <strong>esta</strong>s unidades y de los procesos que<br />

1) CONICET y Facultad de Ci<strong>en</strong>cias Naturales, Universidad Nacional de Tucumán, Miguel Lillo 205, (4000) Tucumán,<br />

Arg<strong>en</strong>tina. E-mail: claraeug<strong>en</strong>iacisterna@yahoo.com<br />

2) CONICET – Instituto de Geología y Minería, Universidad Nacional de Jujuy.<br />

3) CONICET – Universidad de Bu<strong>en</strong>os Aires.


54<br />

EfuSIoNES báSICAS SubáCuEAS EN El NoRTE dEl SISTEmA dE fAmATINA, ARgENTINA<br />

condicionaron su formación es clave para la compr<strong>en</strong>sión de los aspectos geodinámicos<br />

involucrados <strong>en</strong> la evolución del Paleozoico inferior del noroeste de Arg<strong>en</strong>tina, <strong>en</strong> el contexto<br />

tectónico del borde occid<strong>en</strong>tal de Gondwana. En los últimos años se han realizado estudios<br />

detallados de sucesiones ordovícicas de edad ar<strong>en</strong>igiana que afloran <strong>en</strong> el norte del Sistema<br />

de Famatina, obt<strong>en</strong>iéndose datos de campo, petrográficos y químicos que han brindado<br />

bases para la interpretación de los episodios volcánicos y sedim<strong>en</strong>tarios ligados a su orig<strong>en</strong><br />

(Cisterna, 1994; Cisterna et al., 2010 a y b; Mángano y Buatois, 1994, 1996, 1997; <strong>en</strong>tre otros).<br />

Sin embargo aún prevalec<strong>en</strong> numerosos interrogantes referidos a las relaciones espaciales<br />

y temporales <strong>en</strong>tre las difer<strong>en</strong>tes secciones ar<strong>en</strong>igianas que integran las sierras de Las<br />

Planchadas - Narváez, información necesaria para la reconstrucción de la cu<strong>en</strong>ca ordovícica<br />

y los procesos volcánicos y/o volcánicos – sedim<strong>en</strong>tarios involucrados <strong>en</strong> su formación.<br />

Este trabajo se focaliza <strong>en</strong> el análisis de las sucesiones volcánicas básicas que integran<br />

difer<strong>en</strong>tes secciones <strong>en</strong> las sierras de Las Planchadas - Narváez, incluy<strong>en</strong>do nuevos datos de<br />

campo, petrográficos y químicos. El análisis comparativo de <strong>esta</strong>s sucesiones ha permitido<br />

correlacionar los difer<strong>en</strong>tes depósitos de igual posición estratigráfica que integran el norte<br />

del Sistema de Famatina e interpretar sus relaciones espaciales y temporales vinculantes.<br />

Marco geológico<br />

En el norte del Sistema de Famatina, situado <strong>en</strong> el noroeste de Ar g<strong>en</strong>tina, la columna<br />

estratigráfica está repres<strong>en</strong>tada principalm<strong>en</strong>te por unidades sedim<strong>en</strong>tarias y magmáticas del<br />

Paleozoico (Figura 1). Las sucesiones de edad ordovícica, que afloran ext<strong>en</strong>sam<strong>en</strong>te <strong>en</strong> <strong>esta</strong><br />

región, están repres<strong>en</strong>tadas por registros volcánicos – sedim<strong>en</strong>tarios y emplazami<strong>en</strong>tos de<br />

granitoides que compon<strong>en</strong> las unidades más antiguas. En el nor te de la sierra de Narváez<br />

exist<strong>en</strong> reducidos aflorami<strong>en</strong>tos correspondi<strong>en</strong>tes a depósitos volcánicos – sedim<strong>en</strong>tarios,<br />

donde se reconoció una graptofauna que permite ubicarlos crono lógicam<strong>en</strong>te <strong>en</strong> el<br />

Tremadociano tempra no (Cisterna et al., 2006). Estas rocas están intruidas por la Granodiorita<br />

de Las Angos turas (Cisterna, 1994) de 487±5 Ma (Ru biolo et al., 2002). Las mayores<br />

ext<strong>en</strong>siones de unidades de edad ordovícica <strong>en</strong> el norte del Sistema de Famatina que incluye<br />

la sierra de Las Planchadas y aflorami<strong>en</strong>tos saltuarios <strong>en</strong> el flanco occid<strong>en</strong>tal de la sierra de<br />

Narváez, las consti tuy<strong>en</strong> los depósitos vol cánico - sedim<strong>en</strong>tarios del Ar<strong>en</strong>igiano, definidos<br />

como formaciones Suri (Harrington y Leanza, 1957) y Las Planchadas (Turner, 1958). En el<br />

tramo este de la zona de Chaschuil, Mángano y Buatois (1994) reconocieron <strong>en</strong> la Formación<br />

Suri, los miembros Vuelta de Las Tolas, Loma del Kilómetro y Punta Pétrea, sobre el aná lisis<br />

de sus variaciones litofaciales. Mi<strong>en</strong>tras que <strong>en</strong> base al análisis de los regis tros volcánicos y<br />

sedim<strong>en</strong>tarios ordovícicos del área ubicada <strong>en</strong>tre puesto Chaschuil - Vuelta de Las Tolas y<br />

zonas aledañas (Figura 1) Cisterna et al. (2005) describ<strong>en</strong> una sucesión integrada por facies<br />

lávicas ácidas y básicas, depósitos de flujos de detritos (brechas líticas volcaniclásticas,<br />

ar<strong>en</strong>iscas, limolitas y fangolitas con un elevado porc<strong>en</strong>taje de material piroclástico) y facies<br />

volcanogénicas portadoras de fósiles que, por ser similares a la fauna de braquiópodos que<br />

describe B<strong>en</strong>edetto (1998), se les adju dica una edad ar<strong>en</strong>igiana. En la misma zona se cita el<br />

hallazgo de trilobites (Vaccari y Waisfeld, 1994) y de conodontes (Albanesi y Vaccari, 1994),<br />

de edad ar<strong>en</strong>igiana media. Baldo et al. (2003) determinan una edad U-Pb de 469±3 Ma sobre<br />

volcanitas riolí ticas, <strong>en</strong> el este de Chaschuil.


CISTERNA ET Al.<br />

Figura 1. Mapa geológico de la porción c<strong>en</strong>tro – sur de la sierra de Las Planchadas y norte de la sierra de Narváez,<br />

norte del Sistema de Famatina (modificado de Cisterna, 1994).<br />

En este tramo del Sistema de Famatina se ha reconocido el plegami<strong>en</strong>to y fallami<strong>en</strong>to<br />

de las sucesiones paleozoicas (Cisterna y Mon, 2005), sin que hayan sido afectadas, de modo<br />

considerable las texturas y estructuras primarias de las rocas ordovícicas.<br />

La columna del Paleozoico se completa con las formaciones Agua Colorada (Turner,<br />

1960) y Patquía (Cuerda, 1965) del Carbonífero y Pérmico, respectivam<strong>en</strong>te. Estas unidades<br />

se vinculan, mediante una discordancia angular o por intermedio de fallas regiona les, con los<br />

depósitos más antiguos.<br />

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56<br />

EfuSIoNES báSICAS SubáCuEAS EN El NoRTE dEl SISTEmA dE fAmATINA, ARgENTINA<br />

Estratigrafía de las secciones y litotipos<br />

En este trabajo se analizan los depósitos que afloran a lo largo de tres secciones específicas<br />

<strong>en</strong> la zona c<strong>en</strong>tro - sur de la sierra de Las Planchadas y norte de la sierra de Narváez, por<br />

pres<strong>en</strong>tar los mejores aflorami<strong>en</strong>tos, debido a la ext<strong>en</strong>sión y continuidad de rocas efusivas<br />

básicas y de las difer<strong>en</strong>tes litofacies asociadas a ellas. Estas sucesiones repres<strong>en</strong>tan registros<br />

ar<strong>en</strong>igianos, según se deduce de sus cont<strong>en</strong>idos fosilíferos (Décima, 2006).<br />

En base a las observaciones de campo y al análisis mesoscópico y microscópico de los<br />

difer<strong>en</strong>tes litotipos que integran la su cesión estudiada fue posible id<strong>en</strong>tificar depósitos a<br />

los que se adjudica un orig<strong>en</strong> volcánico primario, tales como lavas y fa cies autoclásticas<br />

asociadas y facies vol caniclásticas, que incluy<strong>en</strong> los depósitos originados por resedim<strong>en</strong>tación<br />

o movili zación y depositación del material que in tegra los depósitos volcánicos preexist<strong>en</strong>tes<br />

(McPhie et al., 1993). Sigui<strong>en</strong>do este criterio, <strong>en</strong> este trabajo se consideran además de las<br />

facies lávicas, facies de rocas autoclásticas que incluy<strong>en</strong>: (a) “Auto brechas”, repres<strong>en</strong>tadas por<br />

aquellos niveles con clastos monomícticos lávicos, que muestran un importante estirami<strong>en</strong>to,<br />

bordes desmembrados y sin evid<strong>en</strong>cias de sobre <strong>en</strong>friami<strong>en</strong>to; g<strong>en</strong>eralm<strong>en</strong>te pobres <strong>en</strong><br />

matriz. En ellos los compon<strong>en</strong>tes clásticos están altam<strong>en</strong>te vesiculados y prácticam<strong>en</strong>te no<br />

conti<strong>en</strong><strong>en</strong> cristaloclastos. (b) “Brechas hialoclás ticas”, que se caracterizan por pres<strong>en</strong>tar<br />

bloques monolitológicos angulosos, de superficie curviplanares, que muestran <strong>en</strong> sus bordes<br />

evid<strong>en</strong>cias de sobre <strong>en</strong>friami<strong>en</strong>to y fre cu<strong>en</strong>tes fracturas marginales. La matriz sue le<br />

ser abundante y pued<strong>en</strong> pres<strong>en</strong>tar clas tos pumíceos o de escoria y fragm<strong>en</strong>tos de cristales.<br />

Además, se consideran como (c) “brechas de lavas almohadilladas” a los depósitos masivos<br />

y monomícticos, constituidos por fragm<strong>en</strong>tos de lavas almo hadilladas dispersos <strong>en</strong> una<br />

matriz fina de igual composición. Respecto a las facies (d) “volcanogénicas”, se incluy<strong>en</strong> los<br />

litotipos compuestos por material volcánico y/o material de un orig<strong>en</strong> distinto, con rasgos<br />

que evid<strong>en</strong>ci<strong>en</strong> meteorización, re-trabajo y re-sedim<strong>en</strong>tacion de rocas previas.<br />

Las rocas que integran las sucesiones analizadas han sido afectadas por grados bajos a<br />

moderados de alteración hidro termal, con el consecu<strong>en</strong>te desarrollo de clorita, calcita, epidoto<br />

y localm<strong>en</strong>te, diseminación de sul furos. Sin embargo es posible reconocer perfectam<strong>en</strong>te los<br />

difer<strong>en</strong>tes litotipos, sus compon<strong>en</strong>tes, texturas y estructuras.<br />

Sección Quebrada Larga - Punta Colorada. Incluye los aflorami<strong>en</strong>tos ubicados <strong>en</strong>tre los<br />

27°52´34” y 27° 59´14” S y 68° 01´28” y 68°04´ 00” O aproximadam<strong>en</strong>te y se exti<strong>en</strong>de a lo<br />

largo de casi 100 m con dirección SE- NO (Figura 1). En g<strong>en</strong>eral, integran este perfil facies<br />

lávicas y autoclásticas de composición basáltica (autobrechas e hialoclastitas) asociadas (Figura<br />

2A). En la base del perfil se ha reconocido una pelita, que se halla <strong>en</strong> contacto irregular con la<br />

roca volcánica, observándose fragm<strong>en</strong>tos de la sedim<strong>en</strong>tita <strong>en</strong> la base del basalto. No se han<br />

reconocido, <strong>en</strong> <strong>esta</strong> zona, las rocas suprayac<strong>en</strong>tes.<br />

Sección Quebrada Larga – Punta Pétrea. Este perfil se exti<strong>en</strong>de a lo largo de casi 800 m,<br />

con dirección aproximada norte - sur, <strong>en</strong>tre 27° 47` 00” - 27° 49` 18” S y 68° 04`52” - 68°<br />

02`27” O (Figuras 1 y 2B). Está integra do principalm<strong>en</strong>te por varias facies lávicas (basaltos,<br />

andesitas y dacitas) a las que se asocian brechas de lavas <strong>en</strong> almohadilla y autobrechas<br />

(Figura 3A) y brechas hialoclásticas (Figura 3B), que hacia los tramos superiores se intercalan<br />

con facies de brechas y psamitas volcaniclásticas y facies sedim<strong>en</strong>tarias volcanogénicas,<br />

principalm<strong>en</strong>te psamíticas y pelíticas, con fósiles (Décima, 2006; Cisterna et al., 2010a). Los<br />

miembros lávicos y sus equival<strong>en</strong>tes fragm<strong>en</strong>tarios están compuestos principalm<strong>en</strong>te por<br />

basaltos y andesitas. Los cuerpos de lavas de 1,5 a 10 m de espesor gradan g<strong>en</strong>eralm<strong>en</strong>te<br />

con los depósitos autoclásticos asociados. La pres<strong>en</strong>cia de una rica fauna fósil, <strong>en</strong> la que


CISTERNA ET Al.<br />

Figura 2. Detalles de las columnas relevadas para las secciones: A) Quebrada Larga – Punta Colorada. B) Quebrada<br />

Larga – Punta Pétrea (con modificaciones de Cisterna et al., 2010a). C) Vuelta de Las Tolas.<br />

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58<br />

EfuSIoNES báSICAS SubáCuEAS EN El NoRTE dEl SISTEmA dE fAmATINA, ARgENTINA<br />

se d<strong>esta</strong>can braquiópodos (Paral<strong>en</strong>or this riojanus, Famanorthis turneri, Tritoechia sp., <strong>en</strong>tre<br />

otros) comparables con los des criptos por B<strong>en</strong>edetto (1998) <strong>en</strong> el área de Chaschuil, ha<br />

permitido ubicar a <strong>esta</strong> suce sión <strong>en</strong> el Ar<strong>en</strong>igiano (Décima, 2006).<br />

Sección Vuelta de Las Tolas. En este perfil se analiza principalm<strong>en</strong>te la lava básica que forma<br />

la base y sobre la que se apoyan <strong>en</strong> contacto neto los miembros volcanogénicos psámiticos<br />

y pelíticos que integran el miembro Vuelta de Las Tolas, definido para la Formación Suri<br />

(Mángano y Buatois, 1997) (Figura 2C). En <strong>esta</strong> zona, la sucesión que se estudia conforma<br />

una estructura anticlinal cuyo núcleo es el miembro basáltico, autoclástico por sectores.<br />

Figura 3. A) Aflorami<strong>en</strong>to de brecha de lavas <strong>en</strong> almohadilla. Se d<strong>esta</strong>can los fragm<strong>en</strong>tos de basaltos altam<strong>en</strong>te<br />

vesiculados. B) Brecha hialoclástica, monolitológica. Se observan los fragm<strong>en</strong>tos angulosos de basaltos inmersos <strong>en</strong><br />

una matriz rica <strong>en</strong> carbonato.<br />

A continuación se describ<strong>en</strong> los difer<strong>en</strong>tes litotipos que afloran <strong>en</strong> las secciones indicadas:<br />

Facies lávicas. Los basaltos son el litotipo dominante y forman cuerpos tabulares, con<br />

espesores <strong>en</strong> tre 1,5 y 10 m, que gradualm<strong>en</strong>te se transforman <strong>en</strong> facies autoclásticas. Estas<br />

volcanitas son porfíricas a microporfíricas y suel<strong>en</strong> pres<strong>en</strong>tar estruc turas de fluidalidad<br />

primaria. También pres<strong>en</strong>tan vesículas (<strong>en</strong>tre 1% y 5%) irregulares a re dondeadas. Los<br />

f<strong>en</strong>ocristales correspond<strong>en</strong> a plagioclasa (1 - 3 mm) y los microf<strong>en</strong>o cristales son augita y<br />

olivino. Los mafitos pued<strong>en</strong> <strong>esta</strong>r reemplazados por clorita y calcita. La matriz es gris verdosa<br />

y está constituida por microlitos de plagioclasa, pirox<strong>en</strong>os, olivino, calcita, clo rita y<br />

opacos. Los basaltos también pued<strong>en</strong> ser microporfíricos, con f<strong>en</strong>ocristales de olivino y<br />

augita a veces es queletales, que junto a escasa plagioclasa están inmersos <strong>en</strong> una pasta vítrea


CISTERNA ET Al.<br />

de color pardo oscuro a negro. Estas lavas también se pres<strong>en</strong>tan con tex turas intersertales. La<br />

matriz puede <strong>esta</strong>r reemplazada por calcita, mi nerales arcillosos, palagonita pardo amarill<strong>en</strong>ta<br />

y clorita ver dosa, minerales que también rell<strong>en</strong>an vesículas. Es común <strong>en</strong> los cuerpos de<br />

basaltos la pre s<strong>en</strong>cia de sectores con evid<strong>en</strong>cias de frag m<strong>en</strong>tación autoclástica, constituidos<br />

por clastos angulosos, los que suel<strong>en</strong> desarro llar texturas tipo jigsaw-fit. En g<strong>en</strong>eral los clastos<br />

están rodeados por una matriz hi pocristalina o vítrea que incluso pres<strong>en</strong>ta estructuras de<br />

flujo o bi<strong>en</strong> cem<strong>en</strong>tados por calcita. Los clastos mayores pued<strong>en</strong> alcan zar hasta 40 cm y los<br />

m<strong>en</strong>ores son de tamaño micros cópico.<br />

En el perfil de la Quebrada Larga – Punta Pétrea también se pres<strong>en</strong>tan dacitas y andesitas<br />

grises ver dosas, que forman cuerpos de espesores <strong>en</strong>tre 7 y 18 m. La textura es porfírica,<br />

con f<strong>en</strong>ocristales de plagioclasa y de cuarzo (hasta 10% <strong>en</strong> dacitas) de 4 a 1 mm. La ma triz<br />

está constituida por tablillas de plagio clasa y microf<strong>en</strong>ocristales de cuarzo, junto a clorita y<br />

opacos o bi<strong>en</strong> la integra un mosaico criptocristalino cuarzo - feldes pático. Pued<strong>en</strong> pres<strong>en</strong>tarse<br />

vesículas irregulares a subredondeadas (alrededor de 5%), rell<strong>en</strong>as por clorita, cal cita<br />

y/o cuarzo. Si bi<strong>en</strong> no son tan comunes como <strong>en</strong> el caso de los basaltos, también <strong>en</strong> <strong>esta</strong>s<br />

rocas se ha observado fragm<strong>en</strong>tación autoclástica; pres<strong>en</strong>tando clastos irregulares, <strong>en</strong><br />

muchos casos con los bordes alterados a clorita y calcita o cuarzo.<br />

Facies de autobrechas y de hialoclastitas. Estos depósitos son abundantes y su composición<br />

es equival<strong>en</strong>te a la de los basaltos, con qui<strong>en</strong>es se vinculan mediante contactos netos<br />

y/o gradacionales, alcanzando espesores de varias dec<strong>en</strong>as de metros. En el caso de las<br />

autobrechas, son monolitológicas y están constituidas por clastos que pre s<strong>en</strong>tan un<br />

importante estirami<strong>en</strong>to <strong>en</strong> la dirección del flujo primario, con sus extre mos desmembrados<br />

o bi<strong>en</strong> masivos. En algunos aflorami<strong>en</strong>tos se pued<strong>en</strong> reconocer texturas de tipo jigsaw-fit. Las<br />

dim<strong>en</strong>siones de los clastos varían <strong>en</strong>tre 30 - 40 cm y unos pocos milímetros (Figura 4A) y<br />

correspond<strong>en</strong> a lavas basálticas, ya sea con abundante pasta vítrea, vesiculadas o porfíricas,<br />

con una matriz cons tituida por tablillas de plagioclasa o con microf<strong>en</strong>ocristales de olivino<br />

dis tribuidos <strong>en</strong> una matriz de clinopirox<strong>en</strong>o, plagioclasa y vidrio intersticial. Los clastos están<br />

inmersos <strong>en</strong> una matriz vítrea <strong>en</strong> parte reemplazada por mi nerales productos de alteración,<br />

tales como carbonatos, epidota, clorita y arcillas. En muchos casos, <strong>en</strong> la matriz se reconoc<strong>en</strong><br />

evid<strong>en</strong>cias de fluidalidad, con estructuras de flujo donde los clastos pres<strong>en</strong>tan apla nami<strong>en</strong>to<br />

o estirami<strong>en</strong>to <strong>en</strong> una misma di rección.<br />

Las hialoclastitas también compon<strong>en</strong> depósitos monolitológicos, masivos o con<br />

estructuras fluidales. Están inte grados por clastos de naturaleza basáltica, composicional y<br />

texturalm<strong>en</strong>te similares a los descriptos para las autobrechas, con importantes estirami<strong>en</strong>to<br />

y bordes desmembrados o bi<strong>en</strong> angulosos a subangulosos, de contornos curviplana res y<br />

variadas dim<strong>en</strong>siones, desde 60 cm hasta muy finos (m<strong>en</strong>ores a 1 mm). Se trata de rocas que<br />

varían desde clasto-portantes hasta matriz-portantes. Estos clastos pued<strong>en</strong> pres<strong>en</strong>tar bordes<br />

ví treos de <strong>en</strong>friami<strong>en</strong>to y son comunes los fragm<strong>en</strong>tos de basaltos altam<strong>en</strong>te vesiculados<br />

y de pasta vítrea, <strong>en</strong>tre los clastos más finos. En la matriz exist<strong>en</strong> cristales fragm<strong>en</strong>tados,<br />

g<strong>en</strong>eralm<strong>en</strong>te de plagioclasa y vidrio, <strong>en</strong> ocasiones parcial o totalm<strong>en</strong>te desnatura lizado,<br />

minerales arcillosos, opacos, calci ta, cloritas y agregados de cuarzo (Figura 4B).<br />

En <strong>esta</strong> facies se incluy<strong>en</strong> los depósitos de brechas de lavas <strong>en</strong> almohadilla, que se pres<strong>en</strong>tan<br />

<strong>en</strong> el perfil Quebrada Larga – Punta Pétrea. Su composición es basáltica y están conformados<br />

por clastos de lavas almohadilladas o fragm<strong>en</strong>tos de ellas, dispersos <strong>en</strong> una matriz hialoclástica<br />

y desarrollan espesores de aproximadam<strong>en</strong>te 15 m. Los clastos son negros a gri ses<br />

negruzcos, sus dim<strong>en</strong>siones varían desde los 30 cm hasta pocos milímetros y pres<strong>en</strong>tan<br />

bordes donde g<strong>en</strong>eralm<strong>en</strong>te se desarrolla una pasta más fina o vítrea. La morfología de<br />

los clastos es ameboidal y <strong>en</strong> algunos casos se han observado texturas tipo jigsaw-fit. Los<br />

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EfuSIoNES báSICAS SubáCuEAS EN El NoRTE dEl SISTEmA dE fAmATINA, ARgENTINA<br />

Figura 4. Fotomicrografías de A) Autobrecha basáltica, donde se observa un fragm<strong>en</strong>to de igual composición<br />

aunque con una pasta rica <strong>en</strong> vidrio. El clasto está estirado y se observa fluidalidad (Polarizador //). B) Hialoclastita<br />

monolitológica, con clastos estirados de basaltos con difer<strong>en</strong>tes texturas. Los más oscuros pres<strong>en</strong>tan una pasta<br />

vítrea. Entre los clastos se desarrolló calcita (Polarizador //).<br />

litoclastos ti<strong>en</strong><strong>en</strong> va riaciones texturales, pudi<strong>en</strong>do observarse: - clastos con matriz vítrea;<br />

con ele vado porc<strong>en</strong>taje de vesículas (hasta 50%) redondeadas a subredondeadas y parcial o<br />

totalm<strong>en</strong>te rell<strong>en</strong>as por palagonita, sílice o epidota; - clastos de basalto microlítico, con pasta<br />

criptocristalina o vítrea; y - clas tos porfíricos finos, con microf<strong>en</strong>ocristales de plagioclasa y<br />

pirox<strong>en</strong>o <strong>en</strong> una matriz vítrea o recristalizada <strong>en</strong> clorita y opacos. La matriz de <strong>esta</strong>s brechas<br />

está reempla zada principalm<strong>en</strong>te por calcita, acompa ñada por epidota y palagonita; <strong>en</strong><br />

algunos casos también se han observado crecimi<strong>en</strong> tos fibroradiados de tremolita-actinolita.<br />

Facies volcaniclásticas. Sigui<strong>en</strong>do el criterio de McPhie et al. (1993) se incluy<strong>en</strong> <strong>en</strong> <strong>esta</strong> facies<br />

aquellos depó sitos <strong>en</strong> los que participan clastos prov<strong>en</strong>i<strong>en</strong>tes de los miembros efusivos y<br />

los depósitos fragm<strong>en</strong>tarios asociados, conservando sus características primarias y con una<br />

composición relativam<strong>en</strong>te uniforme. Se trata de litotipos petrográficam<strong>en</strong>te homogéneos,<br />

con clastos que pres<strong>en</strong>tan una po bre selección, angulosos y de variadas dim<strong>en</strong>siones. Están<br />

repres<strong>en</strong>tados por: psamitas y brechas volcaniclásticas. Las psamitas forman depósitos


CISTERNA ET Al.<br />

tabulares, masivos o laminados (bancos de 1 a 20 cm) e incluso con estratificación cruzada,<br />

que alcanzan hasta 100 m de espesor y gran desarrollo lateral. Se trata de rocas clastoportantes,<br />

constituidas por litoclastos angulosos a subangulosos de basaltos y andesitas<br />

(25%) m<strong>en</strong>or proporción de dacitas (hasta 10 %) y cristaloclastos de plagioclasa y cuarzo<br />

(5%). La matriz está compues ta por minerales arcillosos, clorita y opacos, donde se pued<strong>en</strong><br />

reconocer trizas parcial m<strong>en</strong>te alteradas a clorita o reemplazadas por agregados silíceos. Las<br />

brechas des arrollan depósitos tabulares con espesores de hasta 20 m y están compu<strong>esta</strong>s<br />

por litoclastos angulosos a subangulosos de 2 a 30 cm de diámetro (<strong>en</strong>tre 10 y 40%) de<br />

composición dacítica y basáltica. La matriz, ar<strong>en</strong>osa a pelítica, es de color verdoso a pardo<br />

verdoso y <strong>en</strong> ella se pued<strong>en</strong> reconocer finos fragm<strong>en</strong>tos líticos de igual composición que los<br />

mayores, junto a cris taloclastos de plagioclasa y cuarzo.<br />

Facies volcanogénicas. Se trata de rocas constituidas por clastos de volca nitas de variada<br />

composición, cierto grado de redondeami<strong>en</strong>to y un moderado a alto grado de selección<br />

(McPhie et al., 1993). Integran <strong>esta</strong> facies: - limolitas, fangolitas y psamitas finas, masivas y<br />

laminadas; y – psamitas medias a gruesas.<br />

Las limolitas, fangolitas y psamitas finas son ricas <strong>en</strong> litoclastos lávicos (ácidos y básicos)<br />

y de material piroclástico. Pued<strong>en</strong> ser masivas, gradadas normalm<strong>en</strong>te o con laminación<br />

paralela. Su color varía de gris verdoso a verde y alcan zan espesores individuales de 5 cm a<br />

25 m. En las limolitas se pres<strong>en</strong>tan estructuras de erosión y marcas de carga <strong>en</strong> la base. Las<br />

fangolitas están interestratificadas con las limolitas, constituy<strong>en</strong>do niveles de 5 - 30 cm de<br />

espesor, finam<strong>en</strong>te laminados y con estructuras irregulares de escape de fluidos <strong>en</strong> el techo<br />

(de 2 a 5 mm de largo). Las psamitas están moderada a pobrem<strong>en</strong> te seleccionadas, la matriz<br />

corresponde ge neralm<strong>en</strong>te a una fangolita y pued<strong>en</strong> <strong>esta</strong>r laminadas. Los litoclastos son<br />

subangulosos (<strong>en</strong>tre 15% y 20%) y compo sicionalm<strong>en</strong>te correspond<strong>en</strong> a basaltos y dacitas.<br />

Los cristaloclastos son plagioclasa y cuarzo (<strong>en</strong>tre 5% y 10%). En difer<strong>en</strong>tes niveles de estos<br />

depósitos se intercalan paquetes con braquiópodos.<br />

Las psamitas medias a gruesas son ma sivas a gradadas y constituy<strong>en</strong> depósitos con<br />

espesores de 3 a 10 m. Los litoclastos son subangulosos a subredondeados (desde 0,3 a 5<br />

mm, excepcionalm<strong>en</strong>te alcanzan 10 mm) y correspond<strong>en</strong> a basaltos negruzcos (15%), dacitas<br />

y riolitas (hasta 5%) y pelitas (escasas). Los cristaloclastos son cuarzo y plagioclasa (de 1<br />

mm). Al micros copio se reconoce una matriz muy fina com pu<strong>esta</strong> por un mosaico de cuarzo,<br />

plagio clasa y opacos con abundante caolinita, cal cita y clorita. También <strong>en</strong> <strong>esta</strong>s capas se pres<strong>en</strong>tan<br />

braquiópodos, <strong>en</strong> los niveles supe riores de la sección Quebrada Larga – Punta Pétrea.<br />

Características químicas<br />

El análisis de las características geoquímicas de las rocas efusivas básicas se ha realizado<br />

contando como base las determinaciones geoquímicas realizadas por Cisterna et al. (2010b)<br />

y Slavutsky (2009). En la clasificación de las mismas, tomando <strong>en</strong> consideración que se trata<br />

de una unidad antigua y afectada por alteración hidrotermal, se tuvo <strong>en</strong> cu<strong>en</strong>ta la relación<br />

de los elem<strong>en</strong>tos traza inmóviles Zr/TiO 2 vs Nb/Y, según el criterio de Winchester y Floyd<br />

(1976), ubicándolas <strong>en</strong> el campo de las andesitas-basaltos subalcalinos (Figura 5A). Cabe<br />

d<strong>esta</strong>car que <strong>en</strong> el mismo diagrama se incluyeron los datos correspondi<strong>en</strong>tes a los términos<br />

intermedios y ácidos que integran la misma sucesión ordovícica (“vocanitas ar<strong>en</strong>igianas ><br />

SiO 2 ”) <strong>en</strong> la sección Quebrada Larga – Punta Pétrea y que permit<strong>en</strong> observar la evolución<br />

del magmatismo efusivo ar<strong>en</strong>igiano <strong>en</strong> <strong>esta</strong> región. En base a la comparación del conjunto<br />

61


62<br />

EfuSIoNES báSICAS SubáCuEAS EN El NoRTE dEl SISTEmA dE fAmATINA, ARgENTINA<br />

de datos químicos obt<strong>en</strong>idos sobre los basaltos y andesitas, es posible indicar que se trata de<br />

rocas básicas, con un rango <strong>en</strong> el cont<strong>en</strong>ido de SiO 2 que varía <strong>en</strong>tre 46,71% (sección Quebrada<br />

Larga - Punta Colorada), 49,40% (sección Quebrada Larga - Punta Pétrea) y 50,68% (sección<br />

Vuelta de Las Tolas - Chaschuil); con un valor promedio de 14,34% de Al 2 O 3 que permite<br />

clasificarlas como series de alúmina media. Los t<strong>en</strong>ores de MgO relativam<strong>en</strong>te altos (>7%)<br />

y de FeO que alcanzan hasta 11%, junto a la relación Zr vs Y evid<strong>en</strong>cian sus afinidades<br />

toleíticas (Zr <strong>en</strong>tre 35 y 100 ppm vs Y <strong>en</strong>tre 12 y 25 ppm), según los parámetros propuestos<br />

por Barrett y MacLean (1999). Se d<strong>esta</strong>ca su filiación propia de arco volcánico, con un suave<br />

<strong>en</strong>riquecimi<strong>en</strong>to <strong>en</strong> LREE; La/Sm = 1,6; La/Yb = 8-10; depresión de Nb y Ta respecto<br />

de LREE y Th; relaciones La/Ta = 50 y Ba/La = 17 (Cisterna et al., 2010b). Las muestras<br />

analizadas pres<strong>en</strong>tan asimismo, <strong>en</strong> un diagrama ext<strong>en</strong>dido de elem<strong>en</strong>tos traza normalizados<br />

a MORB, <strong>en</strong>riquecimi<strong>en</strong>to <strong>en</strong> K, Rb, Ba y Th y bajos cont<strong>en</strong>idos <strong>en</strong> Nb, P, Ti, Y <strong>en</strong> relación<br />

a los MORB (Figura 5C). T<strong>en</strong>i<strong>en</strong>do <strong>en</strong> cu<strong>en</strong>ta el criterio discriminatorio (relación Ti-Zr) de<br />

Vermeesch (2006) (Figura 5B), estos miembros básicos se ubican <strong>en</strong> el campo de los basaltos<br />

de arco de islas.<br />

Discusión - Conclusiones<br />

El estudio de las manif<strong>esta</strong>ciones de volcanitas básicas que integran la columna ar<strong>en</strong>igiana<br />

<strong>en</strong> el norte del Sistema de Famatina se realiza con la finalidad de sumar herrami<strong>en</strong>tas que<br />

permitan la reconstrucción de la cu<strong>en</strong>ca ordovícica <strong>en</strong> la región e inferir los procesos<br />

volcánicos y sedim<strong>en</strong>tarios que acompañaron su desarrollo. Para este fin se aportan nuevos<br />

datos sobre la distribución, relaciones de campo y características de <strong>esta</strong>s rocas, que permit<strong>en</strong><br />

realizar las sigui<strong>en</strong>tes interpretaciones:<br />

- El análisis realizado sobre los difer<strong>en</strong>tes perfiles, seleccionados por su posición<br />

geográfica y amplio y continuo desarrollo, permite afirmar que las volcanitas básicas y<br />

facies fragm<strong>en</strong>tarias asociadas se ubican <strong>en</strong> la base de la columna ar<strong>en</strong>igiana de la región.<br />

Considerando las características de los miembros basales que se han observado sólo <strong>en</strong> la<br />

sección Quebrada Larga – Punta Colorada y el contacto irregular que se desarrolla <strong>en</strong>tre<br />

éstos y los basaltos, con fragm<strong>en</strong>tos de rocas pelíticas incluidos <strong>en</strong> la base (Slavutsky, 2009)<br />

es posible suponer que las efusiones básicas se habrían emplazado <strong>en</strong> un medio subácueo.<br />

Este ambi<strong>en</strong>te marino está también respaldado por el desarrollo de facies volcanogénicas con<br />

fósiles, que se describ<strong>en</strong> <strong>en</strong> la parte superior de las secciones Quebrada Larga – Punta Pétrea<br />

y Vuelta de Las Tolas (Figura 2B y C).<br />

- El desarrollo difer<strong>en</strong>te, <strong>en</strong> cuanto a la magnitud de los depósitos y a la exist<strong>en</strong>cia de<br />

variados litotipos, a lo largo de las secciones analizadas (Figura 2) permite indicar que <strong>esta</strong>s<br />

rocas atestiguan importantes variaciones laterales durante la evolución de la cu<strong>en</strong>ca ar<strong>en</strong>igiana.<br />

En la sucesión ubicada hacia el norte (Quebrada Larga – Punta Colorada) existe un mayor<br />

desarrollo de facies características de un volcanismo acaecido <strong>en</strong> medio submarino, mi<strong>en</strong>tras<br />

que <strong>en</strong> el perfil Quebrada Larga – Punta Pétrea se suman a las facies fragm<strong>en</strong>tarias básicas<br />

las efusiones dacíticas y facies volcaniclásticas, que incluso conti<strong>en</strong><strong>en</strong> materiales piroclásticos.<br />

En contraposición, <strong>en</strong> la sección Vuelta de Las Tolas, sobre los basaltos fragm<strong>en</strong>tados se<br />

ubican facies volcanogénicas con abundantes fragm<strong>en</strong>tos de naturaleza piroclástica, a las que<br />

se adjudica un ambi<strong>en</strong>te de formación propio de plataformas someras (Mángano y Buatois,<br />

1997).


CISTERNA ET Al.<br />

Figura 5. A) Relación Zr/TiO 2 vs Nb/Y que según el criterio de Winchester y Floyd (1976) permite clasificar las<br />

volcanitas analizadas. En la misma figura se incluy<strong>en</strong> las muestras correspondi<strong>en</strong>tes a los términos intermedios y<br />

ácidos que integran los tramos superiores de la sucesión ar<strong>en</strong>igiana <strong>en</strong> la misma zona. B) Diagrama discriminante Ti<br />

vs Zr sobre la propu<strong>esta</strong> de Vermeesch (2006). C) Diagrama ext<strong>en</strong>dido de elem<strong>en</strong>tos traza normalizados al MORB<br />

(Hofmann, 1988).<br />

63


64<br />

EfuSIoNES báSICAS SubáCuEAS EN El NoRTE dEl SISTEmA dE fAmATINA, ARgENTINA<br />

- En relación con el importante desarrollo de facies de autobrechas y de hialoclastitas,<br />

ligadas al emplazami<strong>en</strong>to de los miembros efusivos básicos, es posible considerar alta<br />

efici<strong>en</strong>cia para los procesos de fragm<strong>en</strong>tación hidromagmática, desarrollados durante la<br />

evolución de <strong>esta</strong> cu<strong>en</strong>ca, <strong>en</strong> especial <strong>en</strong> las secciones ubicadas <strong>en</strong> la sierra de Las Planchadas<br />

(Figura 2 A y B). Se suman las variaciones texturales y morfológicas de los clastos (aplanados<br />

y estirados, desmembrados, masivos y angulosos a subangulosos), que permit<strong>en</strong> argum<strong>en</strong>tar<br />

que la fragm<strong>en</strong>tación autoclásticas se produjo según difer<strong>en</strong>tes grados de interacción lava –<br />

agua (Cisterna et al., 2010a).<br />

- Algunas características de las facies hialoclásticas, como las texturas geométricas de<br />

jigsaw-fit, atestiguan <strong>en</strong> favor de una formación in situ para estos depósitos y a un orig<strong>en</strong> ligado<br />

a procesos de fragm<strong>en</strong>tación por sobre <strong>en</strong>friami<strong>en</strong>to y mezcla <strong>en</strong> un medio acuoso (c.f. Bull<br />

y Cas, 1989) que sugiere aus<strong>en</strong>cia de un transporte significativo y un orig<strong>en</strong> proximal para<br />

este material.<br />

- La pres<strong>en</strong>cia de brechas de lavas <strong>en</strong> almohadilla (sección Quebrada Larga – Punta<br />

Pétrea) se interpreta g<strong>en</strong>eralm<strong>en</strong>te como el resultado de efusiones básicas subácueas <strong>en</strong><br />

cu<strong>en</strong>cas profundas o de relieves abruptos (e.g. McPhie et al., 1993), comúnm<strong>en</strong>te asociados a<br />

depósitos de flujo de detritos (White, 2000).<br />

- Las facies volcaniclásticas que integran depósitos tabulares ext<strong>en</strong>didos lateralm<strong>en</strong>te y<br />

compuestos por brechas y por psamitas, con clastos volcánicos angulosos a subangulosos<br />

y clasto – portantes, pued<strong>en</strong> compararse con los depósitos syn – eruptivos volcaniclásticos<br />

propuestos por McPhie et al. (1993). Estos se adjudican a procesos de flujo de detritos, para<br />

situaciones geográficas ligadas a p<strong>en</strong>di<strong>en</strong>tes abruptas y rápida depositación (White, 2000).<br />

- Los depósitos de flujos de detritos que se pres<strong>en</strong>tan <strong>en</strong> la sucesión ar<strong>en</strong>igiana analizada<br />

son comparables a los del Grupo III, o “lava- fed d<strong>en</strong>sity curr<strong>en</strong>ts”, definidos por White (2000).<br />

Ellos pued<strong>en</strong> corresponder a flujos <strong>en</strong> masa y/o turbiditas y se caracterizan por <strong>esta</strong>r asociados<br />

con el emplazami<strong>en</strong>to sincrónico de las facies lávicas <strong>en</strong> ambi<strong>en</strong>tes subácueos. Estos flujos<br />

pres<strong>en</strong>tan abundante vidrio y complejas relaciones con las facies hialoclásticas asociadas.<br />

Sucesiones con <strong>esta</strong>s características incluy<strong>en</strong> la asociación con miembros autobrechados,<br />

hialoclastitas y brechas de lavas <strong>en</strong> almohadilla, de un modo similar al que se describe para<br />

la zona analizada.<br />

- En el área de estudio, la coexist<strong>en</strong>cia de facies de formación in situ que progradan hacia<br />

depósitos característicos de paleorelieves con p<strong>en</strong>di<strong>en</strong>tes abruptas, plantea la posibilidad<br />

de in<strong>esta</strong>bilidades <strong>en</strong> la cu<strong>en</strong>ca con posibles fluctuaciones <strong>en</strong> el nivel del mar durante la<br />

g<strong>en</strong>eración de las difer<strong>en</strong>tes facies. Situaciones similares han sido interpretadas para la<br />

cu<strong>en</strong>ca, aunque con litofacies de distintas características, sobre el estudio de las sucesiones<br />

volcanogénicas que afloran <strong>en</strong> el este de la zona de Chaschuil (Figura 1) (Mángano y Buatois,<br />

1997).<br />

- El análisis comparativo de las características químicas de las rocas efusivas básicas bajo<br />

consideración permite indicar que se trata de una asociación de rocas de igual naturaleza,<br />

ligadas a un volcanismo con afinidades toleíticas y de arco de islas.<br />

El inicio del magmatismo ar<strong>en</strong>igiano correspondió a efusiones basálticas de arco de islas,<br />

emplazadas <strong>en</strong> un medio submarino. Durante su emplazami<strong>en</strong>to, se produjo fragm<strong>en</strong>tación y<br />

la g<strong>en</strong>eración de facies de autobrechas y de hialoclastitas de igual composición y formación in<br />

situ. El emplazami<strong>en</strong>to continuo de los basaltos también g<strong>en</strong>eró lóbulos que formaron lavas<br />

<strong>en</strong> almohadilla. Es probable que el paleorelieve de la cu<strong>en</strong>ca pres<strong>en</strong>tara escarpas o taludes,<br />

lo que se suma a situaciones de in<strong>esta</strong>bilidad tectónica. Estos condicionantes favorecieron<br />

la formación de flujos de detritos, que g<strong>en</strong>eraron depósitos volcaniclásticos y de brechas de<br />

lavas <strong>en</strong> almohadilla. Finalm<strong>en</strong>te, se depositaron <strong>en</strong> ambi<strong>en</strong>tes de escasa profundidad las


CISTERNA ET Al.<br />

facies más finas, volcanogénicas y portadoras de fósiles. En ellas se d<strong>esta</strong>ca la participación<br />

de materiales piroclásticos.<br />

Agradecimi<strong>en</strong>tos<br />

Este trabajo está subsidiado por los proyectos ANPCYT PICT 7- 8724, CONICET PIP<br />

N° 5112, CIUNT 26/G332 y y 26/G410,SECTER - UNJu 08/E015.<br />

Bibliografía<br />

Albanesi, G. y Vaccari, N.E. 1994. Conodontos del Ar<strong>en</strong>igiano <strong>en</strong> la Formación Suri. Sistema de Famatina, Arg<strong>en</strong>tina.<br />

Revista Española de Micropaleontología, 26: 125-146.<br />

Baldo, E.G., Fanning, C.M., Rapela, C.W., Pankhurst, R.J., Casquet, C. y Galindo, C. 2003. U-Pb Shrimp dating of<br />

rhyolite volcanism in the Famatinan belt and K-b<strong>en</strong>tonites in the Precordillera. Serie Correlación Geológica, 17:<br />

41-46.<br />

Barrett, T.J. y MacLean, W.H. 1999. Volcanic sequ<strong>en</strong>ces, lithogeochemistry, and hydrothermal alteration in some<br />

bimodal volcanic-associated massive sulphides systems. Reviews in Economic Geology, 8: 101-131.<br />

B<strong>en</strong>edetto, J.L. 1998. Early Paleozoic brachiopods and associated shelly faunas from western Gondwana: its bearing<br />

on the geodynamic history of the pre-Andean margin. En: Pankhurst, R., Rapela, C.W. (Eds.), The proto-Andean<br />

margin of Gondwana, Geological Society Special Publications, 142: 57-83.<br />

Bull, S.W. y Cas, R.A.F. 1989. Volcanic influ<strong>en</strong>ces in a storm- and tide-dominated shallow marine depositional<br />

system: the Late Permian Broubhton Formation, southern Sydney Basin, Kiama, N. S. W. Australian Journal of<br />

the Earth Sci<strong>en</strong>ce, 36: 569-584.<br />

Cisterna, C. 1994. [Contribución a la Petrología de los Granitoides del Extremo Norte de la Sierra de Narváez, Sistema de<br />

Famatina, Catamarca. Tesis Doctoral, Universidad Nacional de Salta, 275 pp. Inédito].<br />

Cisterna, C.E. y Mon, R. 2005. Contrastes <strong>en</strong> el comportami<strong>en</strong>to reológico de las capas ordovícicas del extremo<br />

norte del Sistema de Famatina. XVI Congreso Geológico Arg<strong>en</strong>tino, La Plata, Actas 4: 659-662.<br />

Cisterna, C., Coira, B. y Koukharsky, M. 2005. Registros del volcanismo bimodal de la zona de Chaschuil. Una clave<br />

para la reconstrucción del arco magmático ordovícico <strong>en</strong> el Sistema de Famatina, Arg<strong>en</strong>tina. XVI Congreso<br />

Geológico Arg<strong>en</strong>tino, La Plata, Actas 1: 687-694.<br />

Cisterna, C., Coira, B. y Brussa, E. 2006. Registros volcánicos – sedim<strong>en</strong>tarios tremadocianos tempranos <strong>en</strong> el norte<br />

del Sistema de Famatina. Nuevos datos sobre la actividad efusiva <strong>en</strong> el arco magmático ordovícico del noroeste<br />

de Arg<strong>en</strong>tina. XI Congreso Geológico Chil<strong>en</strong>o, Antofagasta, Actas 2: 431-434.<br />

Cisterna, C.E., Coira, B. y Décima, F. 2010a. Efusiones subácueas del arco volcánico ordovícico <strong>en</strong> el norte del<br />

Sistema de Famatina. Revista de la Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina, 66: 223-235.<br />

Cisterna, C.E., Coira, B. y Koukharsky, M. 2010b. Sucesiones volcánicas-sedim<strong>en</strong>tarias tremadocianas y ar<strong>en</strong>igianas<br />

<strong>en</strong> la sierra de Las Planchadas-Narváez: registros evolutivos del arco magmático famatiniano. Revista de la<br />

Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina, 66: 178-191.<br />

Cuerda, A. 1965. Estratigrafía de los depósitos neopaleozoicos de la Sierra de Maz (Pcia. San Juan). II Jornadas<br />

Geológicas Arg<strong>en</strong>tinas, Tucumán, Actas: 7-15.<br />

Décima, M.F. 2006. [Las volcanitas eopaleozoicas del norte del Sistema de Famatina, Suroeste de Catamarca. Caracterización<br />

petrográfica y química de la sección ubicada <strong>en</strong> la quebrada Larga, SE sierra de Las Planchadas. Tesis de Lic<strong>en</strong>ciatura,<br />

Universidad Nacional de Tucumán, 77 pp. Inédito].<br />

Harrington, H.J. y Leanza, A.F. 1957. Ordovician trilobites of Arg<strong>en</strong>tina. Departm<strong>en</strong>t of Geology, University of Kansas,<br />

Special Publication, Lawr<strong>en</strong>ce, 1: 1-276.<br />

Hofmann, A.W. 1988. Chemical differ<strong>en</strong>tiation of the Earth in relationship betwe<strong>en</strong> mantle, contin<strong>en</strong>tal crust and<br />

oceanic crust. Earth and Planetary Sci<strong>en</strong>ce Letters, 90: 297-314.<br />

Mángano, M.G. y Buatois, L.A. 1994. Estratigrafía y ambi<strong>en</strong>te de sedim<strong>en</strong>tación de la Formación Suri <strong>en</strong> los<br />

alrededores del río Chaschuil, Ordovícico del Sistema del Famatina, noroeste arg<strong>en</strong>tino. Revista de la Asociación<br />

Arg<strong>en</strong>tina Sedim<strong>en</strong>tológica, 1: 143-169.<br />

Mángano, M.G. y Buatois, L.A. 1996. Shallow marine ev<strong>en</strong>t sedim<strong>en</strong>tation in a volcanic arc-relatd setting: the<br />

Ordovician Suri Formation, Famatina Range, northwest Arg<strong>en</strong>tina. Sedim<strong>en</strong>tary Geology, 105: 63-90.<br />

Mángano, M.G. y Buatois, L.A. 1997. Slope-apron deposition in an Ordovician arc-related setting: The Vuelta de<br />

Las Tolas member (Suri Formation), Famatina Basin, northwestern Arg<strong>en</strong>tina. Sedim<strong>en</strong>tary Geology, 109: 155-180.<br />

65


66<br />

EfuSIoNES báSICAS SubáCuEAS EN El NoRTE dEl SISTEmA dE fAmATINA, ARgENTINA<br />

McPhie, J.M., Doyle, M. y All<strong>en</strong>, R. 1993. Volcanic Textures. A guide to the interpretation of textures in volcanic<br />

rocks. C<strong>en</strong>tre for Ore Deposit and Exploration Studies. University of Tasmania, Australia, 196 pp.<br />

Rubiolo, D., Cisterna, C.E. y Vill<strong>en</strong>euve, M. 2002. Edad U/Pb del granito de Las Angosturas <strong>en</strong> la sierra de Narváez<br />

(Sistema de Famatina, provincia de Catamarca). XV Congreso Geológico Arg<strong>en</strong>tino, El Calafate, Actas 1: 359-362.<br />

Slavutsky, E. 2009. [Secu<strong>en</strong>cia volcánica- sedim<strong>en</strong>taria ordovícica <strong>en</strong> el norte del Sistema de Famatina: caracterización de litotipos<br />

<strong>en</strong> la zona de la quebrada de la Punta Colorada, sierra de las Planchadas, Suroeste de Catamarca. Tesis de Lic<strong>en</strong>ciatura,<br />

Universidad Nacional de Tucumán, 71 pp. Inédito].<br />

Turner, J. 1958. Estratigrafía de la Sierra de Narváez, Catamarca y La Rioja. Revista de la Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina,<br />

12: 18-60.<br />

Turner, J. 1960. Estratigrafía del tramo medio de la Sierra de Famatina y adyac<strong>en</strong>cias, La Rioja. Boletín Academia<br />

Nacional de Ci<strong>en</strong>cias, 42: 77-126.<br />

Vaccari, N.E. y Wasisfeld, B.G. 1994. Nuevos trilobites de la Formación Suri (Ordovícico Temprano) <strong>en</strong> la región de<br />

Chaschuil, provincia de Catamarca. Implicancias bioestratigráficas. Ameghiniana, 31: 73-86.<br />

Vermeesch, P. 2006. Tectonic discrimination diagrams revisited. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 7, Q06017, doi:<br />

10.1029/2005GC001092.<br />

White, J.D.L. 2000. Subaqueous eruption-fed d<strong>en</strong>sity curr<strong>en</strong>ts and their deposits. Precambrian Research, 101: 7-109.<br />

Winchester, J.A. y Floyd, P.A. 1976. Geochemical discrimination of differ<strong>en</strong>t magma series and their differ<strong>en</strong>tiation<br />

products using immobile elem<strong>en</strong>ts. Chemical Geology, 20: 325-343.<br />

Recibido: 23 de noviembre de 2011<br />

Aceptado: 19 de diciembre de 2011


Serie Correlación Geológica, 28 (2): 67-84<br />

Aportes LAZARTE al Magmatismo ET AL. y Metalogénesis Asociada II Tucumán, 2012 - ISSN 1514-4186 - ISSN <strong>en</strong> línea 1666-9479<br />

67<br />

Mineralización wolframífera relacionada a granitos<br />

peraluminosos: aspectos geoquímicos de la<br />

alteración <strong>en</strong> granitos del extremo norte de la sierra<br />

de Vinquis<br />

José E. LAZARTE 1,2 , Julio C. ÁVILA 1,2 y Miguel GIANFRANCISCO 1<br />

Resum<strong>en</strong>: En el pres<strong>en</strong>te trabajo se estudia la mineralización y geoquímica de la alteración de los granitoides<br />

aflorantes <strong>en</strong> el sector de Mina San Antonio (W), <strong>en</strong> el extremo norte de la sierra de Vinquis, departam<strong>en</strong>to de Belén,<br />

Catamarca. Los tres cuerpos caracterizados son el Granito Piedra Overa (GPO), si<strong>en</strong>ogranito de dos micas, con<br />

altos cont<strong>en</strong>idos de P 2 O 5 y Th, y bajos de Sr, tierras raras pesadas e Y; el Granito Vinquis Norte (GVN), si<strong>en</strong>ogranito<br />

biotítico, con cont<strong>en</strong>idos de Y levem<strong>en</strong>te altos y bajos de Sr y ETR y el Plutón Mina San Antonio (GMSA), un<br />

si<strong>en</strong>ogranito muscovítico, con alto cont<strong>en</strong>ido de P 2 O 5 , y levem<strong>en</strong>te alto de Y, y bajos cont<strong>en</strong>idos de Ba, Sr y ETR.<br />

No se observaron valores elevados de elem<strong>en</strong>tos de m<strong>en</strong>a <strong>en</strong> los cuerpos estudiados. Los cuerpos de GPO y GVN<br />

no pres<strong>en</strong>tan indicios de especialización según los parámetros de K/Rb y Ba/Rb. La relación Eu/Eu* funciona<br />

como indicador del grado de evolución y la alteración (greis<strong>en</strong>ización) se refleja <strong>en</strong> los valores de Zr/Nb


68<br />

MinERALiZAción woLfRAMífERA RELAcionAdA A gRAniTos pERALuMinosos<br />

económico. Esto se observa <strong>en</strong> granitoides de los alrededores de Mina San Antonio (W),<br />

<strong>en</strong> el norte de la sierra de Vinquis, dep. Belén, Catamarca, donde trabajaron autores como<br />

González Bonorino (1972); Toselli et al. (1992); Gorustovich y Guidi (1993). Allí se observa<br />

un conjunto de vetas con wolframita (Beder, 1922; Tezón, 1957) relacionadas a un cuerpo de<br />

granito muscovítico (Lazarte et al., 2011), acompañado por otros dos stocks de composición<br />

granítica s.s., <strong>en</strong>contrándose que las características de plutones evolucionados, <strong>en</strong> el s<strong>en</strong>tido<br />

de Tisch<strong>en</strong>dorf (1977) sólo se aprecian <strong>en</strong> las etapas finales de la evolución.<br />

En este trabajo se profundiza <strong>en</strong> los aspectos geoquímicos de estos cuerpos y las<br />

alteraciones y mineralización que g<strong>en</strong>eran <strong>en</strong> procura de conocer los cambios que conduc<strong>en</strong><br />

desde un magma <strong>en</strong> apari<strong>en</strong>cia estéril a un complejo de fluidos fértiles. Para ello se utilizan<br />

parámetros propuestos por difer<strong>en</strong>tes autores y que se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran ampliam<strong>en</strong>te difundidos<br />

<strong>en</strong> la bibliografía especializada (Tisch<strong>en</strong>dorf, 1977; Bau, 1996; Irber, 1999) más algunos<br />

criterios geoquímicos aplicados por Lazarte et al. (2006) <strong>en</strong> Sierras Pampeanas.<br />

Se utilizan datos petrográficos, geoquímicos y de la geología de campo. Los análisis<br />

químicos por elem<strong>en</strong>tos mayores y traza se realizaron <strong>en</strong> laboratorios de Acmelabs, Canadá<br />

(métodos ICP-MS e ICP-ES). Los datos se procesaron con GCDkit (Janousek et al., 2006).<br />

Geología<br />

Basam<strong>en</strong>to metamórfico. Está constituido por esquistos, filitas y corneanas que<br />

indican un metamorfismo regional al que se sobreimpone uno térmico. Ávila y Lazarte<br />

(2010) correlacionan <strong>esta</strong>s rocas con la Fm Loma Corral (Turner, 1962). Los aflorami<strong>en</strong>tos<br />

se muestran <strong>en</strong> la Figura 1.<br />

El tipo rocoso más frecu<strong>en</strong>te es un esquisto biotítico de grano fino a muy fino, con<br />

textura granoblástica, compuesto por cuarzo, muscovita, biotita, opacos <strong>en</strong> parte subhedrales,<br />

apatito, circón, turmalina. Hay dos g<strong>en</strong>eraciones de muscovita, una como alteración de biotita<br />

y otra, de mayor tamaño, como porfiroblastos sin inclusiones y posterior a cuarzo y biotita.<br />

Se observan dos direcciones de bandeado, uno más antiguo (N305/70SO) y otra posterior<br />

(N331/subvert.) con inyección cuarzosa.<br />

Otro tipo está conformado por filitas cuarzo – biotíticas con inyección granítica y<br />

silicificación masiva. La posición de la esquistosidad es N253/ inclinando <strong>en</strong>tre 33 y 85N.<br />

En la quebrada Piedra Overa afloran corneanas cuarzo-biotíticas de textura granoblástica<br />

grano fino. La composición es de cuarzo, muscovita, biotita (<strong>en</strong> proporciones similares),<br />

circón y posible titanita como relictos, apatito, escasa cordierita alterada a clorita, minerales<br />

opacos y una posible g<strong>en</strong>eración de biotita póstuma. Más al sur, Toselli et al. (1992)<br />

m<strong>en</strong>cionan sillimanita. Además se observa fuerte silicificación pervasiva y <strong>en</strong> v<strong>en</strong>illas, con la<br />

estructura interna obliterada, inyección no profusa <strong>en</strong> v<strong>en</strong>as graníticas y cuarzosas de hasta<br />

40 c<strong>en</strong>tímetros.<br />

En la zona de contacto con el plutón de Mina San Antonio, se desarrolla turmalina<br />

acicular, biotita (“ojos” de hasta 2 mm), cuarzo, muscovita, cordierita cloritizada, escaso<br />

topacio, circón y biotitización póstuma <strong>en</strong> algunos sectores, <strong>en</strong> unos 10 m de espesor desde<br />

el contacto.


LAZARTE ET AL.<br />

Figura 1. Bosquejo geológico del extremo norte de la sierra de Vinquis.<br />

Granitoides<br />

Se describ<strong>en</strong> tres cuerpos de granitoides: Granito Piedra Overa (GPO), Granito Vinquis<br />

Norte (GVN) y Granito Mina San Antonio (GMSA); los cuales formarían lo que González<br />

Bonorino (1972) llama “Plutón de San Antonio”, Figura 1.<br />

Granito Piedra overa. Este si<strong>en</strong>ogranito de dos micas, biotítico – moscovítico (con<br />

variaciones locales a monzogranito) aflora fuera de la zona del yacimi<strong>en</strong>to, desde la quebrada<br />

homónima hacia el norte, sin que se reconocieran los contactos al N y NO por la cubierta<br />

vegetal y aluvial. Ti<strong>en</strong>e color gris rosado, porfiroide, con variaciones graduales a granito<br />

gris de grano fino, con f<strong>en</strong>ocristales (cuarzo, FK y plagioclasa <strong>en</strong> m<strong>en</strong>or medida), de 5-10<br />

69


70<br />

MinERALiZAción woLfRAMífERA RELAcionAdA A gRAniTos pERALuMinosos<br />

mm <strong>en</strong> proporción 2 <strong>en</strong> GPO, y 1,2 – 1,5 <strong>en</strong> GMSA),


LAZARTE ET AL.<br />

Figura 2. A) Granito Mina San Antonio; B) Detalle de la labor principal (Toro); ambos modificados de Beder<br />

(1922).<br />

71


72<br />

MinERALiZAción woLfRAMífERA RELAcionAdA A gRAniTos pERALuMinosos<br />

Granito Vinquis Norte Plutón Mina San Antonio Granito Piedra Overa<br />

290 291 292 318 301 303** 304 313 314 293 296 298 315<br />

SiO 2 74,89 76,15 75,43 75,66 76,18 77,09 76,52 77,24 74,47 70,42 69,79 69,44 71,39<br />

TiO 2 0,14 0,14 0,13 0,12 0,02 0,02 0,06 0,01 0,06 0,39 0,37 0,39 0,41<br />

Al 2O 3 12,92 12,5 12,81 12,94 13,68 13,15 12,51 13,43 14,53 15,38 15,33 14,97 15,56<br />

Fe 2O 3 2,13 1,76 1,65 1,66 1,12 1,09 1,3 1,06 1,37 2,47 2,36 2,43 2,12<br />

MnO 0,06 0,04 0,03 0,02 0,04 0,05 0,03 0,09 0,03 0,03 0,04 0,03 0,03<br />

MgO 0,11 0,15 0,1 0,09 0,05 0,11 0,05 0,05 0,12 0,59 0,65 0,67 0,52<br />

CaO 0,55 0,62 0,51 0,58 0,35 0,4 0,44 0,26 0,47 0,74 0,9 0,92 0,6<br />

Na 2O 3,25 3,31 3,4 3,31 3,73 3,21 2,36 3,08 3,49 0,76 2,86 2,66 0,24<br />

K 2O 4,96 4,53 4,88 4,8 3,59 2,62 5,34 3,18 4,2 5,44 5,42 5,47 5,37<br />

P 2O 5 0,04 0,05 0,03 0,04 0,3 0,27 0,12 0,21 0,34 0,38 0,36 0,4 0,42<br />

LOI 0,7 0,6 0,8 0,6 0,8 1,7 1 1,2 0,8 3,1 1,6 2,3 3,3<br />

Total 99,75 99,85 99,77 99,82 99,86 99,71 99,73 99,81 99,88 99,7 99,68 99,68 99,96<br />

Tabla 1A. Cont<strong>en</strong>idos (<strong>en</strong> %) de elem<strong>en</strong>tos mayoritarios <strong>en</strong> los granitos del extremo norte de la sierra de Vinquis.<br />

mi<strong>en</strong>tras que el GVN, con valores alrededor de 1, sería de aluminosidad débil (criterios de<br />

Miller, 1985, <strong>en</strong> Rapela et al., 1996). Según los criterios de Villaseca (1998), los tres cuerpos<br />

se clasifican como peraluminosos félsicos.<br />

Los diagramas de variación tipo Harker (Figuras 3A-F) sugier<strong>en</strong> que el GPO (de dos<br />

micas) sería el de m<strong>en</strong>or grado de evolución con una t<strong>en</strong>d<strong>en</strong>cia creci<strong>en</strong>te de alúmina.<br />

Los granitos GVN y GMSA constituy<strong>en</strong> un conjunto de t<strong>en</strong>d<strong>en</strong>cia decreci<strong>en</strong>te, si bi<strong>en</strong> se<br />

observa un “salto” desde el Granito Vinquis Norte al Plutón Mina San Antonio que podría<br />

repres<strong>en</strong>tar una evolución por separado de ambos cuerpos. Se observan t<strong>en</strong>d<strong>en</strong>cias bi<strong>en</strong><br />

definidas <strong>en</strong> CaO, MgO, P 2 O 5 , este último con t<strong>en</strong>d<strong>en</strong>cia creci<strong>en</strong>te <strong>en</strong> el GPO. En g<strong>en</strong>eral, las<br />

t<strong>en</strong>d<strong>en</strong>cias indicarían una evolución por cristalización fraccionada con dos líneas evolutivas,<br />

una para el GPO y otra para los granitos GVN y GMSA.<br />

La composición normativa C.I.P.W. del GPO ti<strong>en</strong>e alto C (picos de hasta 9,3%). El GVN<br />

ti<strong>en</strong>e valores algo más bajos (1,22 %) que el GMSA (3,97 %). Otros valores significativos son<br />

de rutilo (se distingue claram<strong>en</strong>te el GPO del resto con una media de 0,361%) y apatito (el<br />

GVN se distingue por valores bajos, con una media de 0,095%).<br />

elem<strong>en</strong>tos traza. Véase cont<strong>en</strong>idos <strong>en</strong> Tabla 1B. El GPO posee una media de Rb de<br />

alrededor de 400 ppm mi<strong>en</strong>tras que <strong>en</strong> los cuerpos de GVN y GMSA los cont<strong>en</strong>idos varían<br />

<strong>en</strong>tre 100 y 600 ppm. Los valores altos (>400 ppm) son típicos de granitos evolucionados y,<br />

<strong>en</strong> este caso, sólo se observan <strong>en</strong> muestras con alteración. Sr se pres<strong>en</strong>ta con valores poco<br />

variables (25- 90 ppm), <strong>en</strong> coincid<strong>en</strong>cia con Rapela et al. (1996) dan como rasgo común a<br />

todos los granitos fuertem<strong>en</strong>te peraluminosos. Los valores Rb/Sr, <strong>en</strong> todos los casos, son<br />


LAZARTE ET AL.<br />

Figura 3. Diagramas tipo Harker de elem<strong>en</strong>tos mayoritarios.<br />

73


74<br />

MinERALiZAción woLfRAMífERA RELAcionAdA A gRAniTos pERALuMinosos<br />

Granito Vinquis Norte Plutón Mina San Antonio<br />

290 292 316 317 303** 304 308B** 313 314<br />

Co 1,3 1,4 1,6 1,4 0,7 0,9 0,6 n n<br />

Sc 10 11 n n 1 2


LAZARTE ET AL.<br />

Muestra Ba/Rb Rb/Sr K/Rb La/Th Zr/Hf Y/Ho Sr/Eu La/Yb cn Eu/Eu* te 1-3<br />

293 0,66 8,02 108,29 0,9 31,1 34,23 60,47 27,33 0.27 1,1145<br />

296 0,59 7,08 109,31 0,92 30,86 33,14 66,02 27,11 0.28 1,0795<br />

298 0,6 6,68 109,42 0,92 32,2 33,33 66,06 30,32 0.29 1,078<br />

EA390 0,64 6,61 124,3 n n n n n n n<br />

EA389 0,88 2,93 146,21 n n n n n n n<br />

290 0,9 6,41 207,85 2,33 24,3 29,75 68,67 4,19 0.16 1,105<br />

292 0,69 7,33 197,42 1,93 13,17 30,95 77,78 2,97 0.12 1,1338<br />

316 1,65 5,02 n 2,03 22,14 29,22 67,61 4,05 0.15 1,0913<br />

317 22,27 1,2 n 1,98 20,39 28,69 171,35 2,96 0.16 1,1101<br />

303 0,05 60,7 50,46 0,92 13,37 51,11 355 1,45 0.19 1,3606<br />

304 0,17 5,28 107,9 0,49 18,6 30,38 282,67 1,34 0.07 1,1088<br />

308 0,02 75,51 49,99 1,31 15,36 n n n n n<br />

n= sin datos<br />

Tabla 2. Relaciones elem<strong>en</strong>tales <strong>en</strong> los granitos del extremo norte de la sierra de Vinquis.<br />

y McL<strong>en</strong>nan, 1995), Figura 5A, se observa que el granito greis<strong>en</strong>izado pierde Sr, Y, Th, U,<br />

ETR, Hf, Zr y Ti, respecto a la roca fresca, ganando Ta, Nb, Rb, Cs y P.<br />

En cuanto a las tierras raras (ETR), se ha observado que, <strong>en</strong> un diagrama con<br />

normalización a condrito según Nakamura (1974), Figura 5B, el GPO pres<strong>en</strong>ta un diseño de<br />

p<strong>en</strong>di<strong>en</strong>te coher<strong>en</strong>te con una evolución por fraccionami<strong>en</strong>to (La/LuN=30), principalm<strong>en</strong>te<br />

de plagioclasa, y una anomalía de Eu moderada (Eu/Eu*= 0,286). El GVN ti<strong>en</strong>e un perfil<br />

casi horizontal (La/LuN= 2,381), con anomalía de Eu de moderada a pronunciada (Eu/<br />

Eu*=0,119). El GMSA pres<strong>en</strong>ta un perfil levem<strong>en</strong>te cóncavo (La/Lu= 1,667) con una<br />

anomalía de Eu más pronunciada (Eu/Eu*= 0,067). En otras unidades de Sierras Pampeanas<br />

se ha observado que la anomalía de Eu podría indicar grado de evolución (Lazarte et al., 1999,<br />

2006). En este caso el Granito Piedra Overa sería el cuerpo de m<strong>en</strong>or grado de evolución<br />

y al GMSA sería el más evolucionado. La/Lu es asimilable a La/Yb (los valores difier<strong>en</strong><br />

mínimam<strong>en</strong>te) por lo que se toma como indicador de difer<strong>en</strong>ciación.<br />

En resum<strong>en</strong>, el Granito Piedra Overa ti<strong>en</strong>e altos cont<strong>en</strong>idos de P 2 O 5 y Th, y bajos de<br />

Sr, tierras raras pesadas e Y. El Granito Vinquis Norte pres<strong>en</strong>ta cont<strong>en</strong>idos de Y levem<strong>en</strong>te<br />

altos y bajos de Sr y ETR. El Granito Mina San Antonio ti<strong>en</strong>e alto cont<strong>en</strong>ido de P2O5, y<br />

levem<strong>en</strong>te alto de Y, y bajos cont<strong>en</strong>idos de Ba, Sr y ETR. Ninguno de los cuerpos pres<strong>en</strong>ta<br />

altos valores de elem<strong>en</strong>tos de m<strong>en</strong>a.<br />

Observados <strong>en</strong> conjunto, estos cuerpos podrían repres<strong>en</strong>tar un pasaje de etapa de<br />

orog<strong>en</strong>ia a la post orog<strong>en</strong>ia, similar a lo visto para el norte de la sierra de Zapata (Lazarte<br />

et al., 1999). Se observa <strong>en</strong> diagramas con los parámetros de Pearce et al. (1984), con Rb, Y<br />

y Nb (Figura 5C). Esto se considera un dato preliminar pero es claro que el Granito Piedra<br />

Overa se habría emplazado <strong>en</strong> un ambi<strong>en</strong>te geotectónico difer<strong>en</strong>te a los otros dos.<br />

Mineralización y alteración<br />

En primer lugar debemos aclarar que los términos evolución y especialización no deb<strong>en</strong><br />

tomarse como sinónimos. El progreso de la evolución magmática no necesariam<strong>en</strong>te conduce<br />

a la especialización, que se da <strong>en</strong> granitos <strong>en</strong> vías de o ligados a mineralización. La evolución<br />

del conjunto estudiado se observa <strong>en</strong> diagramas tipo Harker y otros elem<strong>en</strong>tos traza.<br />

75


76<br />

Figura 4. Diagramas de elem<strong>en</strong>tos traza.<br />

MinERALiZAción woLfRAMífERA RELAcionAdA A gRAniTos pERALuMinosos


LAZARTE ET AL.<br />

Figura 5. A y B) Diagramas normalizados de elem<strong>en</strong>tos traza y tierras raras (normas de Taylor y McL<strong>en</strong>nan, 1995<br />

y Nakamura, 1974); C) Diagrama de ambi<strong>en</strong>te tectónico según Pearce et al. (1984).<br />

77


78<br />

MinERALiZAción woLfRAMífERA RELAcionAdA A gRAniTos pERALuMinosos<br />

La alteración deutérica podría agruparse, de acuerdo a su ocurr<strong>en</strong>cia y/o relaciones, <strong>en</strong>: la<br />

que afecta a las zonas de contactos y la que ocurre <strong>en</strong> el cuerpo GMSA. En la zona de contacto<br />

se observa silicificación que oblitera la estructura <strong>en</strong> las metamorfitas de la caja. Se g<strong>en</strong>eran<br />

además, capas bi<strong>en</strong> definidas de 1-2 cm con cuarzo, biotita, muscovita como alteración de<br />

biotita y <strong>en</strong> láminas de mayor tamaño posteriores, turmalina acicular, mica rojiza muy fina,<br />

“ojos” de biotita (2mm) y escaso topacio. A 10 m del contacto, <strong>en</strong> metamorfita, desaparec<strong>en</strong><br />

turmalina y biotita gruesa. Finalm<strong>en</strong>te, v<strong>en</strong>illas de cuarzo, biotita y mica rojiza muy fina que<br />

atraviesan muscovita repres<strong>en</strong>tan una biotitización póstuma. La secu<strong>en</strong>cia mineralógica sería<br />

cuarzo - biotita 1- muscovita 1- clorita – muscovita-sericita - biotita 2 - opacos.<br />

En el GMSA el principal tipo de alteración que se observa es greis<strong>en</strong>ización con escasos<br />

rasgos de albitización y biotitización - muscovitización.<br />

La greis<strong>en</strong>ización afecta al granito <strong>en</strong> forma irregular, como diseminación <strong>en</strong> los hastiales<br />

de las vetas y, como caso extremo, se observa reemplazo masivo. En el mapa (Figuras 2A y<br />

B) se marcan las zonas de greis<strong>en</strong> más evid<strong>en</strong>tes, las que ti<strong>en</strong>e límites difusos.<br />

En la labor principal (Figura 2B) se observa un greis<strong>en</strong> cuarzo-muscovita compuesto por<br />

cuarzo, muscovita color blanco y mica “rubia” <strong>en</strong> v<strong>en</strong>illa de hasta 20 mm, y feldespato K<br />

parcialmete alterado (caolinitizado y sericitizado), como relicto. El grano es mediano o fino.<br />

Pres<strong>en</strong>ta puntos oscuros distribuidos aleatoriam<strong>en</strong>te, de 2-5 mm, con calcopirita, bornita,<br />

covelina y escasos carbonatos tardíos. Los óxidos pres<strong>en</strong>tes, limonitas y t<strong>en</strong>orita, serían<br />

productos de alteración supegénica.<br />

También se observó albitización de distribución irregular, <strong>en</strong> forma de reemplazos<br />

parciales de FK por Ab, <strong>en</strong> una masa microgranítica. Esta g<strong>en</strong>eración, posiblem<strong>en</strong>te póstuma,<br />

ti<strong>en</strong>e ocasionales cristales de muscovita desarrollados paralelos a la macla.<br />

En cuanto a la zona mineralizada está constituida por vetas de cuarzo portadoras de<br />

wolframita, ori<strong>en</strong>tadas con rumbo NO-SE, la roca de caja puede ser granítica o metamórfica<br />

(Lazarte et al., 2011). Las vetas son <strong>en</strong> g<strong>en</strong>eral tabulares, con escasas ramificaciones, de 5<br />

a 20 cm de pot<strong>en</strong>cia, con casos m<strong>en</strong>os frecu<strong>en</strong>tes, de hasta 60 c<strong>en</strong>tímetros. Las corridas<br />

están <strong>en</strong> el ord<strong>en</strong> de la dec<strong>en</strong>a de metros, pero <strong>en</strong> las vetas mayores alcanzan el c<strong>en</strong>t<strong>en</strong>ar<br />

de metros. También se observaron vetas de estructura compleja, con espesores variables<br />

y ramificaciones con l<strong>en</strong>tes de cuarzo y óxidos de Fe y texturas de espacios abiertos. En<br />

las vetas principales, la wolframita ocurre <strong>en</strong> prismas largos de hasta 25 mm, distribuidos<br />

aleatoriam<strong>en</strong>te <strong>en</strong> el cuarzo teñido por limonitas. La pres<strong>en</strong>cia de v<strong>en</strong>illas de mica rubia de<br />

3-5 mm de espesor, grano medio, posteriores a wolframita, indica que la alteración continuó<br />

<strong>en</strong> el tiempo, más allá de la mineralización.<br />

Geoquímica de la alteración y la mineralización<br />

cont<strong>en</strong>idos. En el estudio de la alteración se asum<strong>en</strong> dos t<strong>en</strong>d<strong>en</strong>cias principales para<br />

los cuerpos granitoides según lo visto más arriba, por un lado el GPO y por otro, el conjunto<br />

GVN y GMSA.<br />

Los elem<strong>en</strong>tos de pot<strong>en</strong>cial interés económico, W y Sn, sólo son anómalos <strong>en</strong> la roca<br />

greis<strong>en</strong>izada, si bi<strong>en</strong> <strong>en</strong> el granito fresco se supera la media de granitoides de Krauskopf<br />

(1979).<br />

El GPO ti<strong>en</strong>e, respecto a la media, cont<strong>en</strong>idos de Cu, Pb, <strong>en</strong> g<strong>en</strong>eral bajos. Los<br />

cont<strong>en</strong>idos de Th y ETR son levem<strong>en</strong>te altos. Los otros elem<strong>en</strong>tos determinados ti<strong>en</strong><strong>en</strong><br />

valores promedio (Tabla 1B).


LAZARTE ET AL.<br />

El GVN pres<strong>en</strong>ta valores bajos o medios de Sn y W. Lo mismo se observa para Cu,<br />

Pb, y el resto de los elem<strong>en</strong>tos determinados. El GMSA no pres<strong>en</strong>ta valores significativos<br />

de ningún elem<strong>en</strong>to (todos similares al GVN) salvo <strong>en</strong> las zonas de granito greis<strong>en</strong>izado<br />

donde se observan t<strong>en</strong>ores relativam<strong>en</strong>te altos de Rb, Sn y W, levem<strong>en</strong>te altos de Ta y Nb y,<br />

ocasionalm<strong>en</strong>te, son altos los valores de Cu y Zn. En este cuerpo hay bajos valores de ETR<br />

y Th (véase Tabla 1B y Figura 5A).<br />

Con respecto a los dos tipos de alteración señalados, desde el punto de vista geoquímico<br />

se observa una alteración que no pres<strong>en</strong>ta rasgos sobresali<strong>en</strong>tes excepto el aporte de Bi<br />

(cerca de algunos contactos como greis<strong>en</strong>ización incipi<strong>en</strong>te) y otra que aporta elem<strong>en</strong>tos<br />

base (Cu, Zn), Sn, W, Se (anómalo) y Nb-Ta y ev<strong>en</strong>tualm<strong>en</strong>te V (observado <strong>en</strong> el granito,<br />

labor principal). Ambos tipos muestran disminución de HFS <strong>en</strong> g<strong>en</strong>eral.<br />

Figura 6. Diagramas de elem<strong>en</strong>tos traza.<br />

79


80<br />

MinERALiZAción woLfRAMífERA RELAcionAdA A gRAniTos pERALuMinosos<br />

Parámetros siGnificativos. Los parámetros geoquímicos indicadores de evolución y<br />

especialización a utilizar, son K/Rb, cont<strong>en</strong>idos de Sn, W, Mo, Be (Tisch<strong>en</strong>dorf, 1977), Y/<br />

Ho y Zr/Hf (Bau, 1996), Eu/Eu*, Sr/Eu, efecto tetrada (Irber, 1999) a las que se agregan<br />

Ba/Rb y Rb/Sr (Lazarte et al., 2006). Véanse Figuras 6A-D.<br />

La relación Zr/Nb también podría usarse como herrami<strong>en</strong>ta de prospección ya que las<br />

muestras con indicio de alteración pres<strong>en</strong>tan valores 10).<br />

El efecto tetrada es un parámetro que toma los cont<strong>en</strong>idos de algunos ETR para<br />

calcular un valor (T1-3, Irber, 1999) que sirve para evaluar el pot<strong>en</strong>cial metalog<strong>en</strong>ético de<br />

los granitoides. Si bi<strong>en</strong> ha sido cuestionado por algunos autores (McL<strong>en</strong>nan, 1994), otros<br />

análisis han demostrado su utilidad (Bau, 1996; Irber, 1999), por lo que aquí se utiliza como<br />

una herrami<strong>en</strong>ta más de análisis del problema. Los métodos analíticos empleados (MS-ES)<br />

salvarían las objeciones acerca del método de análisis (Irber, 1999). El valor que se puede<br />

extraer para los granitos promedio, con datos de Krauskopf (1979) es de 0,9252. Irber<br />

(1999) considera significativos los valores por <strong>en</strong>cima de 1,10. Como se ve <strong>en</strong> la Tabla 2, las<br />

muestras analizadas <strong>en</strong> este caso indican que los tres cuerpos ti<strong>en</strong><strong>en</strong> algún valor que puede<br />

ser considerados como de pot<strong>en</strong>cial favorable. Lo significativo es el notable increm<strong>en</strong>to <strong>en</strong> el<br />

paso del granito fresco al greis<strong>en</strong>izado (GMSA, muestras 304 y 303).<br />

En el diagrama de la Figura 6B se observa la relación inversa de la p<strong>en</strong>di<strong>en</strong>te del diagrama<br />

de ETR (La/YbN) con los cont<strong>en</strong>idos de W, es decir, a mayor grado de fraccionami<strong>en</strong>to de<br />

ETR, m<strong>en</strong>ores cont<strong>en</strong>idos de W.<br />

En el diagrama de la Figura 6C se observa la relación del efecto tétrada con el cont<strong>en</strong>ido<br />

de W, d<strong>esta</strong>cándose que sólo el granito greis<strong>en</strong>izado supera el límite de Tisch<strong>en</strong>dorf (1977)<br />

para granitos especializados <strong>en</strong> s<strong>en</strong>tido estricto. También se ve la t<strong>en</strong>d<strong>en</strong>cia del GPO al<br />

aum<strong>en</strong>to <strong>en</strong> cont<strong>en</strong>idos de W, lo que podría considerarse un indicio que permite asignar este<br />

Plutón a la categoría de “precursor” <strong>en</strong> el s<strong>en</strong>tido de Tisch<strong>en</strong>dorf (1977).<br />

Discusión y conclusiones<br />

En el tramo norte de la sierra de Vinquis afloran los granitos Piedra Overa, Vinquis<br />

Norte y Plutón Mina San Antonio, todos de composición granítica s.s. y peraluminosos. El<br />

Granito Piedra Overa es un si<strong>en</strong>ogranito de dos micas, con altos cont<strong>en</strong>idos de P 2 O 5 y Th, y<br />

bajos de Sr, tierras raras pesadas e Y.<br />

El Granito Vinquis Norte es un si<strong>en</strong>ogranito biotítico, con cont<strong>en</strong>idos de Y levem<strong>en</strong>te<br />

altos y bajos de Sr y ETR. El Plutón Mina San Antonio es un si<strong>en</strong>ogranito muscovítico, con<br />

alto cont<strong>en</strong>ido de P 2 O 5 , y levem<strong>en</strong>te alto de Y, y bajos cont<strong>en</strong>idos de Ba, Sr y ETR Ninguno<br />

de los cuerpos pres<strong>en</strong>ta altos valores de elem<strong>en</strong>tos de m<strong>en</strong>a.<br />

La falta de continuidades de un cuerpo a otro <strong>en</strong> las t<strong>en</strong>d<strong>en</strong>cias de los diagramas<br />

geoquímicos indica que los tres cuerpos repres<strong>en</strong>tarían tres t<strong>en</strong>d<strong>en</strong>cias difer<strong>en</strong>tes. No<br />

obstante, exist<strong>en</strong> claras similitudes <strong>en</strong>tre Granito Vinquis Norte y Plutón Mina San Antonio<br />

que induc<strong>en</strong> a considerarlos consanguíneos, especialm<strong>en</strong>te sobre la base de las relaciones Zr/<br />

Nb y Zr/Hf. Se opta por asumir dos t<strong>en</strong>d<strong>en</strong>cias, conforme a los datos geoquímicos, si bi<strong>en</strong><br />

la relación de los cuerpos de Vinquis Norte y Mina San Antonio con el Granito Piedra Overa<br />

no queda expu<strong>esta</strong> claram<strong>en</strong>te con los datos disponibles.


LAZARTE ET AL.<br />

Los cont<strong>en</strong>idos de P 2 O 5 del Granito Piedra Overa (dos micas) son relativam<strong>en</strong>te altos<br />

y similares a otros cuerpos de dos micas de la región (Granito Río Rodeo <strong>en</strong> el Cordón de<br />

los Colorados, Lazarte et al., 1999; Granito Mazán, Lazarte et al., 2006). La relación La/Yb<br />

>25 que se observa <strong>en</strong> el Granito Piedra Overa (coher<strong>en</strong>te con La/Lu=30) podría indicar<br />

equilibrio con granate a altas presiones (Rapela et al., 1996).<br />

Si bi<strong>en</strong> la segunda t<strong>en</strong>d<strong>en</strong>cia se inicia con el GVN, el alto cont<strong>en</strong>ido de P <strong>en</strong> el GMSA<br />

podría interpretarse como un nuevo imput <strong>en</strong> el sistema, que explicaría el salto <strong>en</strong> el diagrama<br />

de P 2 O 5 vs Sílice (Figura 3E). El cont<strong>en</strong>ido de P 2 O 5 es directam<strong>en</strong>te proporcional al grado de<br />

aluminosidad, lo que podría relacionarse con apatito cont<strong>en</strong>ido <strong>en</strong> micas.<br />

Los granitoides objeto de este estudio, si bi<strong>en</strong> peraluminosos y probablem<strong>en</strong>te originados<br />

<strong>en</strong> la fusión de metasedim<strong>en</strong>titas (Clem<strong>en</strong>s 2003), ti<strong>en</strong><strong>en</strong> algunos rasgos geoquímicos<br />

de granitoides tipo I como Th/U o Zr/Hf, que podría explicarse como la pres<strong>en</strong>cia de<br />

elem<strong>en</strong>tos “primitivos” <strong>en</strong> la constitución, algo ya observado <strong>en</strong> otros cuerpos de Sierras<br />

Pamp<strong>en</strong>as (Lazarte 1994, Lazarte et al., 1999, Grosse et al., 2009).<br />

Con respecto a los indicadores del grado de evolución y especialización, los criterios<br />

habituales como por ejemplo, las relaciones K/Rb, Rb/Sr, Ba/Rb o la anomalía de Eu<br />

(Tisch<strong>en</strong>dorf, 1977, Lazarte et al., 1999, 2006), no son todos igualm<strong>en</strong>te aplicables. Para<br />

el caso de estos granitos, <strong>en</strong> g<strong>en</strong>eral no sirv<strong>en</strong> para calificar a los tipos rocosos de la etapa<br />

netam<strong>en</strong>te magmática.<br />

La relación Eu/Eu* (indicador de la anomalía de Eu) y la p<strong>en</strong>di<strong>en</strong>te del diagrama de ETR<br />

reflejada <strong>en</strong> el valor La/LuN sí resultan útiles para considerar el grado de especialización.<br />

Al respecto se hac<strong>en</strong> dos diagramas de esas relaciones vs W, donde se v<strong>en</strong> <strong>en</strong> ambos casos<br />

correlaciones negativas (Figuras 6B y C) coher<strong>en</strong>tes con el criterio de relación inversa <strong>en</strong>tre<br />

los valores y la mineralización es decir, a mayor profundidad de la anomalía de Eu y m<strong>en</strong>or<br />

p<strong>en</strong>di<strong>en</strong>te <strong>en</strong> el diagrama de ETR, mayor probabilidad de mineralización. Esto ya se observa<br />

<strong>en</strong> otros cuerpos de Sierras Pampeanas (Lazarte et al., 2006).<br />

El cont<strong>en</strong>ido de P 2 O 5 también resulta útil pero sería de aplicación puntual para este caso,<br />

si bi<strong>en</strong> hay coincid<strong>en</strong>cias señaladas por Lazarte et al. (1999) para granitoides de la sierra de<br />

Zapata.<br />

La fuerte conc<strong>en</strong>tración de W para dar mineralización a partir de un magma no<br />

particularm<strong>en</strong>te <strong>en</strong>riquecido no es rara a nivel de ejemplos mundiales de mineralización<br />

<strong>esta</strong>nno- wolframífera, tal como se ve, por ejemplo, <strong>en</strong> el plutón de Halifax, Nova Scotia,<br />

Canadá, donde, a partir de una media de 10 ppm de Sn se llega a mineralización significativa<br />

(Smith et al., 1982).<br />

El GPO reúne algunas características geoquímicas que podrían ser aptas para dar<br />

mineralización, como ser el esbozo de una t<strong>en</strong>d<strong>en</strong>cia creci<strong>en</strong>te <strong>en</strong> el cont<strong>en</strong>ido de W (Figuras<br />

6B y C). Esta t<strong>en</strong>d<strong>en</strong>cia se esboza tomando como base las t<strong>en</strong>d<strong>en</strong>cias mucho mejor definidas<br />

<strong>en</strong> elem<strong>en</strong>tos mayoritarios, donde se defin<strong>en</strong> las muestras con mayor grado de evolución. No<br />

obstante, no hay indicios de procesos póstumos que serían <strong>en</strong> definitiva los únicos capaces<br />

de g<strong>en</strong>erar, a partir de una roca con cont<strong>en</strong>idos levem<strong>en</strong>te altos de elem<strong>en</strong>tos de interés<br />

económico, una acumulación económicam<strong>en</strong>te viable.<br />

Por correlación con plutones similares, es posible que los granitos estudiados <strong>en</strong> este<br />

trabajo pert<strong>en</strong>ezcan al Carbonífero <strong>en</strong> el ámbito de Sierras Pampeanas.<br />

Es decir que, la fertilidad de un conjunto de granitoides no resulta evid<strong>en</strong>te al usar<br />

solam<strong>en</strong>te parámetros geoquímicos. El carácter de evolucionados y especializados de los<br />

cuerpos estudiados surge de observar procesos y hacer comparaciones <strong>en</strong> los diagramas.<br />

Lo particular de estos granitos sería su capacidad de g<strong>en</strong>erar mineralización de wolframita<br />

81


82<br />

MinERALiZAción woLfRAMífERA RELAcionAdA A gRAniTos pERALuMinosos<br />

<strong>en</strong> vetas cuarzosas a partir de escasa conc<strong>en</strong>tración de W, a nivel de granitoides “precursores”.<br />

Los procesos de greis<strong>en</strong>ización serían los causantes de la conc<strong>en</strong>tración de W y del<br />

empobrecimi<strong>en</strong>to de Th y ETR.<br />

Los parámetros que resultaron útiles para evaluar el grado de especialización fueron la<br />

anomalía de Eu (Eu/Eu*), la p<strong>en</strong>di<strong>en</strong>te <strong>en</strong> el diagrama de ETR (La/Lu o La/Yb) y los<br />

valores del efecto tetrada.<br />

Agradecimi<strong>en</strong>tos<br />

Los autores desean agradecer al Consejo de Investigaciones de la U.N.T. y al CONICET,<br />

instituciones que financian <strong>esta</strong> línea de investigación. Asimismo se agradece a los árbitros<br />

Coniglio y Báez por la esmerada lectura del manuscrito.<br />

Bibliografía<br />

Ávila, J.C. y Lazarte, J.E. 2010. Mineralización <strong>en</strong> el basam<strong>en</strong>to metamórfico de bajo grado de Catamarca y N de La<br />

Rioja (Arg<strong>en</strong>tina). Serie de Correlación Geológica, 26: 85-102.<br />

Bau, M. 1996. Controls on the fractionation of isoval<strong>en</strong>t trace elem<strong>en</strong>ts in magmatic and aqueous systems: evid<strong>en</strong>ce<br />

from Y/Ho, Zr/Hf and lanthanide tetrad effect. Contributions to Mineralogy and Petrology, 123: 323-333.<br />

Beder, R. 1922. Informe sobre estudios geológicos – económicos <strong>en</strong> la provincia de Catamarca. Dirección G<strong>en</strong>eral<br />

de Minería, Geología e Hidrogeología, Bu<strong>en</strong>os Aires, Boletín 31.<br />

Clem<strong>en</strong>s, J.D. 2003. S-type granitic magmas petrog<strong>en</strong>esis issues, models and evid<strong>en</strong>ce. Earth-Sci<strong>en</strong>ce Reviews, 61:<br />

1-18.<br />

González Bonorino, F. 1972. Descripción geológica de la hoja 13c-Fiambalá. Servicio Nacional Minero Geológico,<br />

Bu<strong>en</strong>os Aires, Boletín 127.<br />

Gorustovich, S. y Guidi, F. 1993. Caracterización uranífera de los granitoides del N de las Sierras Pampeanas<br />

noroccid<strong>en</strong>tales. XII Congreso Geológico Arg<strong>en</strong>tino, M<strong>en</strong>doza, Actas 5: 297-305.<br />

Grosse, P., Söllner, F., Báez, M., Toselli, A., Rossi, J. y De la Rosa, J. 2009. Lower Carboniferous post-orog<strong>en</strong>ic<br />

granites in c<strong>en</strong>tral-eastern Sierra de Velasco, Arg<strong>en</strong>tina: U-Pb monazite geochronology, geochemistry and Sr-<br />

Nd isotopes. International Journal of Earth Sci<strong>en</strong>ces, 98: 1001-1025.<br />

Harris, N., Pearce, J. y Tinddle, A. 1986. Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. En: Shacleton,<br />

R., Ries, A. y Coward, M.(Eds.), Collision Tectonics, Geological Society of London, Special Publication, 19:<br />

67-81.<br />

Irber, W. 1999. The lanthanide tetrad effect and its correlation with K/Rb, Eu/Eu*, Sr/Eu, Y/Ho and Zr/Hf of<br />

evolving peraluminous granite suites. Geochimica et Cosmochimica Acta, 63: 489-508.<br />

Janousek, V., Farrow, C.M. y Erban, V. 2006. Interpretation of whole-rock geochemical data in igneous geochemistry:<br />

Introducing Geochemical Data Toolkit (GCDkit). Journal of Petrology, 47: 1255-1259.<br />

Krauskopf, K. 1979. Introduction to Geochemistry. McGraw-Hill Co., Tokyo, 617 pp.<br />

Lazarte, J.E. 1994. Geología y geoquímica del Granito Papachacra (Carbonífero?), Sierras Pampeanas, Catamarca.<br />

Revista de la Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina, 49: 337-352.<br />

Lazarte, J.E., Fernández Turiel, J.L., Guidi, F. y Medina, M.E. 1999. Los granitos Río Rodeo y Quimivil: dos etapas<br />

del magmatismo paleozoico del norte de Sierras Pampeanas. Revista de la Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina,<br />

54: 319-332.<br />

Lazarte, J.E., Ávila, J.C., Fogliata, A.S. y Gianfrancisco, M. 2006. Granitos evolucionados relacionados con<br />

mineralización <strong>esta</strong>nno-wolframífera <strong>en</strong> las Sierras Pampeanas occid<strong>en</strong>tales. Serie de Correlación Geológica,<br />

21: 75-104.<br />

Lazarte, J.E., Gianfrancisco, M. y Ávila, J.C. 2011. La mineralización wolframífera de mina San Antonio y su<br />

relación con los granitos peraluminosos del extremo norte de la sierra de Vinquis, Catamarca, Arg<strong>en</strong>tina. XVIII<br />

Congreso Geológico Arg<strong>en</strong>tino, Neuquén, Actas: 1116.<br />

McL<strong>en</strong>nan, S.M. 1994. Rare earth elem<strong>en</strong>t geochemistry and the “tetrad” effect. Geochimica et Cosmochimica Acta,<br />

58: 2025-2033.<br />

Nakamura, N. 1974. Determination of REE, Ba, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites.<br />

Geochimica et Cosmochimica Acta, 38: 757-773.


LAZARTE ET AL.<br />

Pearce, J., Harris, N. y Tinddle, A. 1984. Trace elem<strong>en</strong>ts discrimination diagrams for the tectonic interpretation of<br />

granitic rocks. Journal of Petrology, 25: 956-983.<br />

Rapela, C.W., Saavedra, J., Toselli, A.J. y Pellitero, E. 1996. Ev<strong>en</strong>tos magmáticos fuertem<strong>en</strong>te peraluminosos <strong>en</strong> las<br />

Sierras Pampeanas. XIII Congreso Geológico Arg<strong>en</strong>tino, Bu<strong>en</strong>os Aires, Actas 5: 337-353.<br />

Sheepers, R. 2000. Granites of Saldania mobile belt, South Africa: radioelem<strong>en</strong>ts and P as discriminators applied to<br />

metallog<strong>en</strong>y. Journal of Geochemical Exploration, 68: 69-86.<br />

Smith, T.E., Miller, P.M. y Huang, C.H. 1982. Solidification and crystallization of a stanniferous granitoid pluton,<br />

Nova Scotia, Canada. En: Evans, A. (Ed.), Metallization Associated with Acid Magmatism, J. Wiley and Sons,<br />

6: 301-319.<br />

Taylor, S.R. y McL<strong>en</strong>nan, S.M. 1995. The geochemical evolution of the contin<strong>en</strong>tal crust. Reviews in Geophysics,<br />

33: 241-265.<br />

Tezón, R.V. 1957. Minería de la hoja 13c, Fiambalá, provincia de Catamarca. Dirección Nacional de Minería, Bu<strong>en</strong>os<br />

Aires, Anales 5.<br />

Tisch<strong>en</strong>dorf, G. 1977. Geochemical and petrographic characteristics of silicic magmatic rocks associated with rareelem<strong>en</strong>ts<br />

mineralization. Metallization Associated with Acid Magmatism, 2: 41-90.<br />

Toselli, G.A., Saavedra, J., Córdoba, G. y Medina, M.E. 1992. Los granitos peraluminosos de las sierras de Vinquis,<br />

Cerro Negro y Zapata (Sierras Pampeanas), Catamarca, Arg<strong>en</strong>tina. Estudios Geológicos, 48: 247-256.<br />

Turner J.C. 1962. Estratigrafía del tramo medio de la Sierra de Velasco y región oeste (La Rioja). Boletín de la<br />

Academia Nacional de Ci<strong>en</strong>cias de Córdoba, 42: 77-126.<br />

Villaseca, C., Barbero, L. y Herreros, V. 1998. A re-examination of the typology of peraluminous granite types in<br />

intracontin<strong>en</strong>tal orog<strong>en</strong>ic belt. Transactions of the Royal Society of Edinburgh- Earth Sci<strong>en</strong>ces, 89: 113-119.<br />

83<br />

Recibido: 28 de octubre de 2011<br />

Aceptado: 20 de diciembre de 2011


84<br />

MinERALiZAción woLfRAMífERA RELAcionAdA A gRAniTos pERALuMinosos


Serie Correlación Geológica, 28 (2): 85-92<br />

Aportes MAS et al Magmatismo Al. y Metalogénesis Asociada II Tucumán, 2012 - ISSN 1514-4186 - ISSN <strong>en</strong> línea 1666-9479<br />

85<br />

Estudio de inclusiones fluidas de las vetas de cuarzo <strong>en</strong><br />

el granito Rodeo de Los Funes, Sierra de La Ramada,<br />

Tucumán<br />

Graciela MAS 1,2 , Dora L. RUIZ 3 y Julio C. AVILA 3,4<br />

Resum<strong>en</strong>: La zona de estudio está ubicada <strong>en</strong> el faldeo ori<strong>en</strong>tal de la Sierra de La Ramada, la cual, junto con<br />

las Sierras del Campo, el Nogalito y Medina integran las llamadas Sierras del Noreste de Tucumán, pert<strong>en</strong>eci<strong>en</strong>tes<br />

al Sistema de Santa Bárbara. El basam<strong>en</strong>to de la sierra está constituido por filitas y pizarras de la Formación<br />

Medina de edad precámbrica – eocámbrica y el stock granítico de Rodeo de Los Funes de posible edad paleozoica.<br />

Las rocas graníticas son si<strong>en</strong>ogranitos y monzogranitos con alteración hipogénica y supergénica sobreimpu<strong>esta</strong>.<br />

Son portadoras de vetas de cuarzo de hasta 30 cm de espesor. El cuarzo de las vetas pres<strong>en</strong>ta gran cantidad de<br />

inclusiones fluidas (IF). Se determinaron dos tipos: acuosas y acuosas con dióxido de carbono. Las primeras,<br />

bifásicas, son las más abundantes y constituy<strong>en</strong> aproximadam<strong>en</strong>te el 80% de las IF observadas. Por cal<strong>en</strong>tami<strong>en</strong>to<br />

<strong>esta</strong>s inclusiones homog<strong>en</strong>eizan a fase líquida a temperaturas que varían <strong>en</strong>tre 248° y 265°C, con muy escasa<br />

dispersión. Las segundas son inclusiones trifásicas líquidas. Repres<strong>en</strong>tan aproximadam<strong>en</strong>te el 10 - 20% del total de<br />

las inclusiones analizadas. Ti<strong>en</strong><strong>en</strong> temperaturas de homog<strong>en</strong>eización dispersas, pero la mayoría se conc<strong>en</strong>tran <strong>en</strong>tre<br />

240º y 320ºC. Las características de las IF que se han observado <strong>en</strong> <strong>esta</strong>s vetas, son rasgos distintivos de las de los<br />

depósitos d<strong>en</strong>ominados mesotermales de oro o vetas de cuarzo aurífero <strong>en</strong> rocas metamórficas. Se concluye que<br />

las vetas de cuarzo se formaron durante la etapa magmática hidrotermal tardía g<strong>en</strong>éticam<strong>en</strong>te relacionada con el<br />

granito Rodeo del Los Funes.<br />

Abstract: Study of the fluid incluSionS of the quartz-veinS from the rodeo de loS funeS granite, Sierra de<br />

la ramada, tucuman. The study area is located on the eastern flank of the Sierra de La Ramada, which, together<br />

with the sierras del Campo, Nogalito and Medina integrate the Sierras del Noreste de Tucumán, belonging to the<br />

Sistema de Santa Bárbara. The basem<strong>en</strong>t of the range is formed by phyllites and slates of the Medina Formation of<br />

precambrian – eocambrian age and the Rodeo de Los Funes granitic stock of possible palaeozoic age. The granitic<br />

rocks are si<strong>en</strong>ogranites and monzogranites with hipog<strong>en</strong>ic and superg<strong>en</strong>ic alteration. Quartz veins up to 30 cm<br />

of thick are located in the granitic rocks and pres<strong>en</strong>t abundant fluid inclusions (FI). Two types of FI have be<strong>en</strong><br />

determined: aqueous and aqueous with carbon dioxide. The first, two-phase, are the most abundant and constitute<br />

80% of the observed FI approximately. These inclusions homog<strong>en</strong>ize to a liquid phase at temperatures that vary<br />

betwe<strong>en</strong> 248° and 265°C, with very scarce dispersion. The second FI are three phase aqueous inclusions. They<br />

repres<strong>en</strong>t 10 - 20% of the total of the analyzed inclusions approximately. They have dispersed homog<strong>en</strong>isation<br />

temperatures, but most conc<strong>en</strong>trates betwe<strong>en</strong> 240º and 320ºC. The characteristics of the observed FI are distinctive<br />

features of FI in mesothermal deposits of gold or veins of auriferous quartz in metamorphic rocks. It is suggested<br />

that the quartz veins were formed during a late magmatic hydrothermal stage g<strong>en</strong>etically linked to the Rodeo de<br />

Los Funes granite.<br />

Palabras clave: Sierra de La Ramada. Granitos. Vetas de cuarzo. Inclusiones Fluidas.<br />

Key words: Sierra de La Ramada. Granites. Quartz veins. Fluid Inclusions.<br />

1) Universidad Nacional del Sur.<br />

2) CONICET-INGEOSUR. Dpto. Geología (Universidad Nacional del Sur). San Juan 670, (8000) Bahia Blanca,<br />

Arg<strong>en</strong>tina. E-mail: gmas@criba.edu.ar.<br />

3) Universidad Nacional de Tucumán.<br />

4) CONICET-<strong>INSUGEO</strong>. Miguel Lillo 205, San Miguel de Tucuman (4000). E-mail: jcavila@csnat.unt.edu.ar.


86<br />

IncluSIoneS fluIdAS de lAS vetAS de cuArzo <strong>en</strong> el grAnIto rodeo de loS funeS, tucuMán<br />

Introducción<br />

La zona de estudio está ubicada <strong>en</strong> el faldeo ori<strong>en</strong>tal de la sierra de La Ramada. Esta<br />

unidad orográfica, de rumbo submeridiano, forma parte de un grupo de serranías ubicadas al<br />

noreste de la provincia de Tucumán cuyas alturas máximas no superan los 2400 msnm. Ti<strong>en</strong>e<br />

forma asimétrica <strong>en</strong> s<strong>en</strong>tido transversal con p<strong>en</strong>di<strong>en</strong>te más suave hacia el este. En el área existe<br />

abundante vegetación.<br />

Se accede por la ruta provincial N°305 desde la ciudad de San Miguel de Tucumán hasta<br />

el kilómetro 48. A partir de ese punto se continúa aproximadam<strong>en</strong>te ocho kilómetros hacia el<br />

este por caminos de tierra y s<strong>en</strong>das de herradura hasta la cumbre de la sierra desde donde se<br />

desci<strong>en</strong>de hacia la quebrada Rodeo de Los Funes donde aflora el granito homónimo, portador<br />

de vetas de cuarzo.<br />

Entre los estudios geológicos llevados a cabo <strong>en</strong> el área se m<strong>en</strong>cionan los de Peirano (1938,<br />

1944), Cetrángolo (1938, 1939), Mon (1971) y Ruiz et al. (1993, 2005).<br />

El objetivo del estudio de las inclusiones fluidas (IF) <strong>en</strong> el cuarzo de las vetas alojadas<br />

<strong>en</strong> el granito Rodeo de Los Funes es determinar las características del fluido responsable de<br />

la formación de las vetas y evaluar las condiciones de <strong>en</strong>trampami<strong>en</strong>to mediante su estudio<br />

petrográfico y termométrico.<br />

Metodología<br />

Para el análisis petrográfico se utilizaron secciones delgadas estándar analizadas bajo<br />

microscopio petrográfico Nikon Eclypse E600 Pol, equipado con sistema fotográfico digital.<br />

Los análisis termométricos se realizaron <strong>en</strong> una platina Linkam MDS 600 de<br />

cal<strong>en</strong>tami<strong>en</strong>to-<strong>en</strong>friami<strong>en</strong>to montada <strong>en</strong> un microscopio Olympus BX50, equipado con<br />

sistema de captura de imág<strong>en</strong>es, utilizando secciones bipulidas de 150 a 200 mm de espesor.<br />

Los datos termométricos obt<strong>en</strong>idos fueron procesados mediante los programas Flincor y<br />

PVTX.<br />

La platina fue calibrada con sustancias estándares para el rango 0° a +400°C; el punto triple<br />

del CO 2 (-56,6°C) se calibró mediante inclusiones naturales de CO 2 puro (Calanda; Tourey,<br />

1968). Con estos datos se confeccionó la curva de calibración para el equipo que muestra como<br />

rasgo más notable una exactitud de 1°C con una precisión de ±0,5°C <strong>en</strong> el rango compr<strong>en</strong>dido<br />

<strong>en</strong>tre -60°C y +120°C.<br />

Marco Geológico Regional<br />

La sierra de La Ramada junto con las del Campo, Nogalito y Medina integran las<br />

llamadas Sierras del Noreste de Tucumán (Alderete, 1989). Son cordones montañosos<br />

de rumbos submeridianales cuyas alturas máximas no superan los 2400 msnm. Rolleri<br />

(1976) las ubica d<strong>en</strong>tro de la unidad morfoestructural Sistema de Santa Bárbara.<br />

El núcleo de la sierra está constituido por rocas metamórficas de bajo grado pert<strong>en</strong>eci<strong>en</strong>tes<br />

a la Formación Medina (Bossi, 1969). Estas rocas, junto con otras de distintos nombres<br />

formacionales pued<strong>en</strong> ser incluidas <strong>en</strong> la “Formación Puncoviscana s.l.” de edad neoproterozoica<br />

– eocámbrica sigui<strong>en</strong>do los criterios de Aceñolaza y Aceñolaza (2005).<br />

Las metamorfitas están intruídas <strong>en</strong> algunos sectores de la sierra por rocas graníticas y riolíticas


MAS et Al.<br />

de posible edad paleozoica inferior (Peirano, 1938, 1944; Ruiz et al., 2005) correspondi<strong>en</strong>do la<br />

cubierta sedim<strong>en</strong>taria principal al Subgrupo Pirgua (Reyes y Salfity, 1973) de edad cretácica<br />

media a superior. En el sector surori<strong>en</strong>tal de la sierra, afloran rocas basálticas emplazadas <strong>en</strong><br />

las sedim<strong>en</strong>titas cretácicas. Sedim<strong>en</strong>titas terciarias y acumulaciones cuaternarias completan la<br />

columna estratigráfica.<br />

La Sierra de La Ramada corresponde a un anticlinal de rumbo aproximado NE-SO que,<br />

junto a la Sierra del Campo, constituy<strong>en</strong> dos bloques que han sido levantados y basculados<br />

hacia el este por un sistema de fallas que se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran <strong>en</strong> el borde occid<strong>en</strong>tal de <strong>esta</strong>s sierras.<br />

Las fallas principales ti<strong>en</strong><strong>en</strong> rumbo N-S a NNE-SSO. Existe un sistema de fallas fuertem<strong>en</strong>te<br />

oblícuas que corresponderían a lineaciones antiguas reactivadas por los movimi<strong>en</strong>tos ándicos<br />

(Mon, 1971).<br />

Figura 1. Bosquejo geológico del Granito Rodeo de Los Funes, sierra de La Ramada, Tucumán.<br />

87


88<br />

IncluSIoneS fluIdAS de lAS vetAS de cuArzo <strong>en</strong> el grAnIto rodeo de loS funeS, tucuMán<br />

Geología del área de estudio<br />

D<strong>en</strong>tro del área de estudio afloran metamorfitas, rocas graníticas con vetas de cuarzo<br />

asociados, ar<strong>en</strong>iscas contin<strong>en</strong>tales mesozoicas y depósitos fluviales reci<strong>en</strong>tes (Figura 1).<br />

Formación medina. Las rocas metamórficas pert<strong>en</strong>eci<strong>en</strong>tes a la Formación Medina<br />

afloran <strong>en</strong> forma discontinua <strong>en</strong> ambas márg<strong>en</strong>es de la quebrada Rodeo de Los Funes y <strong>en</strong><br />

los tramos superiores de sus quebradas aflu<strong>en</strong>tes. Al sur de la misma los aflorami<strong>en</strong>tos son de<br />

mayor ext<strong>en</strong>sión.<br />

Todos los aflorami<strong>en</strong>tos pres<strong>en</strong>ta una marcada esquistosidad con rumbos g<strong>en</strong>erales NE-SO<br />

con inclinaciones <strong>en</strong>tre 40° y 45°E.<br />

Las rocas son de color gris a gris oscuro, <strong>en</strong> algunos casos atravesadas por v<strong>en</strong>as de cuarzo<br />

de 2 a 3 cm de espesor. Los minerales principales que se observan a simple vista son cuarzo<br />

y micas. En algunas muestras hay alternancia de capas cuarzosas y micáceas. Se observan<br />

abundantes óxidos <strong>en</strong> las v<strong>en</strong>as de cuarzo de tipo lechoso.<br />

Microscópicam<strong>en</strong>te la roca pres<strong>en</strong>ta textura lepidoblástica, <strong>en</strong> donde hay alternancia de<br />

minerales micáceos (muscovita y biotita) con blastos de cuarzo anhedros, si<strong>en</strong>do estos tres<br />

minerales los principales constituy<strong>en</strong>tes. Además, aparec<strong>en</strong> <strong>en</strong> poca cantidad algunos óxidos<br />

dispersos.<br />

En base a las observaciones macro y microscópicas se pued<strong>en</strong> definir las metamorfitas de la<br />

quebrada Rodeo de Los Funes como un esquisto de bajo grado (facies esquistos verdes).<br />

Granito rodeo de Los Funes. Aflora principalm<strong>en</strong>te <strong>en</strong> la quebrada Rodeo de Los<br />

Funes (Figura 1) y <strong>en</strong> algunas quebradas m<strong>en</strong>ores que desembocan <strong>en</strong> ella. Hacia el sur de<br />

la misma, puede observarse el contacto neto con las rocas metamórficas de la Formación<br />

Medina. El aflorami<strong>en</strong>to del cuerpo granítico, de forma elongada <strong>en</strong> s<strong>en</strong>tido NNO-SSE,<br />

ti<strong>en</strong>e aproximadam<strong>en</strong>te 950m de largo y un ancho máximo de 400m.<br />

Ruiz et al. (1993) distingu<strong>en</strong> cuatro facies graníticas <strong>en</strong> <strong>esta</strong> zona. La facies granítica<br />

predominante corresponde a si<strong>en</strong>o y monzogranitos aflorantes <strong>en</strong> el sector medio de<br />

la quebrada Rodeo de Los Funes. Consiste <strong>en</strong> una roca de color rojizo, grano medio y<br />

textura inequigranular. Al microscopio se determinó alteración hidrotermal (sericitización y<br />

caolinitización) del tipo pervasiva selectiva de int<strong>en</strong>sidad débil.<br />

La segunda facies granítica es un monzogranito que aflora <strong>en</strong> pequeña proporción <strong>en</strong> el<br />

sector medio y sur de la quebrada Rodeo de Los Funes. Es una roca de color rosado claro,<br />

grano medio y textura inequigranular. La alteración hidrotermal es muy escasa, solo algo de<br />

sericitización <strong>en</strong> los c<strong>en</strong>tros de algunas plagioclasas.<br />

La tercera facies es un monzogranito que aflora al sureste de la quebrada Rodeo de Los<br />

Funes. Corresponde a una roca de color rosado claro y de grano muy fino (granito aplítico). La<br />

alteración hidrotermal, avanzada, es principalm<strong>en</strong>te muscovitización.<br />

La última facies aflora <strong>en</strong> un sector reducido sobre la marg<strong>en</strong> izquierda del sector sur<br />

de la quebrada Rodeo de Los Funes. Es una roca de color gris claro y de grano medio. La<br />

alteración se restringe a sericitización y caolinitización <strong>en</strong> las plagioclasas.<br />

Ruiz et al. (1993) defin<strong>en</strong> que el granito Rodeo de Los Funes, <strong>en</strong> sus difer<strong>en</strong>tes facies,<br />

ha sufrido procesos de alteración hipogénica, observando también alteración supergénica<br />

sobreimpu<strong>esta</strong>. La primera correspondería a la acción de fluidos hidrotermales de composición<br />

ácida, con gran participación de volátiles.<br />

Las rocas graníticas están atravesadas por vetas de cuarzo lechoso portadoras de óxidos<br />

de hierro cuyos espesores no superan los 30 cm. Se observa que existe mayor d<strong>en</strong>sidad de<br />

vetas <strong>en</strong> las quebradas ubicadas <strong>en</strong> el norte y sur del cuerpo granítico. Al parecer ti<strong>en</strong><strong>en</strong> rumbo


MAS et Al.<br />

predominante NO-SE, aunque no se pudo medir su corrida debido a la espesa cobertura<br />

vegetal. En las salbandas de las vetas se observan fajas de mayor alteración cuyos espesores<br />

varían de 0,2 a 3 cm, compu<strong>esta</strong>s mineralógicam<strong>en</strong>te por muscovita, cuarzo y óxidos de hierro.<br />

Debido a la int<strong>en</strong>sa alteración supergénica, <strong>en</strong> las vetas de cuarzo se observan sólo óxidos<br />

de hierro y limonitas. Difractogramas de rayos X indican pres<strong>en</strong>cia de hematita y goethita,<br />

<strong>en</strong>contrándose algunos valores que evid<strong>en</strong>ciarían la pres<strong>en</strong>cia de arcilla (montmorillonita o<br />

clorita ferrífera?) y de moscovita (Ruiz et al., 1993).<br />

Formación La Yesera. Constituida por sedim<strong>en</strong>titas contin<strong>en</strong>tales de edad cretácica<br />

(Reyes y Salfity, 1973). Esta unidad, a nivel regional, rodea por el oeste, sur y este el basam<strong>en</strong>to<br />

metamórfico de la sierra aunque <strong>en</strong> el área estudiada existe sólo un reducido aflorami<strong>en</strong>to <strong>en</strong><br />

el límite occid<strong>en</strong>tal del granito (Figura 1). Está compu<strong>esta</strong> principalm<strong>en</strong>te por ar<strong>en</strong>iscas rojas<br />

y friables cuya base es una brecha rojiza con clastos angulosos de filitas y cuarzo, con una<br />

matriz ar<strong>en</strong>osa de color rojo. La estratificación está poco marcada <strong>en</strong> bancos de más de 1 m<br />

de espesor. Ti<strong>en</strong><strong>en</strong> un rumbo submeridiano y suaves buzami<strong>en</strong>tos al este y oeste.<br />

Petrografía y Termometría de las Inclusiones fluidas<br />

Bajo microscopio petrográfico se pudo observar que el cuarzo pres<strong>en</strong>ta gran cantidad de<br />

inclusiones. De acuerdo a las fases pres<strong>en</strong>tes a temperatura ambi<strong>en</strong>te y durante las experi<strong>en</strong>cias<br />

de termometría, se determinaron dos tipos de inclusiones fluidas, acuosas (H 2 O) y acuosas<br />

con dióxido de carbono (H 2 O – CO 2 ):<br />

incLusiones biFásicas acuosas (L>V). En las que la fase acuosa (L) es más abundante<br />

que la gaseosa (V). Son las más abundantes. Su forma es alargada o facetada, g<strong>en</strong>eralm<strong>en</strong>te de<br />

sección hexagonal o rómbica. Constituy<strong>en</strong> el 80% aproximadam<strong>en</strong>te de las IF observadas. La<br />

relación de volum<strong>en</strong> L:V varía <strong>en</strong>tre 7:3 a 8:2 y el tamaño <strong>en</strong>tre 8 y 15µm, excepcionalm<strong>en</strong>te<br />

20µm. De acuerdo a sus características petrográficas se han dividido <strong>en</strong> dos poblaciones:<br />

1- Inclusiones de naturaleza acuosa, de tamaño pequeño a medio, distribuidas de modo<br />

relativam<strong>en</strong>te homogéneo <strong>en</strong> toda la muestra. La salinidad del fluido, determinada por la<br />

depresión del punto de congelami<strong>en</strong>to del hielo (<strong>en</strong>tre -5 y -7ºC), varía <strong>en</strong>tre 7,8 y 10,5 %<br />

de ClNa eq. Por cal<strong>en</strong>tami<strong>en</strong>to <strong>esta</strong>s inclusiones homog<strong>en</strong>eizan a fase líquida a temperaturas<br />

que varían <strong>en</strong>tre 248º y 265ºC, con escasa dispersión. Las fotomicrografías de las Figuras 2A y<br />

2B muestran ejemplos de las inclusiones m<strong>en</strong>cionadas. Si bi<strong>en</strong> ti<strong>en</strong><strong>en</strong> una amplia distribución<br />

<strong>en</strong> la muestra no se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran directam<strong>en</strong>te vinculadas a planos sellados, por lo que se<br />

consideran de carácter seudosecundario.<br />

2- Inclusiones secundarias pequeñas, conc<strong>en</strong>tradas <strong>en</strong> planos sellados que cortan las<br />

muestras <strong>en</strong> distintas direcciones. Se consideran inclusiones secundarias.<br />

incLusiones triFásicas Líquidas (H 2 o+co 2 Liq.+co 2 Vap.) a temperatura ambi<strong>en</strong>te.<br />

Repres<strong>en</strong>tan aproximadam<strong>en</strong>te <strong>en</strong>tre el 10 y el 20% del total de las inclusiones analizadas. La<br />

relación de volum<strong>en</strong> H 2 O:CO 2 varía <strong>en</strong>tre 7:3 a 6:4. Son de forma irregular a redondeada y<br />

su tamaño es de 15 a 20 µm aproximadam<strong>en</strong>te (Figura 3). La salinidad del fluido varía <strong>en</strong>tre<br />

7 y 4% de ClNa eq. Las IF ti<strong>en</strong><strong>en</strong> temperaturas de homog<strong>en</strong>eización dispersas, <strong>en</strong>tre 185º y<br />

345ºC, pero la mayoría se conc<strong>en</strong>tran <strong>en</strong>tre 240º y 320ºC.<br />

La abundancia de este último tipo de inclusiones y la exacta relación <strong>en</strong>tre<br />

primarias:secundarias es difícil de precisar porque varias de las inclusiones consideradas<br />

primarias a temperatura ambi<strong>en</strong>te separaron una segunda fase gaseosa durante el <strong>en</strong>friami<strong>en</strong>to,<br />

y <strong>en</strong> otras, si bi<strong>en</strong> no se observó la formación de la 2º burbuja, fue muy clara la formación<br />

89


90<br />

IncluSIoneS fluIdAS de lAS vetAS de cuArzo <strong>en</strong> el grAnIto rodeo de loS funeS, tucuMán<br />

Figura 2. A) Fotomicrografía de una sección con numerosas inclusiones bifásicas y trifásicas coplanares. B) Imag<strong>en</strong><br />

ampliada de la anterior.<br />

Figura 3. Fotomicrografía de una inclusión trifásica. Las imág<strong>en</strong>es de la derecha muestran dos mom<strong>en</strong>tos de la<br />

homog<strong>en</strong>eización a fase acuosa, a 321º y 425ºC de temperatura respectivam<strong>en</strong>te.<br />

Figura 4. Secu<strong>en</strong>cia de fotomicrografías sobre una inclusión bifásica a temperatura ambi<strong>en</strong>te que separó una fase de<br />

CO2 durante el congelami<strong>en</strong>to. Este gas no cond<strong>en</strong>sable g<strong>en</strong>eró una película de hidrato sobre la burbuja de vapor,<br />

cuya pres<strong>en</strong>cia fue observable hasta los 8.1ºC. La homog<strong>en</strong>eización total de la inclusión se produjo a 381ºC a fase<br />

acuosa líquida.


MAS et Al.<br />

del hidrato de CO 2 y su descongelami<strong>en</strong>to a aproximadam<strong>en</strong>te 8ºC. La Figura 4 muestra una<br />

secu<strong>en</strong>cia de fotomicrografías tomadas a una inclusión con <strong>esta</strong>s características.<br />

Discusión y conclusiones<br />

Investigaciones anteriores (Ruiz et al., 1993) permitieron definir las características<br />

petrológicas y geoquímicas del cuerpo granítico Rodeo de Los Funes el cual está constituido<br />

por cuatro facies. El análisis modal de las mismas las clasifica como si<strong>en</strong>ogranitos y<br />

monzogranitos. Asimismo, reconocieron una alteración hidrotermal vinculada con procesos<br />

de albitización y formación de fajas de mayor alteración <strong>en</strong> las salbandas de las vetas de cuarzo<br />

emplazadas <strong>en</strong> las rocas graníticas. El cuarzo de las vetas conti<strong>en</strong>e numerosas inclusiones<br />

fluidas las cuales han sido estudiadas <strong>en</strong> la pres<strong>en</strong>te contribución.<br />

Los resultados del estudio de las inclusiones fluidas ha permitido determinar condiciones<br />

de baja a moderada salinidad (frecu<strong>en</strong>tem<strong>en</strong>te m<strong>en</strong>or de 10% de ClNa eq.), con ubicua<br />

pres<strong>en</strong>cia de CO 2 , inmiscibilidad <strong>en</strong>tre fluidos ricos <strong>en</strong> H 2 O y <strong>en</strong> CO 2 y efervesc<strong>en</strong>cia del<br />

CO 2 <strong>en</strong> este depósito. Estas características, salinidades bajas a moderadas, ubicua pres<strong>en</strong>cia<br />

de CO 2 e inmiscibilidad <strong>en</strong>tre los fluidos ricos <strong>en</strong> CO 2 y <strong>en</strong> H 2 O resultan distintivas <strong>en</strong> los<br />

d<strong>en</strong>ominados depósitos mesotermales de oro, (Lattanzi, 1995) si bi<strong>en</strong> las mismas pued<strong>en</strong><br />

<strong>en</strong>contrarse también <strong>en</strong> otros ambi<strong>en</strong>tes. Asimismo Jiang N<strong>en</strong>g et al. (1999) propon<strong>en</strong> que<br />

los fluidos de composición CO 2 -H 2 O de los <strong>esta</strong>dios I y II de los cuatro yacimi<strong>en</strong>tos de su<br />

estudio probablem<strong>en</strong>te prov<strong>en</strong>ían de una fu<strong>en</strong>te magmática, producto de la devolatizaciòn<br />

de granitoides, resultando el oro depositado durante la caída de la presión y temperatura que<br />

acompaña la inmiscibilidad.<br />

Asimismo <strong>en</strong> estos depósitos las Th suel<strong>en</strong> t<strong>en</strong>er una dispersión muy importante<br />

pero <strong>en</strong> su mayoría se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran <strong>en</strong>tre 200º y 350º, aunque <strong>esta</strong> temperatura puede ser<br />

apreciablem<strong>en</strong>te difer<strong>en</strong>te de la Tt. En cuanto al orig<strong>en</strong> de los fluidos, existe <strong>en</strong> la literatura un<br />

considerable debate acerca de su carácter <strong>en</strong>tre predominantem<strong>en</strong>te metamórfico, meteórico<br />

o magmático, si bi<strong>en</strong> se considera que la historia de los mismos puede ser muy compleja.<br />

Entre otros autores puede m<strong>en</strong>cionarse a Jiang N<strong>en</strong>g et al. (1999), qui<strong>en</strong>es <strong>en</strong> su estudio sobre<br />

los yacimi<strong>en</strong>tos del distrito de Xiaoqinling, <strong>en</strong> las Provincias de Shaanxi y H<strong>en</strong>an indican<br />

que la coexist<strong>en</strong>cia de inclusiones con proporciones variables de CO 2 -H 2 O coexisti<strong>en</strong>do<br />

con inclusiones primarias acuosas puede interpretarse como producto del <strong>en</strong>trampami<strong>en</strong>to<br />

de fluidos heterogéneos por la desmezcla de un fluido par<strong>en</strong>tal inicialm<strong>en</strong>te homogéneo<br />

derivado de una fu<strong>en</strong>te probablem<strong>en</strong>te magmática y g<strong>en</strong>erado por la devolatilización de<br />

granitoides. Según dichos autores la mineralización resultante se produjo principalm<strong>en</strong>te por<br />

el desc<strong>en</strong>so de la presión y la temperatura que acompañó la inmiscibilidad.<br />

En base a las relaciones de campo se puede considerar que estos fluidos hidrotermales<br />

de medianas a altas temperaturas <strong>esta</strong>rían vinculados g<strong>en</strong>éticam<strong>en</strong>te con el granito portador<br />

de las vetas de cuarzo. Se concluye que las vetas de cuarzo se formaron durante la etapa<br />

magmática hidrotermal tardía g<strong>en</strong>éticam<strong>en</strong>te relacionada con el granito Rodeo del Los Funes.<br />

La pres<strong>en</strong>cia de un cuerpo granítico con alteración e inclusiones fluidas de las características<br />

ya apuntadas motiva la profundización de estudios <strong>en</strong> este sector de la geografía tucumana <strong>en</strong> la<br />

búsqueda de mineralización de importancia económica.<br />

91


92<br />

IncluSIoneS fluIdAS de lAS vetAS de cuArzo <strong>en</strong> el grAnIto rodeo de loS funeS, tucuMán<br />

Agradecimi<strong>en</strong>tos<br />

Los autores agradec<strong>en</strong> a la Universidad Nacional del Sur, a la Universidad Nacional de<br />

Tucumán y al CONICET por haber brindado los medios para la realización de este trabajo.<br />

Bibliografía<br />

Aceñolaza, F.G. y Aceñolaza, G.F. 2005. La Formación Puncoviscana y unidades estratigráficas vinculadas <strong>en</strong> el<br />

Neoproterozoico Cámbrico Temprano del Noroeste arg<strong>en</strong>tino. Latin American Journal of Sedim<strong>en</strong>tology and<br />

basin analysis, 12: 65-87.<br />

Alderete, 1989. Unidades Fisiográficas. En: M. Gianfrancisco, M.E. Puchulu, J. Durango y G. Aceñolaza (Eds.),<br />

Geología de Tucumán. Colegio de Graduados <strong>en</strong> Ci<strong>en</strong>cias Geológicas de Tucumán, 29-40.<br />

Bossi, G.E. 1969. Geología y Estratigrafía del Sector Sur del Valle de Choromoro. Acta Geológica Lilloana, 10:<br />

17-64.<br />

Cetrangolo, Z. 1938. Rocas Magmáticas de la Sierra de La Ramada. Cuadernos de Mineralogía y Geología, 1: 228-<br />

233.<br />

Cetrangolo, Z. 1939. Rocas magmáticas de la Sierra de La Ramada (parte 2). Cuadernos de Mineralogía y Geología,<br />

2: 110-117.<br />

Lattanzi, P. 1994. Fluids in ore deposits. En: B. De Vivo y M.L. Frezzotti (Eds.), Fluid inclusions in minerals:<br />

methods and applications. Short course of the working group (MA) “Inclusions in Minerals” Virginia Tech.<br />

Mon, R. 1971. Estructura Geológica del Extremo Austral de las Sierras Subandinas, Provincias de Salta y Tucumán,<br />

República Arg<strong>en</strong>tina. Revista de la Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina, 26: 209-220.<br />

Jiang N<strong>en</strong>g, Xu Jiuhua y Song Mianxin, 1999. Fluid inclusion characteristics of mesothermal gold deposits in the<br />

Xiaoqinling district, Shaanxi and H<strong>en</strong>an Provinces, People’s Republic of China. Mineralium Deposita, 34: 150-<br />

162.<br />

Peirano, A. 1938. Otras noticias sobre la Sierra de La Ramada. Cuadernos de Mineralogía y Geología, 1: 225-227.<br />

Peirano, A. 1944. Estudio geológico de la Sierra de La Ramada con algunas consideraciones preliminares sobre la<br />

estratigrafía tucumana. Cuadernos de Mineralogía y Geología, 3: 177-209.<br />

Reyes, O. y Salfity, J. 1973. Consideraciones sobre la estratigrafía del Cretácico (Subgrupo Pirgua) del Noroeste<br />

Arg<strong>en</strong>tino. V Congreso Geológico Arg<strong>en</strong>tino, Carlos Paz (Córdoba), Actas 3: 354-385.<br />

Rolleri, E.O. 1976. Sistema de Santa Bárbara. VI Congreso Geológico Arg<strong>en</strong>tino, Bahía Blanca, Actas 1: 240-255.<br />

Ruiz, D.L., Avila, J.C. y Fogliata, A.S. 1993. Pres<strong>en</strong>cia de alteración hidrotermal <strong>en</strong> las rocas graníticas de la sierra<br />

de La Ramada, provincia de Tucumán, su implicancia metalog<strong>en</strong>ética. XII Congreso Geológico Arg<strong>en</strong>tino,<br />

M<strong>en</strong>doza, Actas 5: 195-201.<br />

Ruiz, D.L., Avila, J.C. y Lazarte J.E. 2005 Las rocas magmáticas de la Sierra de La Ramada, Tucumán. Serie<br />

Monográfica y Didáctica, 45: 107.<br />

Tourey, J.C. 1968. Recherches Geochemiques sur les inclusions a CO2 liquide. Bulletin Société Française Minéralogie<br />

et Cristallographie, 91: 367-382.<br />

Recibido: 9 de noviembre de 2011<br />

Aceptado: 20 de diciembre de 2011


Serie Correlación Geológica, 28 (2): 93-106<br />

Aportes MAFFINI al Magmatismo et Al. y Metalogénesis Asociada II Tucumán, 2012 - ISSN 1514-4186 - ISSN <strong>en</strong> línea 1666-9479<br />

93<br />

Vetas mesotermales de Pb-Zn-Ag-Au emplazadas<br />

al este del Batolito Cerro Áspero, Sierra de<br />

Comechingones, Córdoba<br />

María Natalia MAFFINI 1,2 , Jorge E. CONIGLIO 2 , Manuel DEMARTIS 1,2 , Fernando J.<br />

D’ERAMO 1,2 , Lucio P. PINOTTI 1,2 , Ignacio BIN 2 y Hugo A. PETRELLI 2<br />

Resum<strong>en</strong>: En este trabajo se pres<strong>en</strong>ta un modelo descriptivo de vetas mesotermales portadoras de Pb-Zn-<br />

Ag-Au hospedadas <strong>en</strong> milonitas de la Faja de Cizalla Guacha Corral (FCGC) a ~2 km al este del Batolito Cerro<br />

Áspero (BCA) <strong>en</strong> la Sierra de Comechingones, Córdoba. Las mineralizaciones conforman cuerpos tabulares de<br />

alto buzami<strong>en</strong>to, con un control estructural marcado y un desarrollo longitudinal discontinuo <strong>en</strong> dirección NO-SE<br />

que alcanza los 8 km. Las vetas mayores pose<strong>en</strong> pot<strong>en</strong>cias <strong>en</strong>tre 0,2 y 1 m y se asocian con vetillas m<strong>en</strong>ores que<br />

defin<strong>en</strong> diversos juegos secundarios. Están compu<strong>esta</strong>s principalm<strong>en</strong>te de cuarzo que es portador de una variedad<br />

de sulfuros, óxidos y carbonatos, tanto de orig<strong>en</strong> hipogénico como supergénico. Los mayores t<strong>en</strong>ores de metales<br />

preciosos se registraron <strong>en</strong> las zonas de oxidación de los depósitos, con valores <strong>en</strong>tre 1,63-3,57 g/t de Au y 149–<br />

216 g/t de Ag. La alteración hidrotermal de las rocas de caja es común y <strong>en</strong> sectores muy desarrollada. Consiste<br />

principalm<strong>en</strong>te de sericitización p<strong>en</strong>etrativa y hematización de moderada a fuerte int<strong>en</strong>sidad que se desarrolla <strong>en</strong><br />

v<strong>en</strong>illas t<strong>en</strong>sionales. Subordinadam<strong>en</strong>te ocurr<strong>en</strong> silicificación y carbonatación. Las relaciones de campo, evid<strong>en</strong>cias<br />

estructurales, microestructurales y petrográficas sugier<strong>en</strong> que el emplazami<strong>en</strong>to de estos depósitos ha ocurrido<br />

posteriorm<strong>en</strong>te a la última fase de deformación de la FCGC, bajo un regim<strong>en</strong> de cizalla simple. La vinculación de<br />

las mineralizaciones con el BCA no ha podido <strong>esta</strong>blecerse aún <strong>en</strong> este modelo descriptivo. Los estudios a futuro<br />

están principalm<strong>en</strong>te ori<strong>en</strong>tados a determinar la influ<strong>en</strong>cia del magmatismo devónico como un posible metalotecto<br />

de las mineralizaciones.<br />

Abstract: MesotherMal Pb-Zn-ag-au veins eMPlaced east of the cerro ÁsPero batholith, sierra de<br />

coMechingones, córdoba. This paper pres<strong>en</strong>ts a descriptive model of mesothermal Pb-Zn-Ag-Au veins hosted<br />

in mylonitic rocks of the Guacha Corral shear zone, located ~2 km east of the Cerro Aspero Batholith (BCA) in<br />

the Sierra de Comechingones, Córdoba. The mineralization occurs as steep-dipping tabular veins with a marked<br />

structural control and discontinuous longitudinal developm<strong>en</strong>t in a NW-SE direction reaching 8 km. The major<br />

veins are 0,2-1 m thick and are associated with profuse veinlets. They consist mainly of quartz containing a variety<br />

of sulfides, oxides and carbonates, of both hypog<strong>en</strong>e and superg<strong>en</strong>e origin. The largest t<strong>en</strong>ors of precious metals<br />

were found in the oxidation zones of the deposits, with values ranging from 1.63 to 3.57 g/t Au and 149 to 216<br />

g/t Ag. Hydrothermal alteration of the host rocks is common and highly developed in many areas around the<br />

veins. It mainly consists of p<strong>en</strong>etrative sericitization and moderate to strong hematization that develops in t<strong>en</strong>sion<br />

veins. Silicification and carbonation occur subordinately. Field relations, structural evid<strong>en</strong>ces and microstructural and<br />

petrographic analysis suggest that the emplacem<strong>en</strong>t of these deposits occurred after the last deformation phase of<br />

the Guacha Corral Shear Zone, under a simple shear deformation condition. The relations betwe<strong>en</strong> the Pb-Zn-Ag-<br />

Au deposits and the BCA has not be<strong>en</strong> completely <strong>esta</strong>blished. Curr<strong>en</strong>t research is mainly aimed at determining the<br />

influ<strong>en</strong>ce of devonian magmatism as a possible mineralization metallotect.<br />

Palabras clave: Vetas mesotermales. Control estructural. Metales preciosos. Faja de Cizalla Guacha Corral.<br />

Sierra de Comechingones.<br />

Key words: Mesothermal veins. Structural control. Precious metals. Guacha Corral shear zone. Sierra de<br />

Comechingones.<br />

1) Consejo Nacional de Investigaciones Ci<strong>en</strong>tíficas y Técnicas (CONICET), Arg<strong>en</strong>tina<br />

E-mail: nmaffini@exa.unrc.edu.ar; mdemartis@exa.unrc.edu.ar; fjderamo@exa.unrc.edu.ar; lpinotti@exa.unrc.edu.ar<br />

2) Departam<strong>en</strong>to de Geología, Universidad Nacional de Río Cuarto. Ruta Nac. 36–Km 601. Código Postal 5804.<br />

E-mail: jconiglio@exa.unrc.edu.ar; nachobin89@hotmail.com; hpetrelli@exa.unrc.edu.ar


94<br />

Introducción<br />

VetAs MesoterMAles de Pb-ZN-Ag-Au, sIerrA de CoMeChINgoNes, CórdobA<br />

Las investigaciones llevadas a cabo <strong>en</strong> los últimos años respecto de las relaciones <strong>en</strong>tre<br />

tectónica regional, transporte y emplazami<strong>en</strong>to de magmas graníticos, han permitido avanzar<br />

<strong>en</strong> la compr<strong>en</strong>sión de la evolución geológica de los cinturones orogénicos, involucrados<br />

también los aspectos metalog<strong>en</strong>éticos. En diversos ambi<strong>en</strong>tes tectónicos existe una<br />

asociación espacial <strong>en</strong>tre procesos de asc<strong>en</strong>so y emplazami<strong>en</strong>to de magmas y zonas de<br />

deformación dúctil - frágil (Ingram y Hutton, 1994; Brown y Solar, 1998; Druguet y Hutton,<br />

1998). Las fajas de deformación como zonas conc<strong>en</strong>tradoras de los procesos de transfer<strong>en</strong>cia<br />

de masas <strong>en</strong> la corteza, constituy<strong>en</strong> importantes metalotectos que favorec<strong>en</strong> la ocurr<strong>en</strong>cia<br />

y el emplazami<strong>en</strong>to de variados depósitos minerales, <strong>en</strong>tre los que se d<strong>esta</strong>can las vetas<br />

mesotermales de Au (Zappettini, 1999), d<strong>en</strong>ominadas por algunos autores depósitos tipo<br />

Lode (Nesbitt et al., 1986; Bierlein y Crowe, 2000; Skirrow et al., 2000). En Arg<strong>en</strong>tina, <strong>en</strong> el<br />

ámbito de las Sierras Pampeanas Ori<strong>en</strong>tales, afloran importantes fajas de cizalla famatinianas<br />

(Martino, 2003; Fagiano et al., 2004; Fagiano, 2007) que hospedan este estilo de mineralización<br />

como así también numerosos depósitos polimetálicos (W, Ag, Pb, Zn, Au, Cu, Bi, Mo, Be,<br />

Sb, U, Ta, As) que ocurr<strong>en</strong> próximos a granitoides. En g<strong>en</strong>eral conforman varios distritos<br />

ubicados principalm<strong>en</strong>te <strong>en</strong> las provincias de Córdoba, San Luis y La Rioja, sin embargo <strong>en</strong><br />

muchos casos no exist<strong>en</strong> estudios precisos que demuestr<strong>en</strong> un vínculo g<strong>en</strong>ético <strong>en</strong>tre las<br />

mineralizaciones y los granitoides. En el pres<strong>en</strong>te trabajo se expon<strong>en</strong> los primeros resultados<br />

de un estudio geológico-metalog<strong>en</strong>ético de vetas portadoras de Pb-Zn-Ag-Au que afloran<br />

<strong>en</strong> el sector c<strong>en</strong>tral de la Sierra de Comechingones (porción más austral de las Sierras de<br />

Córdoba), <strong>en</strong> el ámbito de la Faja de Cizalla Guacha Corral (FCGC) a ~2 km al este del<br />

Batolito Cerro Áspero (BCA) de edad devónica (Figura 1).<br />

Se ha elaborado la cartografía geológica-metalog<strong>en</strong>ética y se ha realizado la descripción<br />

petro-estructural y mineralógica de los depósitos, compr<strong>en</strong>di<strong>en</strong>do un área de ~40 km 2 <strong>en</strong> los<br />

alrededores del campo Las Guindas, propiedad de la Universidad Nacional de Río Cuarto<br />

(UNRC). Esta contribución constituye un aporte inédito a la metalogénesis de metales base<br />

y preciosos de la Sierra de Comechingones. Actualm<strong>en</strong>te se están llevando a cabo estudios<br />

específicos mineralógicos, de química mineral, isótopos <strong>esta</strong>bles e inclusiones fluidas que<br />

permitirán determinar a futuro las características físico-químicas de los fluidos hidrotermales<br />

formadores de las m<strong>en</strong>as, como así también estudios geocronológicos que permitirán vincular<br />

<strong>esta</strong>s mineralizaciones con la evolución geológica-metalog<strong>en</strong>ética de las Sierras Pampeanas.<br />

Reseña geológica-metalog<strong>en</strong>ética regional<br />

Las rocas cristalinas de las Sierras Pampeanas Ori<strong>en</strong>tales han evolucionado durante tres<br />

ev<strong>en</strong>tos orogénicos distintos desde el Eopaleozoico (Otam<strong>en</strong>di et al., 2004): La Orog<strong>en</strong>ia<br />

Pampeana, que alcanzó su punto máximo <strong>en</strong> el Cámbrico Temprano, dio lugar a la formación<br />

de diversos macizos migmáticos como resultado de un ext<strong>en</strong>so metamorfismo regional,<br />

fusión parcial y una constante actividad tectónica. La Orog<strong>en</strong>ia Famatiniana, iniciada <strong>en</strong> el<br />

Ordovícico, causó la retrogradación de las paragénesis metamórficas y la readaptación textural<br />

de las secu<strong>en</strong>cias cámbricas <strong>en</strong> un ambi<strong>en</strong>te cortical dúctil. La expresión más repres<strong>en</strong>tativa<br />

de este ev<strong>en</strong>to <strong>en</strong> las Sierras de Córdoba son las fajas de cizalla, que constituy<strong>en</strong> ext<strong>en</strong>sos<br />

aflorami<strong>en</strong>tos de rocas miloníticas. En los períodos post-famatinianos la perturbación<br />

de la corteza derivó <strong>en</strong> un magmatismo granítico y las secu<strong>en</strong>cias cristalinas pampeanas


MAFFINI et Al.<br />

Figura 1. Mapa simplificado de las Sierras de Córdoba con la ubicación del área de estudio y de los principales<br />

distritos pegmatíticos y de vetas mesotermales de Au y polimetálicas.<br />

95


96<br />

VetAs MesoterMAles de Pb-ZN-Ag-Au, sIerrA de CoMeChINgoNes, CórdobA<br />

y famatinianas fueron intruidas por plutones monzograníticos principalm<strong>en</strong>te de edad<br />

devónica (Rapela et al., 1998; Pinotti et al, 2002 y 2006;). Algunos autores (e.g. Sims et al.,<br />

1998) defin<strong>en</strong> a este período como Ciclo Achaliano.<br />

Los depósitos vinculados con la Orog<strong>en</strong>ia Famatiniana <strong>en</strong> las Sierras Pampeanas incluy<strong>en</strong><br />

diversos distritos pegmatíticos que fueron asignados por Galliski (1994) a la Provincia<br />

Pegmatítica Pampeana. En la Sierra de Comechingones afloran numerosas pegmatitas<br />

emplazadas <strong>en</strong> rocas miloníticas de la FCGC que conforman el Distrito Pegmatítico<br />

Comechingones (DPC; Figura 1) (Galliski, 1999). Demartis (2010) difer<strong>en</strong>ció dos tipos de<br />

pegmatitas para el sector sur de este distrito: pegmatitas zonadas portadoras de mineralizaciones<br />

de Be–Nb–Ta–P–U y pegmatitas no zonadas ricas <strong>en</strong> cuarzo. El emplazami<strong>en</strong>to de ambas<br />

tipologías ha ocurrido de manera sin-cinemática con la deformación de la FCGC, que posee<br />

una mecánica compresiva inversa (Demartis et al., 2011). Esta faja de cizalla se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tra<br />

intruida por el BCA, cuya metalogénesis fue docum<strong>en</strong>tada por Coniglio (2006). Este<br />

autor id<strong>en</strong>tificó para la etapa sinbatolítica mineralizaciones de W-Mo-F asociadas espacial<br />

y g<strong>en</strong>éticam<strong>en</strong>te con las etapas tardías del magmatismo. Dichos depósitos se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran<br />

agrupados al norte del BCA y conforman el Distrito Minero Cerro Áspero (Figura 1). Por<br />

otro lado, de acuerdo a Skirrow et al. (2000) los principales depósitos de Au y polimetálicos de<br />

las Sierras Pampeanas Ori<strong>en</strong>tales son el producto de una época metalog<strong>en</strong>ética desarrollada<br />

<strong>en</strong>tre los ~390 y ~360 Ma, al iniciarse la Orog<strong>en</strong>ia Achaliana. Atribuy<strong>en</strong> a <strong>esta</strong> época la<br />

depositación de vetas de Au <strong>en</strong> los distritos Candelaria y San Ignacio (Sierra Grande de<br />

Córdoba) y <strong>en</strong> El Abra (Sierra de Las Minas, La Rioja), de Pb-Ag-Zn <strong>en</strong> los distritos El<br />

Guaico y La Arg<strong>en</strong>tina (Sierra Grande de Córdoba) y de W <strong>en</strong> el distrito Agua de Ramón<br />

(Sierra Grande de Córdoba) (Figura 1). Haeberlin et al. (2002) y Mutti et al. (2007) ext<strong>en</strong>dieron<br />

este período mineralizante <strong>en</strong>tre los ~385 y ~290 Ma, correspondi<strong>en</strong>te al Devónico Medio-<br />

Carbonífero Tardío. La mayor parte de estos depósitos se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran hospedados <strong>en</strong> zonas<br />

de cizalla dúctil-frágil y pres<strong>en</strong>tan como principales metalotectos vetas de cuarzo con un<br />

marcado control estructural, con máximos de frecu<strong>en</strong>cia <strong>en</strong> las direcciones NO-SE y NE-<br />

SO. Para la Sierra de Comechingones, <strong>en</strong> el sur de Córdoba, exist<strong>en</strong> escasos anteced<strong>en</strong>tes<br />

de este estilo de mineralizaciones, pudi<strong>en</strong>do citarse los aportes de Estrella (1984) sobre la<br />

mina Natacha, Lapidus y Fernández Lima (1953) y Mutti y Di Marco (1999) sobre el Distrito<br />

Piedra Blanca (Figura 1).<br />

Geología del área de estudio<br />

Las vetas portadoras de Pb-Zn-Ag-Au se emplazan <strong>en</strong> rocas miloníticas de la FCGC,<br />

que <strong>en</strong> este sector de la Sierra de Comechingones pres<strong>en</strong>ta una ori<strong>en</strong>tación N-S y un ancho<br />

máximo aproximado de 4 km (Figura 2). Esta faja de deformación limita hacia el este con<br />

el Complejo Monte Guazú de edad cámbrica, constituido principalm<strong>en</strong>te por migmatitas<br />

estromatíticas con m<strong>en</strong>or participación de núcleos diatexíticos, anfibolitas y gneises biotítico<br />

granatíferos. Fagiano et al. (2004) definieron <strong>en</strong> el área de estudio un límite transicional <strong>en</strong>tre la<br />

FCGC y el Complejo Monte Guazú, pudiéndose observar <strong>en</strong> diversos sectores la alternancia<br />

de discretas bandas o filetes miloníticos con las rocas migmáticas (Figura 2). La actividad<br />

de la FCGC le imprime a las rocas del basam<strong>en</strong>to una foliación milonítica p<strong>en</strong>etrativa a<br />

escala regional que se caracteriza por pres<strong>en</strong>tar un patrón anastomosado, cuyo rumbo más<br />

frecu<strong>en</strong>te es N350° pudi<strong>en</strong>do variar <strong>en</strong>tre N315° - N335°, con buzami<strong>en</strong>tos de mediano a<br />

alto ángulo hacia el este. Fagiano et al. (2004) y Fagiano (2007) d<strong>en</strong>ominaron S 3 a <strong>esta</strong> foliación


MAFFINI et Al.<br />

y atribuyeron su orig<strong>en</strong> a un ev<strong>en</strong>to metamórfico-deformacional de carácter dinámico que<br />

com<strong>en</strong>zó <strong>en</strong> un dominio de corteza dúctil (M 3a -D 3a ) <strong>esta</strong>bilizado <strong>en</strong> facies de anfibolita<br />

media (Qz+Bt+Sill) y culminó <strong>en</strong> un dominio dúctil-frágil (M 3b -D 3b ) equilibrado <strong>en</strong> facies<br />

de esquistos verdes (Qz+Chl+Ms+Ser). Los principales productos litológicos son rocas de<br />

la serie milonítica (protomilonitas, milonitas y ultramilonitas) que se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran distribuidas<br />

<strong>en</strong> el ámbito de la faja de cizalla y <strong>en</strong> m<strong>en</strong>or medida d<strong>en</strong>tro del macizo migmático. Hacia el<br />

extremo oeste del área de estudio afloran rocas monzograníticas del plutón El Talita, que<br />

corresponde a la unidad de mayores dim<strong>en</strong>siones del BCA (Pinotti et al., 2002). Este cuerpo<br />

ígneo de edad devónica intruye discordantem<strong>en</strong>te a las milonitas de la FCGC, truncando<br />

la foliación milonítica. En proximidades al contacto afloran pot<strong>en</strong>tes bancos de anfibolitas<br />

(Figura 2), g<strong>en</strong>eralm<strong>en</strong>te concordantes con la estructura regional. Hacia el interior de la faja<br />

de deformación y también <strong>en</strong> la unidad migmática las anfibolitas conforman cuerpos aislados<br />

y de m<strong>en</strong>ores dim<strong>en</strong>siones, <strong>en</strong>contrándose interdigitados con las demás litologías. Además<br />

de los depósitos de Pb-Zn-Ag-Au abordados <strong>en</strong> el pres<strong>en</strong>te trabajo, se asocian con este<br />

sector del basam<strong>en</strong>to metamórfico otros estilos de mineralización (Figura 2): 1) pegmatitas<br />

graníticas no zonadas, de morfologías ovoidales a irregulares, dim<strong>en</strong>siones que no superan<br />

los 10 m de largo y 5 m de ancho, emplazadas de manera concordante con la foliación de<br />

las migmatitas del Complejo Monte Guazú; 2) pegmatitas graníticas zonadas, de morfologías<br />

l<strong>en</strong>ticulares a tabulares, dim<strong>en</strong>siones que alcanzan los 100 m de largo y 30 m de ancho,<br />

concordantes con la foliación milonítica de la FCGC; y 3) filones de cuarzo, de morfologías<br />

tabulares, dim<strong>en</strong>siones de hasta 60 m de largo y 8 m de ancho, concordantes con la foliación<br />

milonítica (Maffini, 2010).<br />

Geología de las mineralizaciones de Pb-Zn-Ag-Au<br />

Yac<strong>en</strong>cia Y estructura. Las vetas portadoras de Pb-Zn-Ag-Au conforman cuerpos<br />

tabulares de alto buzami<strong>en</strong>to, con un control estructural bi<strong>en</strong> definido y ori<strong>en</strong>taciones<br />

prefer<strong>en</strong>ciales NO-SE (Figura 2). Pose<strong>en</strong> un desarrollo longitudinal discontinuo que, <strong>en</strong><br />

algunos casos, alcanza los 8 km. La pot<strong>en</strong>cia de las vetas mayores g<strong>en</strong>eralm<strong>en</strong>te no supera<br />

1 m, se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran acompañadas de vetillas m<strong>en</strong>ores que se anastomosan d<strong>en</strong>tro de la<br />

estructura y defin<strong>en</strong> diversos juegos secundarios (Figura 3). Maffini (2010) determinó 7 juegos<br />

estructurales <strong>en</strong> función de sus actitudes espaciales: el juego principal (1) que controla las vetas<br />

mayores y un número importante de vetillas, posee un rumbo de N320° con buzami<strong>en</strong>tos de<br />

alto ángulo (55°-85°) hacia el SO. Los juegos secundarios, de m<strong>en</strong>or frecu<strong>en</strong>cia <strong>esta</strong>dística,<br />

pres<strong>en</strong>tan los sigui<strong>en</strong>tes rumbos y direcciones de buzami<strong>en</strong>to: (2) N315°/NE; (3) N270°/<br />

subvertical; (4) N290°/SO; (5) N330°/SO; (6) N200°/SE; (7) N355°/E. En la región afloran<br />

tres vetas principales, la Figura 4 es un mapa de detalle de un segm<strong>en</strong>to de la veta 1 que es<br />

la de mayor longitud. Si se analizan los datos estructurales repres<strong>en</strong>tados <strong>en</strong> <strong>esta</strong> figura, se<br />

observa la relación de discordancia <strong>en</strong>tre la foliación milonítica (S 3 ) y los distintos juegos<br />

mineralizados. Un rasgo repetitivo <strong>en</strong> la mayoría de los aflorami<strong>en</strong>tos es la exist<strong>en</strong>cia de<br />

fragm<strong>en</strong>tos de roca milonítica incorporados y rotados d<strong>en</strong>tro de las vetas, como así también<br />

frecu<strong>en</strong>tes bifurcaciones de vetillas, inflexiones de las estructuras y deflexiones de la foliación<br />

S 3 <strong>en</strong> proximidades de las vetas.<br />

Mineralogía. El cuarzo es el principal mineral que compone las vetas. Sobre la base<br />

de las relaciones texturales y estructurales observadas, se id<strong>en</strong>tificaron tres tipologías que<br />

claram<strong>en</strong>te se correspond<strong>en</strong> con distintos <strong>esta</strong>dios hipogénicos sucesivos de formación:<br />

97


98<br />

VetAs MesoterMAles de Pb-ZN-Ag-Au, sIerrA de CoMeChINgoNes, CórdobA<br />

Figura 2. Mapa geológico-metalog<strong>en</strong>ético del sector aledaño al campo Las Guindas, Sierra de Comechingones,<br />

Córdoba.<br />

cuarzo blanco lechoso (I) de textura maciza a groseram<strong>en</strong>te bandeada con pres<strong>en</strong>cia de crack<br />

seals y abundantes pátinas de limonita. Cuarzo hialino (II) de textura crustiforme asociado con<br />

sulfuros, óxidos de hierro y carbonatos. Cuarzo gris (III) crustiforme asociado con sulfuros,<br />

óxidos de hierro y carbonatos. Las vetas se compon<strong>en</strong> de las tres variedades descriptas y<br />

sus relaciones de corte evid<strong>en</strong>cian múltiples episodios de reapertura y rell<strong>en</strong>o d<strong>en</strong>tro de<br />

una misma estructura. Los sulfuros hipogénicos id<strong>en</strong>tificados <strong>en</strong> las variedades portadoras<br />

son gal<strong>en</strong>a, calcopirita, pirita, esfalerita y bornita, los cuales se pres<strong>en</strong>tan diseminados o<br />

rell<strong>en</strong>ando cavidades. Hematita y especularita son los óxidos primarios más abundantes<br />

y <strong>en</strong> sectores restringidos se ha observado rutilo. Los principales productos de alteración<br />

supergénica son limonita, malaquita, cerusita, anglesita y covellina. Es <strong>en</strong> el sector de la veta 1<br />

donde la oxidación de los sulfuros de hierro se manifi<strong>esta</strong> con mayor int<strong>en</strong>sidad, dando lugar<br />

a la formación de gossans (Figura 4). Aunque la gal<strong>en</strong>a corresponde al sulfuro más abundante,


MAFFINI et Al.<br />

Figura 3. Sección de aflorami<strong>en</strong>to que evid<strong>en</strong>cia las relaciones <strong>en</strong>tre una veta principal de cuarzo y difer<strong>en</strong>tes juegos<br />

de vetillas (Escala: brújula geológica de 14 cm de largo).<br />

su distribución es irregular pudiéndose <strong>en</strong>contrar zonas de alta conc<strong>en</strong>tración alternando con<br />

zonas estériles a lo largo de toda la estructura.<br />

alteración hidroterMal. Uno de los metalotectos más conspicuos de las<br />

mineralizaciones es la alteración hidrotermal de sus rocas de caja que, <strong>en</strong> algunos casos,<br />

se exti<strong>en</strong>de hasta aproximadam<strong>en</strong>te 10 metros de distancia de las vetas mayores. Consiste<br />

es<strong>en</strong>cialm<strong>en</strong>te de sericitización p<strong>en</strong>etrativa y hematización de moderada a fuerte int<strong>en</strong>sidad<br />

que se manifi<strong>esta</strong> principalm<strong>en</strong>te <strong>en</strong> v<strong>en</strong>illas y grietas t<strong>en</strong>sionales de espesores milimétricos<br />

a c<strong>en</strong>timétricos. En sectores localizados se detectó silicificación y carbonatación a pocos<br />

c<strong>en</strong>tímetros de las vetas, si<strong>en</strong>do la siderita la especie carbonatada <strong>esta</strong>ble. El análisis petrográfico<br />

de las alteraciones hidrotermales permitió id<strong>en</strong>tificar dos g<strong>en</strong>eraciones de sericita. La primera<br />

de ellas (sericita 1) crece tanto <strong>en</strong> espacios intergranulares como <strong>en</strong> espacios intragranulares,<br />

reemplazando a los minerales preexist<strong>en</strong>tes y obliterando las texturas y fábricas miloníticas<br />

originales. En la Figura 5A puede observarse el proceso de sericitización de un cristal de<br />

plagioclasa, que aún conserva relictos del maclado. La segunda g<strong>en</strong>eración de sericita (sericita<br />

2) posee un tamaño más grueso que la anterior y crece siempre de manera radial sobre los<br />

bordes de v<strong>en</strong>illas de hematita (Figura 5B), que frecu<strong>en</strong>tem<strong>en</strong>te se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran rell<strong>en</strong>as de<br />

cristales euhedrales y subhedrales de cuarzo sin signos de deformación ni recristalización.<br />

Ambas g<strong>en</strong>eraciones de sericita hidrotermal se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran a su vez asociadas a un tercer<br />

tipo, de características difer<strong>en</strong>tes, observada <strong>en</strong> la matriz de las rocas miloníticas y también<br />

afectando a algunos porfiroclastos, cuyo orig<strong>en</strong> puede atribuirse a la fase retrógrada (M 3b -<br />

D 3b ) del ev<strong>en</strong>to de metamorfismo dinámico de la FCGC. La transformación de biotita <strong>en</strong><br />

sericita/muscovita implica su desferrización y por lo tanto la liberación de una abundante<br />

99


100<br />

VetAs MesoterMAles de Pb-ZN-Ag-Au, sIerrA de CoMeChINgoNes, CórdobA<br />

Figura 4. Mapa del extremo NO de la veta 1 y proyecciones estereográficas (hemisferio inferior de la red de<br />

Schmidt) mostrando la distribución de los polos de la foliación milonítica (estereograma I) y principales sistemas de<br />

vetas y vetillas de cuarzo (estereograma II).


MAFFINI et Al.<br />

cantidad de óxido de hierro que se pres<strong>en</strong>ta a modo de pequeños trazos o v<strong>en</strong>illas <strong>en</strong> las<br />

superficies de las láminas de biotita y muscovita, y se exti<strong>en</strong>d<strong>en</strong> sigui<strong>en</strong>do la ori<strong>en</strong>tación<br />

de la foliación milonítica. La ocurr<strong>en</strong>cia de sericita hidrotermal reemplazando a las láminas<br />

de muscovita con óxidos (Figura 5C) constituye una evid<strong>en</strong>cia petrográfica importante que<br />

permite inferir que la muscovita retrógrada (g<strong>en</strong>erada por retrogradación de la faja de cizalla)<br />

ya se <strong>en</strong>contraba formada <strong>en</strong> el mom<strong>en</strong>to <strong>en</strong> que com<strong>en</strong>zó la actividad hidrotermal. Por<br />

otro lado, la alteración carbonática se observó sobreimpu<strong>esta</strong> a las alteraciones anteriores.<br />

Los cristales de siderita reemplazan al cuarzo hidrotermal de hábito euhédrico (Figura 5D) y<br />

se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran rell<strong>en</strong>ando v<strong>en</strong>illas que atraviesan sectores de roca previam<strong>en</strong>te sericitizados.<br />

Figura 5. Fotomicrografías de alteraciones hidrotermales. A) Sericitización de plagioclasa. B) V<strong>en</strong>illa cuarzohematítica<br />

con crecimi<strong>en</strong>to radial de sericita sobre sus bordes. C) Alteración sericítica afectando los extremos de<br />

láminas de muscovita retrógrada. D) Cristal euhedral de cuarzo parcialm<strong>en</strong>te reemplazado por siderita.<br />

geoquíMica de Metales preciosos. Se realizaron análisis químicos por metales preciosos<br />

(Au y Ag) <strong>en</strong> 15 muestras correspondi<strong>en</strong>tes a las vetas con mineralización primaria, zonas<br />

de oxidación supergénica y rocas de caja con alteración hidrotermal. La mayor cantidad<br />

de muestras analizadas pert<strong>en</strong>ec<strong>en</strong> al sector de la veta 1. Los estudios se efectuaron <strong>en</strong> los<br />

laboratorios de Assayers Arg<strong>en</strong>tina S.A., M<strong>en</strong>doza. El Au fue determinado mediante el<br />

método combinado Ensayo a Fuego - Absorción Atómica, con LDI: 0,01 ppm y la Ag fue<br />

determinada mediante el método combinado de Ensayo a Fuego y micro-gravimetría con<br />

LDI: 1,0 ppm. Los resultados revelaron que los mayores t<strong>en</strong>ores de Au se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran <strong>en</strong><br />

las zonas de oxidación de los depósitos (gossans), con valores <strong>en</strong>tre 1,63 y 3,57 g/t, mi<strong>en</strong>tras<br />

que las mayores conc<strong>en</strong>traciones de Ag se manif<strong>esta</strong>ron tanto <strong>en</strong> gossans como <strong>en</strong> rocas de<br />

caja proximales a las vetas, con t<strong>en</strong>ores máximos de 149 – 216 g/t. Los estudios preliminares<br />

101


102<br />

VetAs MesoterMAles de Pb-ZN-Ag-Au, sIerrA de CoMeChINgoNes, CórdobA<br />

realizados mediante microscopía de reflexión y microscopía electrónica con EDX no<br />

detectaron la exist<strong>en</strong>cia de minerales de Ag, por lo que probablem<strong>en</strong>te este metal está<br />

hospedado <strong>en</strong> la estructura de la gal<strong>en</strong>a. Actualm<strong>en</strong>te se están profundizando los estudios<br />

químicos y mineralógicos para determinar las fases que conti<strong>en</strong><strong>en</strong> los metales preciosos.<br />

Discusión<br />

Modelo descriptivo. Las mineralizaciones descriptas <strong>en</strong> este estudio constituy<strong>en</strong><br />

un sistema de vetas complejas que evid<strong>en</strong>cian un ev<strong>en</strong>to hidrotermal multiepisódico con<br />

al m<strong>en</strong>os tres fases de apertura y rell<strong>en</strong>o. Los metalotectos estructurales que controlan el<br />

emplazami<strong>en</strong>to de <strong>esta</strong>s mineralizaciones pued<strong>en</strong> correlacionarse con un conjunto de<br />

estructuras regionales NO-SE y NE-SO ampliam<strong>en</strong>te distribuidas <strong>en</strong> el sur de las Sierras<br />

Pampeanas. La pres<strong>en</strong>cia de una zona de deformación dúctil-frágil como ambi<strong>en</strong>te hospedante<br />

de los depósitos, la morfología de las vetas, su estructura interna, texturas, mineralogía y<br />

alteraciones hidrotermales asociadas, son atributos diagnósticos que concuerdan con el<br />

modelo de vetas mesotermales portadoras de Pb-Zn-Ag-Au asociadas con fajas de cizalla<br />

(Zappettini, 1999). Estos depósitos a su vez compart<strong>en</strong> ciertas características con los<br />

d<strong>en</strong>ominados tipo Lode (Nesbitt et al., 1986; Bierlein y Crowe, 2000; Skirrow et al., 2000),<br />

no obstante exist<strong>en</strong> metalotectos de estos depósitos que no fueron observados <strong>en</strong> el área<br />

de estudio. La mayoría de los ejemplos mundiales de depósitos tipo Lode se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran<br />

distribuidos <strong>en</strong> terr<strong>en</strong>os de edad arcaica a fanerozoica, si<strong>en</strong>do esto inconsist<strong>en</strong>te con las rocas<br />

que compon<strong>en</strong> el basam<strong>en</strong>to metamórfico de la Sierra de Comechingones.<br />

vinculación de las Mineralizaciones con la evolución geológica-Metalog<strong>en</strong>ética<br />

de la sierra de coMechingones. Si bi<strong>en</strong> no se cu<strong>en</strong>ta aún con dataciones geocronológicas<br />

que permitan <strong>esta</strong>blecer edades absolutas para las mineralizaciones, sobre la base<br />

de las relaciones de campo observadas es posible esbozar una integración regional de la<br />

metalogénesis para el sector c<strong>en</strong>tro-sur de la Sierra de Comechingones. Las pegmatitas<br />

zonadas y los filones ricos <strong>en</strong> cuarzo aflorantes <strong>en</strong> el área de estudio (Maffini, 2010) son<br />

correlacionables con las definidas por Demartis (2010) <strong>en</strong> el sur del DPC, y se considera que<br />

su emplazami<strong>en</strong>to ha sido controlado por la actividad compresiva de la FCGC (Demartis et<br />

al., 2011). Los rasgos estructurales y microestructurales que fueron descriptos <strong>en</strong> este trabajo<br />

para las mineralizaciones de Pb-Zn-Ag-Au, tales como la ocurr<strong>en</strong>cia de fragm<strong>en</strong>tos de roca<br />

de caja rotados d<strong>en</strong>tro de las vetas, inflexiones de las estructuras, bifurcaciones, texturas<br />

de rell<strong>en</strong>o de espacios, cristales de cuarzo sin signos de deformación, <strong>en</strong>tre otros, no son<br />

consist<strong>en</strong>tes con una mecánica compresional. Las geometrías observadas sugier<strong>en</strong> que el<br />

emplazami<strong>en</strong>to de estos depósitos habría ocurrido bajo un régim<strong>en</strong> de cizalla simple, con<br />

compon<strong>en</strong>te de rumbo predominante. El reemplazo de láminas de muscovita/sericita de<br />

orig<strong>en</strong> retrógrado por sericita de orig<strong>en</strong> hidrotermal, constituye una evid<strong>en</strong>cia petrográfica<br />

importante que indica que la actividad hidrotermal se inició de manera posterior al ev<strong>en</strong>to de<br />

metamorfismo retrógrado M 3b -D 3b de la FCGC, <strong>esta</strong>bilizado <strong>en</strong> facies de esquistos verdes, de<br />

acuerdo a lo definido por Fagiano (2007).<br />

Sobre la base de las numerosas similitudes que exist<strong>en</strong> <strong>en</strong>tre los depósitos del área de<br />

estudio y los depósitos de la mina Natacha ubicados a ~2 km <strong>en</strong> dirección noroeste (Estrella,<br />

1984), se ha definido que todos ellos pert<strong>en</strong>ec<strong>en</strong> a un mismo sistema hidrotermal. Los datos<br />

obt<strong>en</strong>idos <strong>en</strong> <strong>esta</strong> primera instancia de trabajo no resultan sufici<strong>en</strong>tes como para <strong>esta</strong>blecer<br />

relaciones cronológicas relativas <strong>en</strong>tre las mineralizaciones de Pb-Zn-Ag-Au y el BCA, cuya


MAFFINI et Al.<br />

intrusión ha sido tardío a post-cinemática con respecto a la actividad de la FCGC (Pinotti<br />

et al., 2002 y 2006). Los metalotectos estructurales descriptos por Coniglio (2006) para las<br />

mineralizaciones sin-batolíticas del BCA no pose<strong>en</strong> similitudes con los depósitos abordados<br />

<strong>en</strong> este estudio. No obstante, no se descarta que los depósitos mesotermales repres<strong>en</strong>t<strong>en</strong><br />

una transición <strong>en</strong>tre la metalogénesis netam<strong>en</strong>te compresiva asociada con la faja de cizalla<br />

y el estilo de mineralización con fuerte compon<strong>en</strong>te no compresional que caracteriza a los<br />

depósitos magmático-hidrotermales del BCA. Es precisam<strong>en</strong>te <strong>en</strong> este espacio temporal<br />

donde existe un vacío de información estructural y de dataciones geocronológicas directas<br />

de las m<strong>en</strong>as.<br />

correlaciones regionales. Los datos de campo obt<strong>en</strong>idos <strong>en</strong> el pres<strong>en</strong>te trabajo<br />

permit<strong>en</strong> <strong>esta</strong>blecer correlaciones regionales con otros depósitos de similares características<br />

<strong>en</strong> el ámbito de las Sierras Pampeanas Ori<strong>en</strong>tales, particularm<strong>en</strong>te con las vetas mesotermales<br />

de Au y polimetálicas, muchas de ellas emplazadas <strong>en</strong> fajas de cizalla famatinianas. Pued<strong>en</strong><br />

observarse, por ejemplo, numerosas similitudes con los depósitos que integran los distritos<br />

Candelaria (Miró, 1999) y El Guaico (Candiani y Sureda, 1999) ubicados <strong>en</strong> la Sierra Grande<br />

de Córdoba, principalm<strong>en</strong>te <strong>en</strong> cuanto a las litologías hospedantes, actitud espacial de las<br />

estructuras mineralizadas, tipos de alteración hidrotermal y t<strong>en</strong>ores de Au-Ag de algunas<br />

minas. Sin embargo, desde el punto de vista mineralógico, las vetas del distrito El Guaico<br />

pres<strong>en</strong>tan un cont<strong>en</strong>ido polimetálico significativam<strong>en</strong>te mayor que los depósitos descriptos<br />

<strong>en</strong> este trabajo. Las dataciones isotópicas realizadas <strong>en</strong> muestras con alteración sericítica<br />

pert<strong>en</strong>eci<strong>en</strong>tes a estos distritos revelaron edades <strong>en</strong>tre ~390 y ~340 Ma. (Camacho, 1997;<br />

Skirrow et al., 2000), las cuales pued<strong>en</strong> correlacionarse con las obt<strong>en</strong>idas para el Batolito de<br />

Achala (Rapela et al., 1998) y para el BCA (Pinotti et al., 2002) de 358±9 Ma. y 369±9 Ma,<br />

respectivam<strong>en</strong>te. Para Skirrow et al. (2000) no exist<strong>en</strong> sufici<strong>en</strong>tes evid<strong>en</strong>cias que permitan<br />

determinar si los fluidos hidrotermales fueron originados de las fu<strong>en</strong>tes magmáticas o si <strong>esta</strong>s<br />

últimas sólo actuaron de ag<strong>en</strong>tes térmicos que impulsaron la removilización y migración.<br />

Mutti et al. (2005 y 2007) postulan que la migración y canalización de los fluidos hidrotermales<br />

mineralizantes se habrían promovido debido a la perturbación térmica g<strong>en</strong>erada por los<br />

intrusivos y a la reactivación de estructuras famatinianas <strong>en</strong> niveles de corteza frágil-dúctil<br />

a frágil. No obstante, desde una perspectiva regional, la relación espacial y/o g<strong>en</strong>ética <strong>en</strong>tre<br />

las vetas mineralizadas y las fajas de cizalla es aún motivo de discusión. Exist<strong>en</strong> ejemplos,<br />

como <strong>en</strong> las Minas San Ignacio y Río Hondo <strong>en</strong> la Sierra Grande de Córdoba, <strong>en</strong>tre otras, <strong>en</strong><br />

que los metalotectos estructurales trasci<strong>en</strong>d<strong>en</strong> las zonas de deformación y se desarrollan <strong>en</strong><br />

terr<strong>en</strong>os migmáticos (Martino et al., 1997; Miró 1999).<br />

Conclusiones<br />

En <strong>esta</strong> contribución se ha pres<strong>en</strong>tado un modelo descriptivo de vetas mesotermales<br />

portadoras de Pb-Zn-Ag-Au que constituye un aporte inédito a la metalogénesis de metales<br />

base y preciosos de la Faja de Cizalla Guacha Corral <strong>en</strong> la Sierra de Comechingones. Las<br />

conc<strong>en</strong>traciones de hasta 3,57 g/t de Au y 216 g/t de Ag son comparables con las <strong>en</strong>contradas<br />

<strong>en</strong> diversos distritos mineros de las Sierras Pampeanas, <strong>en</strong>tre los que se d<strong>esta</strong>can Candelaria<br />

y El Guaico, ubicados <strong>en</strong> la Sierra Grande de Córdoba. Si bi<strong>en</strong> no se ha determinado aún<br />

la mineralogía primaria portadora de los metales preciosos, ha podido constatarse que los<br />

mayores t<strong>en</strong>ores de Au y Ag se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran <strong>en</strong> las zonas de oxidación de los depósitos<br />

103


104<br />

VetAs MesoterMAles de Pb-ZN-Ag-Au, sIerrA de CoMeChINgoNes, CórdobA<br />

(gossans), lo que evid<strong>en</strong>cia la importancia de los procesos de alteración supergénica para la<br />

reconc<strong>en</strong>tración, especialm<strong>en</strong>te del Au, <strong>en</strong> <strong>esta</strong>s zonas. La asociación sericita-hematita-cuarzo<br />

se considera diagnóstica de este ev<strong>en</strong>to hidrotermal mineralizante. Las relaciones de campo,<br />

las evid<strong>en</strong>cias estructurales, microestructurales y los estudios petrográficos de las alteraciones<br />

hidrotermales, indican que el emplazami<strong>en</strong>to de los depósitos ocurrió de manera posterior<br />

a la última fase del ev<strong>en</strong>to deformacional (M 3b -D 3b ) de la FCGC. Los estudios actuales y a<br />

futuro se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran principalm<strong>en</strong>te ori<strong>en</strong>tados a determinar la pot<strong>en</strong>cialidad metalog<strong>en</strong>ética<br />

de la FCGC como así también la influ<strong>en</strong>cia del magmatismo devónico como un posible<br />

metalotecto de las mineralizaciones. Para ello no solo se ampliarán las investigaciones sobre<br />

los depósitos del área de estudio sino que se incluirán otros depósitos emplazados <strong>en</strong> la<br />

misma faja de cizalla y próximos al BCA, por ejemplo, los que integran el distrito Piedra<br />

Blanca ubicados más al sur, de los cuales tampoco exist<strong>en</strong> refer<strong>en</strong>cias sobre su metalogénesis.<br />

Agradecimi<strong>en</strong>tos<br />

Los autores desean agradecer a la Dra. Milka de Brodtkorb por su constante apoyo al<br />

grupo de trabajo y al Dr Roberto Miró por sus com<strong>en</strong>tarios y aportes a la versión original<br />

de este manuscrito. El pres<strong>en</strong>te trabajo ha sido realizado a partir de dos proyectos de<br />

investigación: PICT-1477 y PIP-CONICET N° 916, financiados por la ANPCyT y el<br />

CONICET, respectivam<strong>en</strong>te; y a partir del programa PPI 18/C 360 (2009-2010), financiado<br />

por la Secretaría de Ci<strong>en</strong>cia y Técnica de la Universidad Nacional de Río Cuarto.<br />

Bibliografía<br />

Bierlein, F. y Crowe, D. 2000. Phanerozoic orog<strong>en</strong>ic lode gold deposits. Reviews in Economic Geology, 13: 103-139.<br />

Brown, M. y Solar, G. 1998. Granite asc<strong>en</strong>t and emplacem<strong>en</strong>t during contractional deformation in converg<strong>en</strong>t<br />

orog<strong>en</strong>s. Journal of Structural Geology, 20: 391–419.<br />

Camacho, A. 1997. [Ar40/Ar39 y Rb/Sr Geochronology; final report. Geosci<strong>en</strong>tific Mapping of the Sierras<br />

Pampeanas. Arg<strong>en</strong>tine-Australian Cooperative Project; IGRM (SEGEMAR). Inédito].<br />

Candiani, J.C. y Sureda, R.J. 1999. Distrito polimetálico El Guaico, Córdoba. En: Zappettini, E.O. (Ed.), Recursos<br />

Minerales de la República Arg<strong>en</strong>tina. Instituto de Geología y Recursos Minerales SEGEMAR, Bu<strong>en</strong>os Aires,<br />

Anales 35: 661-670.<br />

Coniglio, J. 2006. [Evolución petrológica y metalog<strong>en</strong>ética del Batolito Cerro Áspero <strong>en</strong> relación con el ciclo<br />

geoquímico <strong>en</strong>dóg<strong>en</strong>o del flúor, Sierra de Comechingones, Córdoba, Arg<strong>en</strong>tina. Tesis Doctoral, Universidad<br />

Nacional de Río Cuarto. 170 pp. Inédito].<br />

Demartis, M. 2010. [Emplazami<strong>en</strong>to y petrogénesis de las pegmatitas y granitoides asociados. Sector c<strong>en</strong>tral de la<br />

Sierra de Comechingones, Córdoba, Arg<strong>en</strong>tina. Tesis doctoral, Universidad Nacional de Río Cuarto. 263 pp.<br />

Inédito].<br />

Demartis, M., Pinotti, L.P., Coniglio, J.E., D’Eramo, F.J., Tubía, J.M., Aragón, E. y Agulleiro Insúa, L.A. 2011. Asc<strong>en</strong>t<br />

and emplacem<strong>en</strong>t of pegmatitic melts in a major reverse shear zone (Sierras de Córdoba, Arg<strong>en</strong>tina). Journal<br />

of Structural Geology, 33: 1334-1346.<br />

Druguet, E. y Hutton, D. 1998. Syntectonic anatexis and magmatism in a mid-crustal transpressional shear zone:<br />

an example from the Hercynian rocks of the Eastern Pyr<strong>en</strong>ees. Journal of Structural Geology, 20: 905–916.<br />

Estrella, L. 1984. [Estudio geológico-minero del yacimi<strong>en</strong>to Natacha, Pedanía Río de los Sauces, Departam<strong>en</strong>to<br />

Calamuchita, Provincia de Córdoba. Tesis de Lic<strong>en</strong>ciatura, Universidad Nacional de Río Cuarto. 64 pp. Inédito].<br />

Fagiano, M., Pinotti, L.P. y Esparza, A.M. 2004. Metamorfismo, deformación y magmatismo asociados <strong>en</strong> el tramo<br />

medio de la Sierra de Comechingones, provincia de Córdoba. VII Congreso de Mineralogía y Metalog<strong>en</strong>ia,<br />

Río Cuarto, Actas: 315-320.<br />

Fagiano, M.R. 2007. [Geología y Petrología del basam<strong>en</strong>to cristalino de Las Albahacas, sur de la Sierra de<br />

Comechingones, Córdoba. Tesis Doctoral, Universidad Nacional de Río Cuarto. 380 pp. Inédito].


MAFFINI et Al.<br />

Galliski, M. 1994. La Provincia Pegmatítica Pampeana I: tipología y distribución de sus distritos económicos. Revista<br />

de la Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina, 49: 99-112.<br />

Galliski, M. 1999. Distrito pegmatítico Comechingones, Córdoba. En: Zappettini, E.O. (Ed.), Recursos Minerales<br />

de la República Arg<strong>en</strong>tina. Instituto de Geología y Recursos Minerales SEGEMAR, Bu<strong>en</strong>os Aires, Anales 35:<br />

361-364.<br />

Haeberlin, Y., Moritz, R. y Fontboté, L. 2002. Paleozoic orog<strong>en</strong>ic gold deposits in the eastern C<strong>en</strong>tral Andes and its<br />

foreland, South America. Ore Geology Reviews 22: 41-59.<br />

Ingram, G. y Hutton, D.H. 1994. The Great Tonalite Sill: emplacem<strong>en</strong>t into a contractional shear zone and<br />

implications for Late Cretaceous to Early Eoc<strong>en</strong>e tectonics in southeastern Alaska and British Columbia.<br />

Geological Society of America Bulletin, 106: 715-728.<br />

Lapidus, A. y Fernández Lima, J. 1953. [Yacimi<strong>en</strong>tos de plomo, plata y zinc de las provincias de Córdoba y San Luis.<br />

Dirección Nacional de Minería, Carpeta 248, Bu<strong>en</strong>os Aires. Inédito].<br />

Maffini, M.N. 2010. [Estudio geológico-metalog<strong>en</strong>ético del campo Las Guindas y sus alrededores, Sierra de<br />

Comechingones, Córdoba. Tesis de Lic<strong>en</strong>ciatura, Universidad Nacional de Río Cuarto. 112 pp. Inédito].<br />

Martino, R. 2003. Las fajas de deformación dúctil de las Sierras Pampeanas de Córdoba: Una reseña g<strong>en</strong>eral. Revista<br />

de la Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina, 58: 549-571.<br />

Martino, R., Guereschi, A. y Sfragulla, J. 1997. Las anatexitas y las vetas auríferas de Río Hondo, extremo sudori<strong>en</strong>tal<br />

del Macizo de San Carlos, Córdoba, Arg<strong>en</strong>tina. Revista de la Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina, 52: 433-450.<br />

Miró, R.C. 1999. Los depósitos auríferos de Candelaria y San Ignacio, Córdoba. En: Zappettini, E.O. (Ed.), Recursos<br />

Minerales de la República Arg<strong>en</strong>tina. Instituto de Geología y Recursos Minerales SEGEMAR, Bu<strong>en</strong>os Aires,<br />

Anales 35: 647-653.<br />

Mutti, D. y Di Marco, A. 1999. Yacimi<strong>en</strong>tos de Plomo-Plata de los Distritos Alta Gracia y Piedra Blanca, Córdoba.<br />

En: Zappettini, E.O. (Ed.), Recursos Minerales de la República Arg<strong>en</strong>tina. Instituto de Geología y Recursos<br />

Minerales SEGEMAR, Bu<strong>en</strong>os Aires, Anales 35: 671-673.<br />

Mutti, D., Di Marco, A. y Geuna, S. 2007. Depósitos polimetálicos <strong>en</strong> el oróg<strong>en</strong>o famatiniano de las Sierras<br />

Pampeanas de San Luis y Córdoba: Fluidos, fu<strong>en</strong>tes y modelos de emplazami<strong>en</strong>to. Revista de la Asociación<br />

Geológica Arg<strong>en</strong>tina, 62: 44-61.<br />

Mutti, D., Tourn, S., Caccaglio, O., Herrmann, C., Geuna, S., Di Marco, A. y González Ciozza, S. 2005. Evolución<br />

metalog<strong>en</strong>ética de las Sierras Pampeanas de Córdoba y sur de Santiago del Estero: Ciclos famatiniano,<br />

gondwánico y ándico. Revista de la Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina, 60: 467-485.<br />

Nesbitt, B., Murowchick, J. y Muehl<strong>en</strong>bachs, K. 1986. Dual Origin of lode-gold deposits in the Canadian Cordillera.<br />

Geology, 14: 506-509.<br />

Otam<strong>en</strong>di, J.E., Castellarini, P.A., Fagiano, M.R., Demichelis, A.H. y Tibaldi, A.M. 2004. Cambrian to Devonian<br />

Geologic Evolution of the Sierra de Comechingones, Estern Sierras Pampeanas, Arg<strong>en</strong>tina: Evid<strong>en</strong>ce for the<br />

Developm<strong>en</strong>t and exhumation of Contin<strong>en</strong>tal Crust on the Proto-Pacific Margin of Gondwana. Gondwana<br />

Research, 7: 1143-1155.<br />

Pinotti, L., Coniglio, J., Esparza, A., D’Eramo, F. y Llambías, E. 2002. Nearly circular plutons emplaced by stoping<br />

at shallow crustal levels, Cerro Aspero Batholith, Sierras Pamp<strong>en</strong>as de Córdoba, Arg<strong>en</strong>tina. Journal of South<br />

American Earth Sci<strong>en</strong>ces, 15: 251-256.<br />

Pinotti, L., Tubía, J., D’Eramo, F., Vegas, F., Sato, N., Coniglio, J. y Arangur<strong>en</strong>, A. 2006. Structural interplay betwe<strong>en</strong><br />

plutons during the construction of a batholith (Cerro Áspero Batholith, Sierras de Córdoba, Arg<strong>en</strong>tina).<br />

Journal of structural Geology, 28: 834-849.<br />

Rapela, C., Pankhurst, R., Casquet, C., Baldo, E., Saavedra, J., Galindo, C. y Fanning, C. 1998. The Pampean orog<strong>en</strong>y<br />

of the southern proto-Andes: Cambrian contin<strong>en</strong>tal collision in the Sierras de Córdoba. En: Pankhurst, R. y<br />

Rapela, C. (Eds.), The Proto-Andean margin of Gondwana. Geological Society of London Special Publication<br />

142: 181-217.<br />

Sims, J., Ireland, T., Camacho, A., Lions, P., Pieters, P., Skirrow, R., Stuart-Smith, P. y Miró, R. 1998. U-Pb, Th-Pb and<br />

Ar-Ar geochronology from the southern Sierras Pampeanas, Arg<strong>en</strong>tina: implications for the paleozoic tectonic<br />

evolution of the western Gondwana margin. En: Pankhurst, R. y Rapela, C. (Eds.), The Proto-Andean margin<br />

of Gondwana. Geological Society of London Special Publication 142: 259-281.<br />

Skirrow, R.G., Camacho, A., Lyons, P., Pieters P.E., Sims, J.P., Stuart-Smith, P.G. y Miró, R. 2000. Metallog<strong>en</strong>y of the<br />

southern Sierras Pampeanas, Arg<strong>en</strong>tina: geological, 40Ar-39Ar dating and stable isotope evid<strong>en</strong>ce for Devonian<br />

Au, Ag-Pb-Zn and W ore formation. Ore Geology Review, 17: 39-81.<br />

Zappettini, E.O., 1999. Clasificación de depósitos minerales de Arg<strong>en</strong>tina. En: Zappettini, E.O. (Ed.), Recursos<br />

Minerales de la República Arg<strong>en</strong>tina. Instituto de Geología y Recursos Minerales SEGEMAR, Bu<strong>en</strong>os Aires,<br />

Anales 35: 75-103.<br />

105<br />

Recibido: 28 de octubre de 2011<br />

Aceptado: 21 de diciembre de 2011


106<br />

VetAs MesoterMAles de Pb-ZN-Ag-Au, sIerrA de CoMeChINgoNes, CórdobA


Serie Correlación Geológica, 28 (2): 107-138<br />

Aportes FRIGERIO al Magmatismo Et al. y Metalogénesis Asociada II Tucumán, 2012 - ISSN 1514-4186 - ISSN <strong>en</strong> línea 1666-9479<br />

107<br />

El Granito Potrerillos de la Precordillera de Jagüé,<br />

La Rioja: caracterización petrológica, geoquímica y<br />

geocronológica<br />

Paula Verónica FRIGERIO 1 , Carlos A. CINGOLANI 1, 2 y Farid CHEMALE Jr. 3<br />

Resum<strong>en</strong>: El Granito Potrerillos aflora <strong>en</strong> un área compleja <strong>en</strong> la que se relacionan distintas provincias<br />

geológicas, <strong>en</strong> el extremo norte de la Precordillera. Intruye a metasedim<strong>en</strong>titas ordovícicas cerca del límite tectónico<br />

con el basam<strong>en</strong>to metamórfico de las Sierras Pampeanas Occid<strong>en</strong>tales. Por el suroeste es afectado por la ‘faja de<br />

deformación de Jagüé’. Está compuesto por monzonitas y granodioritas y subordinados granitos, granitos alcalinos,<br />

tonalitas, dioritas, si<strong>en</strong>odioritas y gabros. Es un plutón de emplazami<strong>en</strong>to somero, tipo I, calcoalcalino con cierta<br />

t<strong>en</strong>d<strong>en</strong>cia alcalina, peraluminoso a metaluminoso y rico <strong>en</strong> potasio. En el diagrama de tierras raras no se registra<br />

anomalía de Eu. Los valores levem<strong>en</strong>te positivos de εNd indican una derivación a partir de una corteza poco<br />

evolucionada. Las características petrológicas y geoquímicas son consist<strong>en</strong>tes con un ambi<strong>en</strong>te tectónico de arco<br />

volcánico relacionado a subducción <strong>en</strong> un marg<strong>en</strong> contin<strong>en</strong>tal activo. Las edades U-Pb <strong>en</strong> circones obt<strong>en</strong>idas <strong>en</strong><br />

tres muestras sitúan al magmatismo principal <strong>en</strong> el Carbonífero Temprano. Una de las muestras analizadas pres<strong>en</strong>ta<br />

cristales con núcleos discordantes más antiguos, que pued<strong>en</strong> corresponder a cristales tempranos reabsorbidos<br />

antes de su incorporación al pulso magmático principal por asimilación y/o mingling. Este granito fue considerado<br />

d<strong>en</strong>tro del cinturón magmático Gondwánico de la Cordillera Frontal, sin embargo los datos isotópicos y su<br />

deformación indican que la actividad magmática principal ha sido previa a las fases tectónicas Río Blanco y San<br />

Rafael. Considerando las características de campo, signatura geoquímica y composición, puede también ubicarse<br />

<strong>en</strong>tre los granitoides tardío a postectónicos respecto de la orog<strong>en</strong>ia Famatiniana (fase Chánica).<br />

Abstract: The PoTrerillos GraniTe of The Precordillera of JaGüe, la rioJa: PeTroloGical, Geochemical<br />

and GeochronoloGical characTerizaTion. The Potrerillos Granite crops out in a complex tectonic area related<br />

with differ<strong>en</strong>t geological provinces, in the northern Precordillera. The pluton intrudes Ordovician metasedim<strong>en</strong>tary<br />

sequ<strong>en</strong>ce near the tectonic boundary with the Western Pampean Ranges mesoproterozoic basem<strong>en</strong>t. To the<br />

southwest, it is affected by the ‘Jagüé shear belt’. The pluton is composed by monzonites and granodiorites and<br />

subordinated granites, alkaline-granites, tonalites, diorites, si<strong>en</strong>odiorites and gabbros. It is a shallow I-type granitoid,<br />

calc-alkaline with some alkaline t<strong>en</strong>d<strong>en</strong>cy, showing peraluminous to metaaluminous and potassium-rich geochemical<br />

characteristics. In the REE diagram the samples record abs<strong>en</strong>ce of a Eu anomaly. The slightly positive values of<br />

εNd indicate a derivation from a less evolved crust. The petrologic and geochemical signatures are consist<strong>en</strong>t<br />

with a subduction-related volcanic arc tectonic setting in an active contin<strong>en</strong>tal margin. U-Pb zircon ages obtained<br />

for three samples place the main magmatism in the Early Carboniferous. One of the analyzed samples has<br />

crystals with discordant nuclei with older age, which may correspond to crystals formed early and reabsorbed<br />

before joining the main magmatic pulse by assimilation and/or mingling. This Granite was considered within the<br />

Gondwanic magmatic cycle of the Frontal Cordillera; however the isotopic data and its deformation show that<br />

the main magmatic activity was developed before the Rio Blanco and San Rafael tectonic phases. Considering the<br />

field relationships, geochemical signature and composition, it can also be assigned to the set of late to postectonic<br />

granitoids developed during the Famatinian orog<strong>en</strong>y (Chanic phase).<br />

Palabras clave: magmatismo carbonífero, fase Chánica, mingling.<br />

Key words: carboniferous magmatism, Chanica Phase, mingling.<br />

1) Facultad de Ci<strong>en</strong>cias Naturales y Museo, Universidad Nacional de La Plata, Av<strong>en</strong>ida 60 y 122, 1900 - La Plata,<br />

Bu<strong>en</strong>os Aires. E-mail: paulaverofrigerio@gmail.com;<br />

2) CIG (UNLP-CONICET), calle 1 n. 644, 1900 - La Plata, Bu<strong>en</strong>os Aires. E-mail: ccingola@cig.museo.unlp.edu.ar<br />

3) Instituto de Geoci<strong>en</strong>cias, Universidade de Brasilia, Brasil. E-mail: farid.chemale@gmail.com


108<br />

Introducción y Anteced<strong>en</strong>tes<br />

GRanItO POtRERIllOs, PREcORdIllERa dE JaGüé (la RIOJa)<br />

El Granito Potrerillos (Aceñolaza y Bernasconi, 1969) está expuesto a los 68° 30’O y<br />

28° 27’S, <strong>en</strong> la d<strong>en</strong>ominada Precordillera de Jagüé, <strong>en</strong> el extremo norte de la Precordillera s.s.<br />

(Frigerio et al., 2010; Figura 1). Aflora <strong>en</strong> un bloque limitado por fallas regionales con rumbos<br />

meridionales que lo expon<strong>en</strong> <strong>en</strong> contacto hacia el este con los asomos más occid<strong>en</strong>tales<br />

del basam<strong>en</strong>to metamórfico mesoproterozoico de las Sierras Pampeanas Occid<strong>en</strong>tales<br />

(Formación Espinal) y hacia el oeste con el Paleozoico Inferior y Superior del ámbito norprecordillerano.<br />

Al sudoeste está afectado por la ‘faja de deformación de Jagüé’ expu<strong>esta</strong> a<br />

lo largo de la quebrada del río Bonete, mi<strong>en</strong>tras que al sudeste se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tra cubierto por<br />

los abanicos c<strong>en</strong>ozoicos que circundan el Bolsón de Jagüé. Entre los estudios previos que<br />

aportan información sobre este granitoide <strong>en</strong> su contexto regional, se pued<strong>en</strong> m<strong>en</strong>cionar a<br />

Aceñolaza y Bernasconi (1969), Aceñolaza et al. (1971), Caminos (1972), Maisonave (1979) y<br />

más reci<strong>en</strong>tem<strong>en</strong>te a Caminos y Fauqué (2004).<br />

Figura 1. Ubicación regional de la zona de estudio, bosquejo geológico, columna estratigráfica y posicionami<strong>en</strong>to<br />

de las muestras analizadas.


FRIGERIO Et al.<br />

Las rocas de caja del plutón Potrerillos son las metasedim<strong>en</strong>titas ordovícicas (a silúricas)<br />

de la Formación del Salto (Frigerio, 2008a, b; Martina y Astini, 2009), que fueron parcialm<strong>en</strong>te<br />

asimiladas por el magma. En las imág<strong>en</strong>es satelitales es posible observar cómo el granito,<br />

las rocas de caja y la aureola de contacto g<strong>en</strong>erada, son desplazadas posteriorm<strong>en</strong>te por<br />

fallas. En su extremo sudoeste el cuerpo granítico también está intruy<strong>en</strong>do a los esquistos<br />

de la ‘faja de deformación de Jagüé’, si<strong>en</strong>do a su vez afectado por una tectónica posterior<br />

de reactivación de la m<strong>en</strong>cionada faja de cizalla. Estas características geológicas y la escasa<br />

información estratigráfica de la zona, constituy<strong>en</strong> el motivo principal por el que se decidió<br />

el estudió de este plutón, d<strong>en</strong>tro de un trabajo más amplio de tesis doctoral (UNLP) de la<br />

primera autora. El mapeo más detallado del cuerpo intrusivo <strong>en</strong> el contexto geológico de<br />

la zona, la producción de análisis petrográficos, geoquímicos y geocronológicos, resultará<br />

importante para constreñir la historia tectónica del extremo norte de la Precordillera.<br />

En g<strong>en</strong>eral, las rocas plutónicas de la Precordillera de Jagüé se consideraron como<br />

pert<strong>en</strong>eci<strong>en</strong>tes al ‘arco magmático gondwánico’ típico de la Cordillera Frontal, incluy<strong>en</strong>do<br />

al Granito Potrerillos (e.g. Llambías y Caminos, 1987; Llambías, 1999). Este arco ti<strong>en</strong>e<br />

distribución norte-sur, composiciones intermedias dominantes y características típicam<strong>en</strong>te<br />

calco-alcalinas (Llambías, 1999). Sin embargo, a raíz de las edades obt<strong>en</strong>idas reci<strong>en</strong>tem<strong>en</strong>te<br />

(Frigerio et al., 2010) se discutió la posibilidad que pudieran corresponder a ciclos magmáticos<br />

distintos.<br />

Características del plutón y muestreos realizados<br />

Se trata de un plutón de forma elipsoidal <strong>en</strong> superficie, con aproximadam<strong>en</strong>te 13 km de<br />

largo <strong>en</strong> s<strong>en</strong>tido N-S y 6 km de ancho. Los aflorami<strong>en</strong>tos principales se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran <strong>en</strong> su<br />

área tipo, sobre la quebrada de Potrerillos y sus aflu<strong>en</strong>tes. Esta quebrada atraviesa de norte a<br />

sur al plutón por su lado ori<strong>en</strong>tal cortando las distintas facies que lo compon<strong>en</strong>. También hay<br />

algunos asomos m<strong>en</strong>ores asc<strong>en</strong>di<strong>en</strong>do por el marg<strong>en</strong> ori<strong>en</strong>tal de la quebrada del río Bonete,<br />

especialm<strong>en</strong>te <strong>en</strong> sus tramos inferior y medio (Figura 1). En las quebradas de Potrerillos<br />

y río Bonete pued<strong>en</strong> <strong>en</strong>contrarse diques subverticales cortando a las metasedim<strong>en</strong>titas de<br />

caja y metamorfitas de la faja de cizalla, que son interpretados como apófisis externas del<br />

plutón. Estos diques ti<strong>en</strong><strong>en</strong> rumbos NE a E y <strong>en</strong> la quebrada del río Bonete predominan<br />

NO. También afloran otras dos variedades de diques subverticales, unos de tipo lamprofírico<br />

de tonos verdosos, con cristales de Hbl <strong>en</strong> pasta alterada que constituy<strong>en</strong> parte de <strong>esta</strong>s<br />

apófisis externas del plutón que han sido más afectadas por la alteración, y otros negros y<br />

afaníticos de composición basáltica que cortan tanto a los diques previam<strong>en</strong>te descriptos (<strong>en</strong><br />

la quebrada del Bonete) como al cuerpo principal del plutón y a sus <strong>en</strong>claves sedim<strong>en</strong>tarios.<br />

Las muestras para su estudio <strong>en</strong> laboratorio se tomaron a lo largo de la quebrada de<br />

Potrerillos y <strong>en</strong> el extremo suroeste asc<strong>en</strong>di<strong>en</strong>do por la desembocadura de la quebrada del<br />

Bonete (Figura 1, Tabla 1).<br />

Análisis petrográficos<br />

El cuerpo principal del plutón está compuesto por una variedad de facies <strong>en</strong>tre las que<br />

dominan monzonitas y granodioritas, existi<strong>en</strong>do además granitos, granitos alcalinos, tonalitas,<br />

dioritas, si<strong>en</strong>odioritas y gabros, con texturas porfiroides a granudas (Figuras 2A-C y 7).<br />

109


110<br />

GRanItO POtRERIllOs, PREcORdIllERa dE JaGüé (la RIOJa)<br />

Tabla 1. Coord<strong>en</strong>adas de ubicación y clasificación modal de las muestras ploteadas <strong>en</strong> la Figura 8. En la columna<br />

derecha se indica además el índice de color M de cada una.<br />

En g<strong>en</strong>eral se trata rocas ricas <strong>en</strong> biotita y plagioclasa. Las asociaciones minerales pres<strong>en</strong>tes<br />

<strong>en</strong> las distintas facies son: Pl + Kfs + Qtz + Bt ± Hbl ± Ttn ± Zrn ± Ap + Op <strong>en</strong> los<br />

granitos, granodioritas y monzonitas; Pl + Kfs + Qtz ± (Bt) + (Ms) <strong>en</strong> las aplitas; y Pl + Hbl<br />

± Bt ± Qtz ± (Cpx) + Ap + Op ± Ttn ± Zrn (abreviaciones minerales según Kretz, 1983)<br />

<strong>en</strong> las dioritas y gabros. El feldespato alcalino es ortosa o antipertita, de colores rosados y<br />

grises; más raram<strong>en</strong>te aparece microclino. En algunas muestras se ha observado la formación<br />

de mirmequitas localm<strong>en</strong>te abundantes. El circón, la apatita y los minerales opacos se asocian<br />

principalm<strong>en</strong>te a la biotita, aunque <strong>en</strong> las facies más básicas la apatita forma fases separadas<br />

y <strong>en</strong> cristales muy elongados. La titanita es euhedral a subhedral y llega a ser abundante <strong>en</strong><br />

las facies intermedias a básicas. Se han observado crecimi<strong>en</strong>tos secundarios <strong>en</strong> cristales de<br />

circón y apatita, lo que se relacionaría a distintas etapas de crecimi<strong>en</strong>to, que pued<strong>en</strong> <strong>esta</strong>r<br />

asociadas al magmatismo y/o al crecimi<strong>en</strong>to luego de la asimilación de la roca de caja. Los<br />

circones son rosados, desde euhedrales a redondeados, revelando que hay una población<br />

magmática y otra heredada de las rocas sedim<strong>en</strong>tarias, lo cual <strong>esta</strong>ría de acuerdo con las<br />

observaciones de campo. En una muestra de monzogranito (G2) se observaron cristales<br />

euhedrales a subhedrales de allanita (Figura 3).


FRIGERIO Et al.<br />

Figura 2. Algunas de las variedades litológicas y texturales que compon<strong>en</strong> el Granito Potrerillos. A) granito rosado<br />

porfiroide a granudo; B) granito gris (monzonita); C) dique gabroide anfibolitizado.<br />

La pres<strong>en</strong>cia de miarolas rell<strong>en</strong>as (Figura 4C; Figura 6A), l<strong>en</strong>tes pegmatíticas marginales<br />

(Figura 4D) y abundantes <strong>en</strong>claves de la roca de caja sedim<strong>en</strong>taria (Figura 4C) sugier<strong>en</strong><br />

un emplazami<strong>en</strong>to <strong>en</strong> profundidades someras (Figura 4A-C; Figura 6A). Estos <strong>en</strong>claves<br />

típicam<strong>en</strong>te pres<strong>en</strong>tan un borde muy rico <strong>en</strong> biotita de mayor granulometría y están formados<br />

por plagioclasa + biotita eu- a subhedrales, cuyo orig<strong>en</strong> <strong>esta</strong>ría <strong>en</strong> la asimilación parcial de<br />

trozos de la roca de caja. Pued<strong>en</strong> t<strong>en</strong>er tamaños muy diversos, desde pequeños <strong>en</strong>claves de<br />

algunos c<strong>en</strong>tímetros hasta grandes bloques parcialm<strong>en</strong>te asimilados e inyectados con aspecto<br />

gnéisico (Figura 5).<br />

Por otro lado, <strong>en</strong> algunos sectores del plutón, especialm<strong>en</strong>te <strong>en</strong> las facies monzoníticas, se<br />

observaron complejos de v<strong>en</strong>illas félsicas (Figura 4A; Figura 6A) y es abundante la pres<strong>en</strong>cia<br />

111


112<br />

GRanItO POtRERIllOs, PREcORdIllERa dE JaGüé (la RIOJa)<br />

Figura 3. cristales euhedrales a subhedrales de allanita castaño-anaranjados <strong>en</strong> un monzogranito (G2).<br />

Fotomicrografía 4x, N//.<br />

Figura 4. A) Diques y v<strong>en</strong>illas félsicas cortan una facies máfica del granito, B) <strong>en</strong>clave de la roca de caja d<strong>en</strong>tro<br />

del granito <strong>en</strong> la marg<strong>en</strong> sept<strong>en</strong>trional de los aflorami<strong>en</strong>tos, C) miarolas rell<strong>en</strong>as <strong>en</strong> un granito rosado, D) l<strong>en</strong>te<br />

pegmatítica de unos 2 m de largo <strong>en</strong> un sector periférico del granito, cerca del contacto con la roca de caja<br />

sedim<strong>en</strong>taria.


FRIGERIO Et al.<br />

de <strong>en</strong>claves máficos con los bordes irregulares debido a asimilación parcial (Figura 6B) que<br />

permit<strong>en</strong> id<strong>en</strong>tificar la ocurr<strong>en</strong>cia de un proceso de mezcla de magmas (mingling) de distintas<br />

composiciones. Estos <strong>en</strong>claves están compuestos por anfíbol y plagioclasa, y g<strong>en</strong>eralm<strong>en</strong>te<br />

son de m<strong>en</strong>or tamaño que los <strong>en</strong>claves de la roca de caja.<br />

En algunos sectores del granito se observaron difer<strong>en</strong>ciados félsicos de pequeñas<br />

dim<strong>en</strong>siones (decímetros) con texturas granudas compuestos por f<strong>en</strong>ocristales de feldespato<br />

potásico de hasta 2 cm con hornbl<strong>en</strong>da <strong>en</strong> su interior, rodeados de una base microgranuda<br />

muy rica <strong>en</strong> biotita, que podrían ser producto de la fusión y asimilación de bloques de la roca<br />

de caja sedim<strong>en</strong>taria (Figura 5).<br />

Las facies más ácidas las conforman filones sin-magmáticos aplíticos, tabulares y<br />

subhorizontales cuya pres<strong>en</strong>cia permite inferir que el cuerpo ha sido emplazado <strong>en</strong> una<br />

corteza rígida, ya <strong>en</strong>friada, asimilando bloques de la roca de caja. También se hallaron hacia<br />

el marg<strong>en</strong> sept<strong>en</strong>trional del plutón pequeñas l<strong>en</strong>tes pegmatíticas de 4 - 5 m de largo por 1 - 2<br />

m de ancho (Figura 4D).<br />

Los diques máficos periféricos, están compuestos por dioritas y gabros. En la quebrada de<br />

Potrerillos registran texturas granudas a seriadas y es común que pres<strong>en</strong>t<strong>en</strong> conc<strong>en</strong>traciones<br />

de biotita por retrogradación de los mafitos. En los asomos de la quebrada del Bonete los<br />

diques pued<strong>en</strong> pres<strong>en</strong>tarse más alterados y/o anfibolitizados y con granulometrías más<br />

gruesas, con textura seriada o de tipo lamprofírica (f<strong>en</strong>ocristales de hornbl<strong>en</strong>da <strong>en</strong> pasta<br />

verdosa alterada). Un cuerpo de anfibolita de grano grueso hallado <strong>en</strong> <strong>esta</strong> quebrada podría<br />

corresponder a estos diques afectados por el metamorfismo, y cortados por diques oscuros<br />

afaníticos más jóv<strong>en</strong>es.<br />

Figura 5. Aspecto heterogéneo de los aflorami<strong>en</strong>tos <strong>en</strong> un sector de mezcla incompleta de fundidos. Se observan<br />

difer<strong>en</strong>ciados félsicos y máficos d<strong>en</strong>tro del granito dominante (gris), así como <strong>en</strong>claves de la roca de caja sedim<strong>en</strong>taria.<br />

En el detalle se observa el borde de un <strong>en</strong>clave <strong>en</strong> contacto con un difer<strong>en</strong>ciado félsico del granito oscurecido por<br />

la conc<strong>en</strong>tración de biotita. Inyecciones aplíticas félsicas cortan <strong>esta</strong>s estructuras.<br />

113


114<br />

GRanItO POtRERIllOs, PREcORdIllERa dE JaGüé (la RIOJa)<br />

Figura 6. A) Miarolas rell<strong>en</strong>as y complejos de v<strong>en</strong>illas félsicas <strong>en</strong> una facies mafica del granito con textura<br />

medianam<strong>en</strong>te gruesa (detalle). B) Enclave microgranular máfico con bordes irregulares compuesto por plagioclasa<br />

y anfíbol principalm<strong>en</strong>te; detalle de la textura.<br />

Al norte del granito se ha observado la aureola de contacto g<strong>en</strong>erada <strong>en</strong> las sedim<strong>en</strong>titas<br />

de la Formación del Salto, asignada al Ordovícico (hasta Silúrico), que es evid<strong>en</strong>te <strong>en</strong> las<br />

facies de grano más fino (pelitas y limolitas) por un int<strong>en</strong>so moteado, recristalización de la<br />

matriz cuarzo-feldespática-micácea y tonalidades oscuras de las rocas.<br />

Tanto el plutón como su roca de caja han sido afectados por deformación y metamorfismo<br />

regional de grado medio a bajo (facies de esquistos verdes-zonas de clorita y biotita dominantes,<br />

hasta un pico metamórfico <strong>en</strong> facies de anfibolitas epidóticas). En los aflorami<strong>en</strong>tos se<br />

observan zonas de cizalla, algunas con superficies cloritizadas. Al microscopio se registran


FRIGERIO Et al.<br />

texturas miloníticas, deformación intracristalina y recristalización de los minerales de m<strong>en</strong>or<br />

temperatura del granito. En algunas muestras se observó la pres<strong>en</strong>cia de cuarzo g<strong>en</strong>erado a<br />

bajas temperaturas, el reemplazo del clinopirox<strong>en</strong>o por hornbl<strong>en</strong>da verde y de biotita por una<br />

asociación de clorita + opacos.<br />

Figura 7. Aspecto de las diversas facies del Granito Potrerillos. Escala gráfica = 1cm.<br />

115


116<br />

GRanItO POtRERIllOs, PREcORdIllERa dE JaGüé (la RIOJa)<br />

Algunas muestras de los granitoides (G1, G2, G4 a G10, G12, BO9-I y un <strong>en</strong>clave<br />

microgranular <strong>en</strong> G10, Tabla 1) fueron clasificadas modalm<strong>en</strong>te. Para ello se realizó el conteo<br />

de puntos una vez teñidos los feldespatos con cobaltinitrito de sodio. Las rocas son muy<br />

ricas <strong>en</strong> Pl por lo que sólo los términos más potásicos muestran la tinción. La muestra G10<br />

posee <strong>en</strong>claves microgranulares máficos muy comunes. En ella se ha realizado un conteo<br />

difer<strong>en</strong>ciado para los <strong>en</strong>claves más ricos <strong>en</strong> Bt y de m<strong>en</strong>or granulometría, y la roca que los<br />

conti<strong>en</strong>e. Las rocas básicas, que se ubican <strong>en</strong> los campos de las dioritas, gabros, anortositas<br />

y dioritas, gabros, anortositas cuarzosas, han sido ploteadas <strong>en</strong> el diagramas Pl-Px-Hbl de<br />

discriminación de rocas gabroides (Le Maitre, 1989), <strong>en</strong> el que es posible observar claram<strong>en</strong>te<br />

la difer<strong>en</strong>cia <strong>en</strong>tre rocas de t<strong>en</strong>d<strong>en</strong>cia anortosítica (G1, G10 y G10 <strong>en</strong>clave) que forman<br />

facies d<strong>en</strong>tro del plutón principal y rocas gábricas con Pl y Hbl que pert<strong>en</strong>ec<strong>en</strong> a apófisis y<br />

filones máficos periféricos asociados al plutón. Los resultados de estos análisis se expon<strong>en</strong><br />

<strong>en</strong> la Figura 8 (A y B) y <strong>en</strong> la Tabla 1.<br />

Figura 8. A) Clasificación modal de los tipos litológicos que conforman el Granito Potrerillos según el diagrama<br />

QAPF de Le Maitre et al.(1989). B) Clasificación de las facies mas básicas <strong>en</strong> el triángulo Pl – Px – Hbl para<br />

difer<strong>en</strong>ciación de gabroides (Le Maitre, 1989).<br />

Análisis geoquímico<br />

ElEmEntos mayoritarios. Las composiciones químicas (y normativas) de las muestras<br />

pued<strong>en</strong> observarse <strong>en</strong> las Tablas 2 y 3. La clasificación geoquímica sobre la base de los<br />

elem<strong>en</strong>tos mayoritarios se observa <strong>en</strong> la Figura 9 (Cox et al., 1979). Allí se aprecia el amplio<br />

rango de composiciones que abarca el cuerpo del plutón. El cont<strong>en</strong>ido de volátiles (LOI)<br />

oscila <strong>en</strong>tre 0 y 2,3%, mi<strong>en</strong>tras que el índice de alteración química (CIA, Nesbitt y Young,<br />

1982) varía <strong>en</strong>tre 54 y 63, con un promedio de 60,40. T<strong>en</strong>i<strong>en</strong>do <strong>en</strong> cu<strong>en</strong>ta que los valores<br />

de CIA promedio para granitos y granodioritas se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran <strong>en</strong>tre 45 y 55 % (Nesbitt y<br />

Young, 1982), los valores obt<strong>en</strong>idos <strong>esta</strong>rían indicando que ha habido cierta alteración o<br />

movilización de los elem<strong>en</strong>tos mayoritarios. Esto puede observarse <strong>en</strong> la ligera desviación de<br />

las muestras ploteadas respecto al eje A-CN <strong>en</strong> la Figura 10A.<br />

De acuerdo con los datos obt<strong>en</strong>idos se trata de un granitoide tipo I y de afinidad calcoalcalina,<br />

y g<strong>en</strong>eralm<strong>en</strong>te rico <strong>en</strong> potasio (Figura 10B-E). Las muestras G1 y G10 se ubican<br />

d<strong>en</strong>tro del campo alcalino. La abundancia de titanita (o Ti <strong>en</strong> g<strong>en</strong>eral) <strong>en</strong> las muestras


FRIGERIO Et al.<br />

Tabla 2. Resultados geoquímicos de doce muestras del Granito Potrerillos, sobre la Quebrada de Potrerillos (y Bonete). Los análisis fueron realizados <strong>en</strong> Acme Analytical Laboratories<br />

Ltd. (Canadá) (*) y <strong>en</strong> los laboratorios de la Universidad de Johannesburgh (º) . Clasificación petrográfica <strong>en</strong> base a conteos modales (QAPF, Le Maitre et al., 1989) y clasificación geoquímica<br />

según diagrama TAS (Cox et al., 1979).<br />

117


118<br />

GRanItO POtRERIllOs, PREcORdIllERa dE JaGüé (la RIOJa)<br />

Tabla 2. Continuación.


FRIGERIO Et al.<br />

Tabla 2. Continuación.<br />

119


120<br />

Elem<strong>en</strong>to/Muestra<br />

GRanItO POtRERIllOs, PREcORdIllERa dE JaGüé (la RIOJa)<br />

Abreviaciones de minerales normativos: qz: cuarzo; or: ortoclasa; ab: albita; an: anortita; ne: nefelina; di: diópsido; hy: hiperst<strong>en</strong>a;<br />

ol: olivina; mt: magnetita; il: ilm<strong>en</strong>ita; ap: apatita; zr: circón; crm: cromita; cnd: corindón. SS= subsaturado <strong>en</strong> sílice; S= saturado <strong>en</strong><br />

sílice; PA= peraluminoso; SA= subaluminoso; SAlc= subalcalino.<br />

* Índice de difer<strong>en</strong>ciación (Thornton y Tuttle, 1960): DI (%) = Σ (qz N + ab N + ne N + le N + ks N).<br />

Tabla 3. Composición química y normativa del Granito Potrerillos. Elem<strong>en</strong>tos mayoritarios <strong>en</strong> % de óxido,<br />

minoritarios y trazas <strong>en</strong> ppm.<br />

es una característica común <strong>en</strong>tre los granitoides tipo S, a difer<strong>en</strong>cia de los granitoides<br />

tipo I <strong>en</strong> los que suele predominar la magnetita. Éstos no son rasgos excluy<strong>en</strong>tes y hay<br />

variaciones <strong>en</strong>tre ambos (Krauskopf y Bird, 1995). En el caso del Granito Potrerillos, sus


FRIGERIO Et al.<br />

características lo asemejan con los granitoides de tipo I, sin embargo es evid<strong>en</strong>te el aporte<br />

de rocas sedim<strong>en</strong>tarias parcialm<strong>en</strong>te asimiladas. En g<strong>en</strong>eral las muestras se ubican d<strong>en</strong>tro del<br />

campo peraluminoso, lo que es coher<strong>en</strong>te con la gran abundancia de biotita observada <strong>en</strong> la<br />

mayoría de ellas, sin embargo pued<strong>en</strong> registrarse algunas variaciones hacia el campo metaaluminoso,<br />

especialm<strong>en</strong>te <strong>en</strong> las muestras G11, las más básicas (G8, G12) y las más alcalinas<br />

(G1, G10) (Figura 10D). Es probable la mezcla de un magma alcalino con uno subalcalino,<br />

especialm<strong>en</strong>te t<strong>en</strong>i<strong>en</strong>do <strong>en</strong> cu<strong>en</strong>ta principalm<strong>en</strong>te que las muestras G1 y G10 correspond<strong>en</strong> a<br />

los aflorami<strong>en</strong>tos <strong>en</strong> cuyas inmediaciones se han observado <strong>en</strong>claves microgranulares máficos<br />

y otras evid<strong>en</strong>cias de mingling como zonas de mezcla incompleta con sectores de morfologías<br />

irregulares, que además muestran variaciones de composición, textura, coloración y aspecto<br />

g<strong>en</strong>eral <strong>en</strong>tre las facies involucradas.<br />

ElEmEntos minoritarios y traza. Las muestras del Granito Potrerillos se han volcado<br />

<strong>en</strong> los diagramas multielem<strong>en</strong>tales normalizados al condrito C1 (Sun y McDonough, 1989)<br />

y al MORB (Pearce, 1983). Las facies más ácidas y las más básicas fueron separadas de<br />

las del cuerpo principal del plutón para observar mejor su comportami<strong>en</strong>to geoquímico.<br />

Los patrones que se observan <strong>en</strong> g<strong>en</strong>eral son comparables con los típicos de la corteza<br />

contin<strong>en</strong>tal. Los esquemas se asemejan a los obt<strong>en</strong>idos para magmas calco-alcalinos. En los<br />

diagramas normalizados a C1 son característicos los picos negativos de Pb y P y ligeram<strong>en</strong>te<br />

<strong>en</strong> K, así como picos de <strong>en</strong>riquecimi<strong>en</strong>to <strong>en</strong> Ba y Th (Figura 11A-C). Entre las facies máficas,<br />

los diques repres<strong>en</strong>tados por la muestra G8 pres<strong>en</strong>tan además un ligero <strong>en</strong>riquecimi<strong>en</strong>to <strong>en</strong><br />

U (Figura 11C). Si bi<strong>en</strong> para las aplitas se pres<strong>en</strong>tan análisis incompletos, se aprecia un mayor<br />

grado de difer<strong>en</strong>ciación de la muestra G6 respecto de la G9 (Figura 11B). En los diagramas<br />

normalizados al MORB (Figura 12A-C) se observa un <strong>en</strong>riquecimi<strong>en</strong>to g<strong>en</strong>eral <strong>en</strong> elem<strong>en</strong>tos<br />

incompatibles (hacia la izquierda del diagrama) así como picos negativos de P 2 O 5 , TiO 2 , Ta-<br />

Nb. En g<strong>en</strong>eral las muestras G1 y G10 pres<strong>en</strong>tan un comportami<strong>en</strong>to similar y parecido al de<br />

G2 y G4, mi<strong>en</strong>tras que las muestras G3, G7, G11 y G5 se asemejan más <strong>en</strong>tre sí. La muestra<br />

G5 ti<strong>en</strong>e un comportami<strong>en</strong>to algo difer<strong>en</strong>te, con picos negativos de Zr e Y, alto Yb y Th y<br />

mayor cont<strong>en</strong>ido de P 2 O 5 respecto al resto de las muestras.<br />

A continuación se resum<strong>en</strong> las características de algunos elem<strong>en</strong>tos traza particularm<strong>en</strong>te<br />

útiles como indicadores petrog<strong>en</strong>éticos analizándose sus comportami<strong>en</strong>tos para el caso<br />

del Granito Potrerillos. Como es conocido el Ni, el Co y el Cr son elem<strong>en</strong>tos altam<strong>en</strong>te<br />

incompatibles. El Ni (y el Co) se conc<strong>en</strong>tran <strong>en</strong> las olivinas y el Cr <strong>en</strong> los espinelos y<br />

Figura 9. Ubicación de las muestras analizadas del Granito Potrerillos <strong>en</strong> el gráfico TAS (Cox et al., 1979).<br />

121


122<br />

GRanItO POtRERIllOs, PREcORdIllERa dE JaGüé (la RIOJa)<br />

Figura 10. Diagramas de caracterización geoquímica del Granito Potrerillos. A) Diagrama A-CN-K vs. CIA (Fedo<br />

et al., 1995) <strong>en</strong> el que se observa la desviación del tr<strong>en</strong>d de puntos de las muestras respecto a la evolución teórica<br />

esperada para la evolución del magma (paralela al eje A-CN). B) Relación álcalis-sílice (Irvine y Baragar, 1971); C)<br />

Diagrama de álcalis de Chappell y White (1984); D) Índice de saturación de aluminio (Shand, 1927); E) relación<br />

K 2 O vs. SiO 2 (límites según Le Maitre et al., 1989); F) Diagrama AFM (Irvine y Baragar, 1971), <strong>en</strong> el que se observa<br />

la dispersión de puntos correspondi<strong>en</strong>tes a las muestras de las distintas facies del Granito Potrerillos sigui<strong>en</strong>do una<br />

serie de evolución calcoalcalina.<br />

clinopirox<strong>en</strong>os. Las muestras G8, G10 y G12 son las que pres<strong>en</strong>tan mayores valores de Ni y<br />

Co (Ni <strong>en</strong>tre 25 y 38 ppm, Co > 30 ppm). La muestra G8 es la única que registra valores algo<br />

más elevados de Cr (95,1 ppm).<br />

El V y el Ti son elem<strong>en</strong>tos altam<strong>en</strong>te fraccionados <strong>en</strong> los óxidos de Fe y Ti (ilm<strong>en</strong>tita<br />

o titanomagnetita). Si se comportan <strong>en</strong> forma difer<strong>en</strong>te, probablem<strong>en</strong>te el Ti se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tre<br />

fraccionado <strong>en</strong> una fase accesoria como titanita o rutilo. La correlación de estos elem<strong>en</strong>tos


FRIGERIO Et al.<br />

Figura 11. Diagramas multielem<strong>en</strong>tales normalizados al<br />

condrito C1 (Sun y McDonough, 1989) de doce muestras<br />

del Granito Potrerillos. A) facies principales del cuerpo<br />

del plutón; B) facies ácidas; C) facies básicas.<br />

123<br />

Figura 12. Diagramas multielem<strong>en</strong>tales normalizados<br />

a MORB (Pearce, 1983) de doce muestras del Granito<br />

Potrerillos. A) facies principales del cuerpo del plutón;<br />

B) facies ácidas; C) facies básicas. Ord<strong>en</strong>ami<strong>en</strong>to<br />

de los elem<strong>en</strong>tos según el aum<strong>en</strong>to del grado de<br />

incompatibilidad hacia la izquierda.<br />

<strong>en</strong> las muestras analizadas es evid<strong>en</strong>te y se asocia al tipo de roca. Las muestras G2, G4, G6<br />

y G11 pres<strong>en</strong>tan los m<strong>en</strong>ores valores de V y Ti mi<strong>en</strong>tras que las muestras G1, G8, G10 y<br />

G12 pres<strong>en</strong>tan altos valores de ambos y coincide con la pres<strong>en</strong>cia de titanita (especialm<strong>en</strong>te<br />

abundante <strong>en</strong> las muestras G8 y G12).<br />

Por su parte Zr y Hf son elem<strong>en</strong>tos muy incompatibles que no se sustituy<strong>en</strong> <strong>en</strong> las fases<br />

mayoritarias silicatadas (aunque pued<strong>en</strong> reemplazar al Ti <strong>en</strong> la titanita o rutilo). En este<br />

caso, las muestras G1 y G10 claram<strong>en</strong>te pres<strong>en</strong>tan valores altos para ambos elem<strong>en</strong>tos, sin<br />

embargo la correlación no es tan clara para el resto de las muestras, si<strong>en</strong>do G4, G6, G9 y G11<br />

qui<strong>en</strong>es pres<strong>en</strong>tan valores más bajos. La variabilidad probablem<strong>en</strong>te se relacione a la mayor o<br />

m<strong>en</strong>or abundancia de fases minerales que fraccionan Hf y Zr (e.g. circón).<br />

El Ba y el Rb son elem<strong>en</strong>tos incompatibles que sustituy<strong>en</strong> al K <strong>en</strong> el feldespato potásico,<br />

micas u hornbl<strong>en</strong>da. El Rb sustituye <strong>en</strong> proporción m<strong>en</strong>or <strong>en</strong> la hornbl<strong>en</strong>da que <strong>en</strong> el<br />

feldespato potásico y micas, por ello la relación K/Ba permite distinguir <strong>en</strong>tre <strong>esta</strong>s fases. La<br />

mayor parte de las muestras del granito ti<strong>en</strong><strong>en</strong> valores relativam<strong>en</strong>te altos de Ba y Rb (G1,


124<br />

GRanItO POtRERIllOs, PREcORdIllERa dE JaGüé (la RIOJa)<br />

G3, G4 y G5). La muestra G8 es la única que registra valores bajos de ambos elem<strong>en</strong>tos<br />

por lo que es muy probable el control mineralógico. Por ejemplo, <strong>en</strong> G2 se observa un alto<br />

cont<strong>en</strong>ido de Ba pero bajas conc<strong>en</strong>traciones de Rb, lo que <strong>esta</strong>ría probablem<strong>en</strong>te relacionado<br />

a la pres<strong>en</strong>cia de hornbl<strong>en</strong>da. El caso opuesto se observa para las muestras G9 y G6 <strong>en</strong> la<br />

cual las altas conc<strong>en</strong>traciones de Rb <strong>en</strong> relación al Ba se asociarían a la mayor conc<strong>en</strong>tración<br />

de feldespato potásico.<br />

El Sr sustituye al Ca <strong>en</strong> las plagioclasas (pero no <strong>en</strong> los pirox<strong>en</strong>os), y <strong>en</strong> m<strong>en</strong>or cantidad<br />

al K del feldespato potásico. A mayores presiones, donde la plagioclasa ya no es <strong>esta</strong>ble, se<br />

comporta como elem<strong>en</strong>to incompatible. Por las características de campo ya expu<strong>esta</strong>s, se<br />

asume un emplazami<strong>en</strong>to poco profundo del granito, por lo que se descartaría <strong>esta</strong> última<br />

opción. Las muestras G6, G9 y G11 pres<strong>en</strong>tan los valores más bajos de Sr, porque son las<br />

muestras con m<strong>en</strong>or cont<strong>en</strong>ido de plagioclasa y pocos mafitos <strong>en</strong> g<strong>en</strong>eral. Las muestras G1<br />

y G12 son especialm<strong>en</strong>te ricas <strong>en</strong> Sr, sin embargo no es claro que esto se relacione solo a<br />

la pres<strong>en</strong>cia de plagioclasa ya que las muestras r<strong>esta</strong>ntes también son ricas <strong>en</strong> este mineral,<br />

quizás podría deberse a la abundancia de minerales máficos cálcicos <strong>en</strong> dichas muestras<br />

(augita, hornbl<strong>en</strong>da).<br />

El Y comúnm<strong>en</strong>te es incompatible y pres<strong>en</strong>ta un comportami<strong>en</strong>to similar al de las tierras<br />

raras pesadas (HREE). Es fuertem<strong>en</strong>te particionado <strong>en</strong> el granate y anfíbol. La titanita y<br />

la apatita también conc<strong>en</strong>tran Y, por lo tanto la pres<strong>en</strong>cia de <strong>esta</strong>s fases minerales como<br />

accesorios podría t<strong>en</strong>er un efecto significativo <strong>en</strong> la abundancia de este elem<strong>en</strong>to. En el caso<br />

del granito Potrerillos no se observan particularidades respecto a las conc<strong>en</strong>traciones de este<br />

elem<strong>en</strong>to. Las muestras G8 y G12 pres<strong>en</strong>tan titanita, mi<strong>en</strong>tras que <strong>en</strong> el resto de las muestras,<br />

las únicas fases minerales accesorias importantes son el circón y la apatita. Por lo tanto, se<br />

puede expresar que la muestra G5 es una excepción ya que muestra valores bajos tanto de Y<br />

como de Zr y valores altos de TiO 2 (o Ti) respecto al resto de las muestras analizadas.<br />

ElEmEntos dE las tiErras raras (rEE). En la Tabla 4 se resum<strong>en</strong> los valores<br />

normalizados al condrito C1 (Sun y McDonough, 1989) para 6 muestras del cuerpo<br />

principal del plutón. En el diagrama de tierras raras correspondi<strong>en</strong>te (Figura 13) se observa<br />

un <strong>en</strong>riquecimi<strong>en</strong>to de las tierras raras livianas (LREE) <strong>en</strong> relación a las pesadas (HREE),<br />

incluso afectando <strong>en</strong> parte a las tierras raras intermedias. Por otro lado, no se observa una<br />

anomalía negativa de Eu, o ésta es levem<strong>en</strong>te positiva. Estas características son coher<strong>en</strong>tes<br />

con los patrones de tierras raras que suel<strong>en</strong> formarse <strong>en</strong> los términos m<strong>en</strong>os difer<strong>en</strong>ciados de<br />

los magmas calcoalcalinos. También se advierte un leve <strong>en</strong>riquecimi<strong>en</strong>to <strong>en</strong> las tierras raras<br />

pesadas (HREE) que podría <strong>esta</strong>r relacionado a un control mineralógico. En este s<strong>en</strong>tido,<br />

algunas fases (especialm<strong>en</strong>te el granate) reti<strong>en</strong><strong>en</strong> las HREE con prefer<strong>en</strong>cia a las LREE,<br />

mi<strong>en</strong>tras que el ortopirox<strong>en</strong>o y la hornbl<strong>en</strong>da lo hac<strong>en</strong> <strong>en</strong> m<strong>en</strong>or proporción. La esf<strong>en</strong>a<br />

y la plagioclasa (ambas pres<strong>en</strong>tes <strong>en</strong> el Granito Potrerillos) por el contrario reti<strong>en</strong><strong>en</strong> con<br />

prefer<strong>en</strong>cia las LREE.<br />

Las muestras G1 y G5 pres<strong>en</strong>tan leve anomalía positiva de Eu mi<strong>en</strong>tras que G2, G4, G7<br />

y G10 no registran anomalía de Eu pero pres<strong>en</strong>tan un pico positivo <strong>en</strong> el Tm, excepto G4.<br />

Por lo g<strong>en</strong>eral se asume que una anomalía negativa de Eu <strong>en</strong> los diagramas de tierras raras<br />

se debe a un proceso de fraccionami<strong>en</strong>to de la plagioclasa <strong>en</strong> el magma permiti<strong>en</strong>do que el<br />

Eu +3 cambie su <strong>esta</strong>do de oxidación a Eu +2 , difer<strong>en</strong>ciándose así del comportami<strong>en</strong>to de las<br />

demás tierras raras. Esto le permite <strong>en</strong>trar prefer<strong>en</strong>tem<strong>en</strong>te <strong>en</strong> la estructura de la plagioclasa,<br />

que al fraccionarse <strong>en</strong> las primeras etapas de difer<strong>en</strong>ciación del magma deja un líquido<br />

empobrecido <strong>en</strong> Eu. En las rocas g<strong>en</strong>eradas a partir de este magma pobre <strong>en</strong> plagioclasa<br />

se g<strong>en</strong>era una anomalía negativa de Eu. La aus<strong>en</strong>cia de anomalía de Eu o leve anomalía


FRIGERIO Et al.<br />

positiva observada se atribuye a que no ha habido fraccionami<strong>en</strong>to de la plagioclasa, que es<br />

abundante especialm<strong>en</strong>te <strong>en</strong> las muestras de composición intermedia a básica.<br />

Elem<strong>en</strong>to<br />

Tabla 4. Composición de tierras raras de las muestras del Granito Potrerillos. Valores <strong>en</strong> ppm. “X N ”: valores<br />

normalizados al condrito C1 (Sun y McDonough, 1989).<br />

125


126<br />

Implicaciones sobre el ambi<strong>en</strong>te tectónico<br />

GRanItO POtRERIllOs, PREcORdIllERa dE JaGüé (la RIOJa)<br />

Figura 13. Diagramas de tierras raras normalizados al C1 promedio (Sun y McDonough, 1989) de seis muestras de<br />

distintas fases del Granito Potrerillos.<br />

Los diagramas geoquímicos de discriminación tectónica vinculan al magmatismo a un<br />

ambi<strong>en</strong>te de arco relacionado a márg<strong>en</strong>es contin<strong>en</strong>tales activos (Pearce et al., 1984; Harris<br />

et al., 1986). La abundancia de minerales hidratados, especialm<strong>en</strong>te biotita, es común <strong>en</strong><br />

granitoides formados <strong>en</strong> este tipo de ambi<strong>en</strong>te tectónico. Los granitoides postorogénicos<br />

no pued<strong>en</strong> distinguirse de granitoides de arco volcánico (VAG) y sin-colisionales (Syn-<br />

COLG) <strong>en</strong> los diagramas de Pearce et al. (1984; Figura 14A-D). Debido a la relación que<br />

existe <strong>en</strong>tre la intrusión y la deformación como motas (cordierita?, andalusita?) cortadas por<br />

clivaje y rotadas, el Granito Potrerillos sería pre-colisional a levem<strong>en</strong>te sin-colisional. Los<br />

diagramas de Harris et al. (1986; Figura 14E) probablem<strong>en</strong>te estén más influ<strong>en</strong>ciados por la<br />

movilidad del Rb t<strong>en</strong>i<strong>en</strong>do <strong>en</strong> cu<strong>en</strong>ta los valores de CIA obt<strong>en</strong>idos y las características de los<br />

aflorami<strong>en</strong>tos, pero se observa un resultado coher<strong>en</strong>te con los obt<strong>en</strong>idos <strong>en</strong> los diagramas<br />

de Pearce et al. (1984).<br />

Con el increm<strong>en</strong>to de la madurez del arco, los granitoides VAG se <strong>en</strong>riquec<strong>en</strong> <strong>en</strong> Rb,<br />

Th, U, Ta, Nb, Hf e Y, mi<strong>en</strong>tras que se empobrec<strong>en</strong> <strong>en</strong> Ba, Sr, P, Zr y Ti. (Rollinson, 1993).<br />

Brown et al. (1984) propon<strong>en</strong> los diagramas Rb/Zr vs. Nb o Rb/Zr vs. Y, <strong>en</strong> los que con una<br />

mayor madurez del arco se observa una correlación positiva <strong>en</strong>tre estos pares de valores. Sin<br />

embargo, no se observa una correlación clara <strong>en</strong>tre los valores obt<strong>en</strong>idos para las muestras<br />

del Granito Potrerillos. Las muestras con mayores valores de Rb/Zr correspond<strong>en</strong> a los<br />

difer<strong>en</strong>ciados félsicos más tardíos (Figura 15A-B).<br />

Geología isotópica y edad<br />

La edad del magmatismo que originó este cuerpo granítico fue estimada como silúrica<br />

con dudas (Aceñolaza y Bernasconi, 1969; Aceñolaza et al., 1971). Algunas dataciones<br />

obt<strong>en</strong>idas posteriorm<strong>en</strong>te por el método K-Ar <strong>en</strong> biotita y anfíbol <strong>en</strong> cuerpos graníticos de<br />

la región permitieron referir t<strong>en</strong>tativam<strong>en</strong>te su edad al Carbonífero Tardío (313 Ma, Caminos<br />

1972; Llambías y Caminos, 1987). Considerando la deformación sobreimpu<strong>esta</strong> <strong>en</strong> el área,<br />

<strong>esta</strong>s edades podrían <strong>esta</strong>r reflejando ev<strong>en</strong>tos metamórficos posteriores a la cristalización. La<br />

deformación que se ha observado <strong>en</strong> el granito no es un rasgo común para los granitoides<br />

carboníferos (Caminos, 1972; Llambías y Caminos, 1987), por lo que <strong>esta</strong> información sugiere


FRIGERIO Et al.<br />

Figura 14. A), B), C) y D): Diagramas de discriminacion tectónica del Granito Potrerillos que lo vinculan a un<br />

ambi<strong>en</strong>te de arco volcánico. (Pearce et al., 1984). ORG: granitoides de dorsales oceánicas (normales, anormales,<br />

dorsales de cu<strong>en</strong>cas de retroarco y antearco); WPG: granitoides de intraplaca (complejos anulares, corteza at<strong>en</strong>uada<br />

e islas oceánicas); VAG: granitoides de arco volcánico (arcos oceánicos tholeiíticos, calcoalcalinos, y arcos de marg<strong>en</strong><br />

contin<strong>en</strong>tal); COLG: granitoides colisionales (sintectónicos y postectónicos <strong>en</strong> colisión contin<strong>en</strong>tal; sintectónicos <strong>en</strong><br />

colisión arco-contin<strong>en</strong>te). E) Diagrama Rb/10 – Hf – Ta * 3 (Harris et al., 1986) para discriminación de granitoides<br />

de fondo oceánico, arco volcánico e intraplaca; los granitoides colisionales ca<strong>en</strong> <strong>en</strong> el límite <strong>en</strong>tre estos dos últimos<br />

una edad más antigua para el Granito Potrerillos, aunque por otro lado es evid<strong>en</strong>tem<strong>en</strong>te más<br />

jov<strong>en</strong> que la edad de la roca de caja (Ordovícico Tardío a Silúrico Temprano; ca. 440 Ma,<br />

Frigerio 2008b; Frigerio et al., 2009) y que la faja de deformación de Jagüé (pre-Carbonífero<br />

Inferior-Medio con varias reactivaciones). En la Tabla 5 se resum<strong>en</strong> los anteced<strong>en</strong>tes de datos<br />

geocronológicos.<br />

isocrona rb/sr rt . Para acotar la edad del Granito Potrerillos se realizó una datación<br />

por Rb/Sr <strong>en</strong> roca total analizando 7 muestras de las distintas facies del granito. Las muestras<br />

analizadas G2, G4, G7 y G10 pert<strong>en</strong>ec<strong>en</strong> al cuerpo principal del granito, G6 y G9 son<br />

filones aplíticos póstumos y G8 es un dique diorítico asociado y periférico al granito. El<br />

procesami<strong>en</strong>to de laboratorio fue realizado <strong>en</strong> el C<strong>en</strong>tro de Investigaciones Geológicas (CIG,<br />

127


128<br />

GRanItO POtRERIllOs, PREcORdIllERa dE JaGüé (la RIOJa)<br />

Figura 15. Diagramas de correlación Rb/Zr vs. Nb (A) y Rb/Zr vs. Y (B) propuestos por Brown et al. (1984).<br />

Tabla 5. Síntesis de los anteced<strong>en</strong>tes de edad para el Granito Potrerillos y otros granitoides carboníferos de la región<br />

(modificado de Maisonave, 1979 y Llambías, 1999). Se han resaltado <strong>en</strong> gris los cuerpos que tradicionalm<strong>en</strong>te se<br />

consideraron vinculados.


FRIGERIO Et al.<br />

Tabla 6. Análisis isotópicos Rb-Sr <strong>en</strong> roca total de siete muestras del Granito Potrerillos.<br />

Figura 16. Diagrama de isocrona (errorcrona) Rb/Sr obt<strong>en</strong>ido para el Granito Potrerillos (n=7).<br />

La Plata) y la espectrometría de masas <strong>en</strong> la Universidad de Sao Paulo, Brasil. Para el cálculo<br />

de la edad se utilizó el programa Isoplot, ex-modelo 3 de Ludwig (2001, Tabla 6). Como se<br />

observa <strong>en</strong> la Figura 16, se obtuvo una edad de 338 ± 33 Ma, con relación 87 Sr/ 86 Sr i = 0,70449<br />

± 0.00085 y MSWD = 349. Por el error calculado puede considerarse que constituye una<br />

isocrona de refer<strong>en</strong>cia o errorcrona, por lo que <strong>esta</strong> datación será discutida más adelante. La<br />

baja relación inicial de 87 Sr/ 86 Sr es muy cercana al valor promedio de 0,704 estimado para<br />

rocas mantélicas a partir de x<strong>en</strong>olitos, por lo cual se puede inferir que el magma que originó<br />

este cuerpo se formó por difer<strong>en</strong>ciación o fusión parcial de material mantélico (o material<br />

cortical reci<strong>en</strong>tem<strong>en</strong>te separado del manto).<br />

datación U-Pb En circonEs. En virtud que el diagrama isocrónico obt<strong>en</strong>ido por Rb/<br />

Sr <strong>en</strong> roca total pres<strong>en</strong>tó un error elevado, se <strong>en</strong>cararon dataciones por U-Pb <strong>en</strong> circones<br />

con el fin de obt<strong>en</strong>er una edad mas precisa del Granito Potrerillos. Las tres muestras<br />

seleccionadas para ser datadas forman parte de los aflorami<strong>en</strong>tos más homogéneos y con<br />

aus<strong>en</strong>cia de <strong>en</strong>claves. Correspond<strong>en</strong> a un granito alcalino (G4) y un monzogranito (G5)<br />

129


130<br />

GRanItO POtRERIllOs, PREcORdIllERa dE JaGüé (la RIOJa)<br />

que fueron analizados in situ por LA-MC-ICP-MS <strong>en</strong> el Laboratorio de Geología Isotópica<br />

de la Universidade Federal do Rio Grande do Sul (Porto Alegre, Brasil), y a una monzonita<br />

(si<strong>en</strong>odiorita, G1) analizada por ID-TIMS <strong>en</strong> el C<strong>en</strong>tro de Pesquisas Geocronológicas de la<br />

Universidade de Sao Paulo (Brasil). Los resultados se pres<strong>en</strong>tan <strong>en</strong> las Tablas 7 y 8.<br />

Tipología de circones: Los circones obt<strong>en</strong>idos son rosados a violáceos, prismáticos y<br />

euhedrales a subhedrales. Ti<strong>en</strong><strong>en</strong> longitudes variables y comúnm<strong>en</strong>te pres<strong>en</strong>tan crecimi<strong>en</strong>tos<br />

secundarios. Las imág<strong>en</strong>es tomadas con microscopio electrónico (MEB-BSE) permitieron<br />

id<strong>en</strong>tificar una zonación magmática oscilatoria <strong>en</strong> varios circones y la pres<strong>en</strong>cia de núcleos<br />

<strong>en</strong> algunos de ellos. La zonación oscilatoria es g<strong>en</strong>eralm<strong>en</strong>te débil y puede incluso no ser<br />

visible, pero <strong>en</strong> otros casos es posible distinguirla bi<strong>en</strong> <strong>en</strong> la zona c<strong>en</strong>tral o <strong>en</strong> la más externa<br />

de los cristales, dejando una zona intermedia más homogénea. Pocos núcleos pres<strong>en</strong>tan una<br />

zonación desdibujada o <strong>en</strong> parches.<br />

Relación Th/U: Esta relación puede usarse para discriminar <strong>en</strong>tre granos de circones<br />

magmáticos y metamórficos <strong>en</strong> las rocas sedim<strong>en</strong>tarias, como una herrami<strong>en</strong>ta para los<br />

estudios de proced<strong>en</strong>cia (Hartmann y Santos, 2004). Las relaciones Th/U de los spots (LA-<br />

ICP-MS; Tabla 8) de los cristales analizados se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran <strong>en</strong>tre 0,33 y 0,88 para G5, con un<br />

promedio de 0,53, y para G4 varía <strong>en</strong>tre 0,34 y 1,55, con un promedio de 0,74. Se observó<br />

que la relación Th/U de los núcleos es siempre mayor que la de los bordes externos. Las<br />

características texturales observadas <strong>en</strong> la zonación son típicas de circones ígneos, aún para<br />

los núcleos, que también pose<strong>en</strong> valores de Th/U que los vinculan a un orig<strong>en</strong> magmático<br />

(Th/U = 0,2 a 1,5; Hartmann y Santos, 2004). En el circón A-I-07 (Tabla 8) de la muestra G4<br />

se ha observado una alta conc<strong>en</strong>tración de Th (>1,5).<br />

Edades U-Pb: Los resultados para la muestra QP-G1 (n = 3; Tabla 7, Figura 17B) dieron<br />

una edad principal 206 Pb/ 238 U de 350,8 ± 7,1 Ma (MSWD = 6,4, con un nivel de confid<strong>en</strong>cia<br />

de 0,95). Para la muestra G4 (n = 16), dos grupos de edades 206 Pb/ 238 U: una edad más jov<strong>en</strong><br />

y predominante de 355,8 ± 3,1 Ma (MSWD = 0,047, con un nivel de confid<strong>en</strong>cia de 0,83;<br />

Figura 17C), y una edad más antigua de 374,9 ± 9,3 Ma (MSWD = 0,0067, con un nivel de<br />

confid<strong>en</strong>cia de 93%; Figura 17D). Esta última g<strong>en</strong>eralm<strong>en</strong>te corresponde a los núcleos con<br />

altos valores de Th/U observados <strong>en</strong> algunos granos. La muestra G5 (n = 20; Figura 17A)<br />

arrojó una edad concordia de 345,8 ± 2,6 Ma (MSWD = 0,014, con un nivel de confid<strong>en</strong>cia<br />

de 0,90). La edad más antigua obt<strong>en</strong>ida para la muestra G4 (374,9 ± 9,3 Ma) indica la edad<br />

de cristalización inicial del magma <strong>en</strong> el Devónico Superior, mi<strong>en</strong>tras que las edades más<br />

jóv<strong>en</strong>es que pres<strong>en</strong>tan la mayoría de los cristales y bordes externos recristalizados (345,8 ±<br />

2,6 Ma, 355,8 ± 3,1 Ma y 350,8 ± 7,1 Ma) están relacionadas al magmatismo principal del<br />

Carbonífero Temprano (Tournaisiano) o cerca del límite Devónico-Carbonífero.<br />

Morfología de circones: Los circones de la muestra G4 son euhedrales, aunque suel<strong>en</strong> <strong>esta</strong>r<br />

quebrados o fracturados. Pued<strong>en</strong> pres<strong>en</strong>tar algunas aristas algo redondeadas o caras con<br />

irregularidades leves o <strong>en</strong>golfami<strong>en</strong>tos, debido probablem<strong>en</strong>te a un proceso de reabsorción<br />

magmática. Algunos de los cristales pose<strong>en</strong> núcleos relícticos (x<strong>en</strong>ocristales) <strong>en</strong> los que el<br />

proceso de reabsorción es más evid<strong>en</strong>te. En las imág<strong>en</strong>es MEB-BSE se observa una zonación<br />

magmática oscilatoria muy t<strong>en</strong>ue y gradual, e incluso algunos cristales casi homogéneos,<br />

indicando que la composición del magma no ha variado mucho durante el crecimi<strong>en</strong>to de los<br />

cristales. Aparec<strong>en</strong> algunos pocos anillos más brillantes <strong>en</strong> la zona media y luego uno o dos<br />

hacia los bordes de los cristales, y sólo <strong>en</strong> algunos cristales se observan áreas más brillantes<br />

y difusas <strong>en</strong> los núcleos. La zonación magmática es más conspicua <strong>en</strong> los x<strong>en</strong>ocristales.<br />

Estos núcleos son redondeados o anedrales y la superficie limitante suele cortar la zonación<br />

magmática interna de los x<strong>en</strong>ocristales. En algunos casos no es clara la exist<strong>en</strong>cia de un<br />

núcleo relíctico. En otros, los núcleos o anillos medios bi<strong>en</strong> marcados pres<strong>en</strong>tan fracturas


FRIGERIO Et al.<br />

Tabla 7. Análisis U-Pb <strong>en</strong> circones por ID-TIMS de la muestra G1 (n=3).<br />

131


132<br />

GRanItO POtRERIllOs, PREcORdIllERa dE JaGüé (la RIOJa)<br />

Tabla 8. Resultados de datos de U-Pb <strong>en</strong> zircon obt<strong>en</strong>idos por LA-MC-ICP-MS para las muestras G4 y G5 del<br />

Granito Potrerillos.<br />

radiales hacia los bordes y algunas fracturas concéntricas paralelas a este anillo; estos sectores<br />

se expand<strong>en</strong> por causa de la mayor conc<strong>en</strong>tración de Pb radiactivo g<strong>en</strong>erando las fracturas.<br />

Se observan inclusiones hexagonales (Ap?), redondeadas o elongadas. Algunas de ellas son<br />

grandes <strong>en</strong> comparación con el tamaño del cristal y suel<strong>en</strong> <strong>esta</strong>r distribuidas al azar y otras<br />

veces se alinean <strong>en</strong> concordancia con la zonación magmática interna.<br />

La edad 206 Pb/ 238 U de los núcleos y cristales formados durante la primera etapa de<br />

crecimi<strong>en</strong>to varía <strong>en</strong>tre 377 y 364 Ma (Devónico Superior), mi<strong>en</strong>tras que la edad de los anillos<br />

externos de los circones con núcleos varía <strong>en</strong>tre 358 y 346 Ma (Carbonífero Inferior bajo).<br />

El circón A-I-15 (Tabla 8) es un caso particular ya que ti<strong>en</strong>e una edad casi igual <strong>en</strong> el<br />

núcleo (357 Ma) y <strong>en</strong> el borde (358 Ma) <strong>en</strong> el sistema 206 Pb/ 238 U, y lo mismo ocurre <strong>en</strong> el<br />

sistema 207 Pb/ 235 U. Esto puede significar que ha habido pérdida de Pb <strong>en</strong> el núcleo g<strong>en</strong>erando<br />

un rejuv<strong>en</strong>ecimi<strong>en</strong>to, o que el núcleo se formó durante la misma etapa de crecimi<strong>en</strong>to<br />

magmático que el borde, indicando que no se trata de un x<strong>en</strong>ocristal. Por otro lado, las<br />

edades 207 Pb/ 206 Pb coincid<strong>en</strong> con los demás valores de 371 y 349 Ma para núcleo y borde<br />

respectivam<strong>en</strong>te.<br />

En la muestra G5 los cristales son euhedrales a subhedrales, suel<strong>en</strong> t<strong>en</strong>er aristas<br />

redondeadas y alguna cara con irregularidades (reabsorción). La pres<strong>en</strong>cia de inclusiones es


FRIGERIO Et al.<br />

Figura 17. Diagramas concordia (Tera y Wasserburg, 1972) de edades U/Pb obt<strong>en</strong>idas <strong>en</strong> las muestras de circones<br />

del Granito Potrerillos. A), C), D) por ICP-MS-LA y B) por TIMS. Edades obt<strong>en</strong>idas para muestras de cristales de<br />

A) G5 (n = 20); B) G1 (n = 3); C) y D) G4, anillo externo y núcleo, respectivam<strong>en</strong>te (n =16).<br />

Figura 18. Distribución de edades 206 Pb/ 238 U <strong>en</strong> circón obt<strong>en</strong>idas por ICP-MS-LA para las muestras del Granito<br />

Potrerillos. A) G4; B) G5.<br />

abundante, y <strong>en</strong> algunos cristales se conc<strong>en</strong>tran y alinean sigui<strong>en</strong>do la zonación magmática.<br />

La mayoría de los granos ti<strong>en</strong><strong>en</strong> zonación magmática t<strong>en</strong>ue y con anillos anchos/separados.<br />

En otros no es evid<strong>en</strong>te una zonación o pres<strong>en</strong>tan áreas con zonaciones difusas. Algunos<br />

cristales han crecido a partir de un núcleo más acicular y luego se <strong>en</strong>sancharon. Los núcleos<br />

continúan hacia los bordes casi sin superficies de separación claras, por ello es difícil apreciar<br />

la pres<strong>en</strong>cia de x<strong>en</strong>ocristales internos.<br />

Las edades 206 Pb/ 238 U de <strong>esta</strong> muestra indican que los circones se formaron durante el<br />

Carbonífero Inferior, aunque son algo más jóv<strong>en</strong>es que las de la muestra G4 (<strong>en</strong>tre 325 a 356<br />

Ma). Dos cristales revelaron núcleos con edades del Devónico Medio y Superior (389 y 371<br />

133


134<br />

GRanItO POtRERIllOs, PREcORdIllERa dE JaGüé (la RIOJa)<br />

Ma) y un cristal registró una edad ordovícica superior (459 Ma). Este último cristal habría<br />

sido incorporado de la roca de caja sedim<strong>en</strong>taria, aunque <strong>en</strong> la imag<strong>en</strong> BSE no se observan<br />

características texturales que apoy<strong>en</strong> <strong>esta</strong> interpretación.<br />

El circón C-III-33 (Tabla 8) ti<strong>en</strong>e una edad más jov<strong>en</strong> <strong>en</strong> el núcleo (346 Ma, Carbonífero<br />

Inferior) que <strong>en</strong> el borde (360 Ma, Devónico Superior) <strong>en</strong> el sistema 206 Pb/ 238 U, por lo que no<br />

es conv<strong>en</strong>i<strong>en</strong>te considerar este dato. Es probable que se haya producido una pérdida de Pb<br />

<strong>en</strong> el núcleo y quizás también <strong>en</strong> los bordes. El cristal C-III-09 (Tabla 8) ti<strong>en</strong>e un núcleo con<br />

edad ordovícica superior ( 206 Pb/ 238 U = 459 ± 8 Ma) y un borde con edad carbonífera inferior<br />

( 206 Pb/ 238 U = 356 ± 5 Ma). Este sería un cristal asimilado desde la roca de caja ordovícica,<br />

aunque la edad de ésta es algo más jov<strong>en</strong> (440,3 ± 6,8, límite Ordovícico-Silúrico; Frigerio,<br />

2008).<br />

Interpretación de los datos U-Pb<br />

Las edades del Carbonífero Superior obt<strong>en</strong>idas previam<strong>en</strong>te por el método K/Ar <strong>en</strong><br />

biotita y Carbonífero Inferior obt<strong>en</strong>idas por Rb/Sr (RT) podrían haber sido rejuv<strong>en</strong>ecidas por<br />

un ev<strong>en</strong>to posterior aunque cercano a la intrusión del granito. Entre el 63 y 65% de las edades<br />

concordia U/Pb Zr se ubican d<strong>en</strong>tro del Carbonífero Inferior bajo (Tournaisiano; G5: 345,8<br />

± 2,6 Ma; G4: 355,8 ± 3,1 Ma y 374,9 ± 9,3 Ma), y la edad más antigua <strong>en</strong> la muestra G5<br />

es del Devónico Superior (Figura 18A-B). Las edades de cristalización de G5 ca<strong>en</strong> d<strong>en</strong>tro<br />

del Carbonífero Inferior, aunque alcanzan edades más jóv<strong>en</strong>es que G4. Sobre la base de<br />

la relación Th/U toda la población de circones datados t<strong>en</strong>drían un orig<strong>en</strong> magmático<br />

(Th/U = 0,2 a 1,5). Los estudios isotópicos realizados sugier<strong>en</strong> que habría un proceso de<br />

mezcla de dos magmas, uno más básico y otro más ácido. La mezcla no fue completam<strong>en</strong>te<br />

miscible, con evid<strong>en</strong>cias de mingling <strong>en</strong> los aflorami<strong>en</strong>tos: e.g. ‘gotas’ y complejos de v<strong>en</strong>as<br />

félsicas <strong>en</strong> los sectores más máficos, <strong>en</strong>claves microgranulares máficos <strong>en</strong> las granodioritas<br />

y rocas más félsicas con predominio de magma félsico. Dado que se trata de un plutón<br />

bastante superficial, probablem<strong>en</strong>te no hubo sufici<strong>en</strong>te tiempo para que se homogeinice la<br />

mezcla de ambos magmas antes de <strong>en</strong>friarse. T<strong>en</strong>i<strong>en</strong>do <strong>en</strong> cu<strong>en</strong>ta las evid<strong>en</strong>cias de campo<br />

(y geoquímicas) de que el plutón ha sufrido un proceso de mingling, y asociando esto a las<br />

edades obt<strong>en</strong>idas <strong>en</strong> núcleos y bordes de los circones, puede interpretarse que la población<br />

de circones del plutón consta de cristales nuevos (formados <strong>en</strong> el magma híbrido) y cristales<br />

previos al proceso de mezcla. Lo más probable es que estos últimos hayan sobrevivido a un<br />

proceso de disolución/reabsorción asociado al ev<strong>en</strong>to de hibridización por mingling, luego del<br />

cual continuaron su crecimi<strong>en</strong>to durante el <strong>en</strong>friami<strong>en</strong>to del nuevo sistema. En los casos <strong>en</strong><br />

que exist<strong>en</strong> núcleos de x<strong>en</strong>ocristales, éstos pres<strong>en</strong>tan características ígneas y arrojan edades<br />

muy cercanas a los sobrecrecimi<strong>en</strong>tos externos. Según lo que se observa <strong>en</strong> las imág<strong>en</strong>es<br />

MEB, los x<strong>en</strong>ocristales crecieron <strong>en</strong> un sistema de composición más variable <strong>en</strong> el tiempo<br />

respecto a los bordes, cuyas evid<strong>en</strong>cias son: zonación oscilatoria más conspicua y núcleos<br />

más brillantes con BSE, que indicarían una mayor conc<strong>en</strong>tración y variación del cont<strong>en</strong>ido de<br />

elem<strong>en</strong>tos traza (Hf, P, Y, REE, U y Th). A pesar de las evid<strong>en</strong>cias de asimilación de bloques<br />

de la roca de caja que se observan <strong>en</strong> el campo, los circones analizados no habrían sido<br />

aportados por la roca de caja sino <strong>en</strong> su mayoría formados in situ d<strong>en</strong>tro del magma. Así, el<br />

proceso de asimilación parcial de la roca de caja habría sido poco significativo ya sea porque<br />

no habría t<strong>en</strong>ido tiempo o temperatura sufici<strong>en</strong>te, quedando como esquistos inyectados y<br />

bloques angulosos conc<strong>en</strong>trados localm<strong>en</strong>te d<strong>en</strong>tro del granito. Se interpreta que el magma<br />

básico se mezcló con el magma ácido <strong>en</strong> el Devónico Superior, promovi<strong>en</strong>do la reabsorción


FRIGERIO Et al.<br />

magmática (disolución por sub-saturación del fundido y aum<strong>en</strong>to de temperatura) de los<br />

cristales de circón. Aquellos cristales que sobrevivieron quedaron como x<strong>en</strong>ocristales <strong>en</strong> el<br />

fundido. Luego continuó el <strong>en</strong>friami<strong>en</strong>to y crecimi<strong>en</strong>to de los cristales <strong>en</strong> el nuevo sistema<br />

magmático híbrido hasta el Carbonífero Inferior.<br />

Isótopos de Sm y Nd<br />

Una edad modelo “manto deprimido” (T DM ) es una estimación del mom<strong>en</strong>to <strong>en</strong> el cual la<br />

roca se separó de su fu<strong>en</strong>te mantélica. Para rocas ígneas y meta-ígneas es una bu<strong>en</strong>a estimación<br />

de la “edad de formación cortical”. En el caso de los granitoides derivados del manto, la edad<br />

modelo registra la edad de fraccionami<strong>en</strong>to del precursor basáltico del granitoide, y se asume<br />

que está muy cerca de la edad de cristalización del mismo. Para los granitoides que derivan<br />

de la fusión parcial de corteza contin<strong>en</strong>tal antigua, las edades modelo indican la edad de la<br />

fu<strong>en</strong>te cortical que los originó; esto es posible ya que los procesos de fraccionami<strong>en</strong>to intracorticales<br />

no disturban el sistema Sm-Nd. Sin embargo, es común que los granitoides sean<br />

resultado de una mezcla de fu<strong>en</strong>tes cortical y mantélica; <strong>en</strong> este caso la edad modelo da un<br />

resultado intermedio.<br />

Para el Granito Potrerillos se obtuvieron edades T DM más antiguas (G1: 630Ma, G4:<br />

620Ma, G10: 850Ma) usando el modelo propuesto por De Paolo et al. (1991), <strong>en</strong> el que se<br />

consideran dos etapas de difer<strong>en</strong>ciación magmática, que el modelo de De Paolo (1981, G1:<br />

469 Ma, G4: 475 Ma, G10: 630 Ma) <strong>en</strong> el que se considera una sola etapa de difer<strong>en</strong>ciación.<br />

Los valores de εNd positivos a ligeram<strong>en</strong>te negativos de las muestras del Granito Potrerillos<br />

(Figura 19A-B, Tablas 9 y 10) <strong>esta</strong>rían indicando una fu<strong>en</strong>te mantélica/magma poco<br />

contaminado durante su asc<strong>en</strong>so y emplazami<strong>en</strong>to <strong>en</strong> la corteza. Esto podría deberse a una<br />

corteza delgada o a un asc<strong>en</strong>so rápido del magma, de manera que el sistema no se haya<br />

llegado a contaminar significativam<strong>en</strong>te. Acorde con los valores positivos o poco negativos<br />

de εNd se prefirió usar el modelo de De Paolo (1981), considerando que el magma no debió<br />

haberse difer<strong>en</strong>ciado demasiado como sería de esperar <strong>en</strong> el modelo de dos etapas.<br />

Consideraciones finales<br />

El Granito Potrerillos es un plutón compuesto por una variedad de facies composicionales<br />

<strong>en</strong>tre las que dominan las monzonitas y granodioritas. Son rocas ricas <strong>en</strong> biotita y plagioclasa,<br />

y como minerales accesorios pres<strong>en</strong>tan apatita y circón. En dioritas y gabros llega a ser<br />

importante la titanita. Hay evid<strong>en</strong>cias de asimilación de la roca de caja, repres<strong>en</strong>tadas por<br />

<strong>en</strong>claves esquistosos ricos <strong>en</strong> biotita. Las características observadas principalm<strong>en</strong>te <strong>en</strong> los<br />

aflorami<strong>en</strong>tos (<strong>en</strong>claves máficos, zonas heterogéneas de inmiscibilidad), han permitido<br />

id<strong>en</strong>tificar un proceso de mingling <strong>en</strong>tre dos magmas de distinta composición. La pres<strong>en</strong>cia<br />

de filones sin-magmáticos aplíticos indica un comportami<strong>en</strong>to rígido de la roca de caja<br />

durante el <strong>en</strong>friami<strong>en</strong>to. Los crecimi<strong>en</strong>tos secundarios observados <strong>en</strong> cristales de circón<br />

y apatita pued<strong>en</strong> relacionarse a distintas etapas de crecimi<strong>en</strong>to durante el magmatismo<br />

y/o al crecimi<strong>en</strong>to luego de la asimilación de bloques de la roca de caja. La pres<strong>en</strong>cia de<br />

miarolas rell<strong>en</strong>as, l<strong>en</strong>tes pegmatíticas marginales y los abundantes <strong>en</strong>claves de la roca de caja<br />

sedim<strong>en</strong>taria sugier<strong>en</strong> un emplazami<strong>en</strong>to <strong>en</strong> profundidades someras.<br />

El granito está deformado y ha sido afectado por metamorfismo regional de medio a bajo<br />

grado junto a la roca de caja sedim<strong>en</strong>taria, <strong>en</strong> la cual además g<strong>en</strong>eró una aureola de contacto<br />

caracterizada por el moteado de las facies finas y crecimi<strong>en</strong>to de biotita.<br />

135


136<br />

GRanItO POtRERIllOs, PREcORdIllERa dE JaGüé (la RIOJa)<br />

Por los datos obt<strong>en</strong>idos, el Granito Potrerillos es un plutón de arco relacionado a subducción<br />

de composición principalm<strong>en</strong>te monzonítica emplazado a bajas profundidades. Las edades<br />

206 Pb/ 238 U ubican el pulso magmático principal <strong>en</strong> el Carbonífero Temprano (Tournaisiano),<br />

cerca del límite Devónico-Carbonífero, mejorando la edad previa de <strong>en</strong>friami<strong>en</strong>to K/<br />

Ar (Bt) . La edad más antigua Devónico Superior obt<strong>en</strong>ida <strong>en</strong> la muestra G4 corresponde a<br />

núcleos de circones ígneos que pudieron haberse formado <strong>en</strong> un pulso magmatico previo<br />

posteriorm<strong>en</strong>te invadido por el ev<strong>en</strong>to magmático principal del Carbonífero. Los núcleos<br />

discordantes parec<strong>en</strong> haber sido cristales magmáticos tempranos reabsorbidos antes de ser<br />

incorporados al pulso principal o durante el proceso de mingling.<br />

El Granito Potrerillos se ubica <strong>en</strong> un área compleja con respecto a la evolución y marco<br />

geotectónico regional (Figura 1), intruy<strong>en</strong>do a metasedim<strong>en</strong>titas ordovícicas de la Precordillera<br />

riojana y si<strong>en</strong>do tradicionalm<strong>en</strong>te considerado d<strong>en</strong>tro del arco magmático gondwánico de<br />

Cordillera Frontal. Las características petrológicas y geoquímicas del Granito Potrerillos<br />

son consist<strong>en</strong>tes con un ambi<strong>en</strong>te tectónico de arco volcánico, relacionado a procesos de<br />

subducción <strong>en</strong> un marg<strong>en</strong> contin<strong>en</strong>tal activo. Esta característica también se observa <strong>en</strong><br />

Figura 19. Gráfico Nd versus edad (t), <strong>en</strong> el que se muestran las edades modelo obt<strong>en</strong>idas para las muestras<br />

analizadas del Granito Potrerillos. A) según modelo de De Paolo (1981); B) según modelo de De Paolo (1991).<br />

Tabla 9. Tabla de resultados isotópicos de Sm-Nd para tres muestras del Granito Potrerillos y cálculo de las edades<br />

modelo correspondi<strong>en</strong>tes según el modelo de De Paolo et al. (1981).<br />

Muestra Sm Nd<br />

147 Sm/ 144 Nd<br />

143 144<br />

Nd/ Nd error εåNd(0) εåNd<br />

(tc) t TDM<br />

(ppm) (ppm) (ppm) (Ma)<br />

G1 9.10 68.80 0.07995 0.51264 18 0.04 5.30 350 630<br />

G4 4.05 26.73 0.09164 0.51267 19 0.62 5.40 356 620<br />

G10 6.07 36.99 0.09919 0.51257 15 -1.33 3.00 350 850<br />

Tabla 10. Tabla de resultados isotópicos de Sm-Nd para tres muestras del Granito Potrerillos y cálculo de las edades<br />

modelo correspondi<strong>en</strong>tes según el modelo de De Paolo et al. (1991).


FRIGERIO Et al.<br />

los metasedim<strong>en</strong>tos de la roca de caja, la cual posee una edad máxima de sedim<strong>en</strong>tación<br />

ordovícica (a silúrica). Las características geoquímicas de los metasedim<strong>en</strong>tos de la roca de<br />

caja (Frigerio, 2008b) coincid<strong>en</strong> con las del plutón para un ambi<strong>en</strong>te de arco magmático<br />

contin<strong>en</strong>tal, aunque no necesariam<strong>en</strong>te del mismo ciclo.<br />

Considerando las relaciones estratigráficas y estructurales observadas, la actividad<br />

magmática principal ocurrió antes de las fases tectónicas Río Blanco y San Rafael, las<br />

cuales pudieron haber reseteado el sistema K/Ar. Las edades U/Pb obt<strong>en</strong>idas relacionarían<br />

al plutón a la fase tectónica Chánica (sincrónica), pero considerando las características<br />

observadas <strong>en</strong> los aflorami<strong>en</strong>tos (discordantes respecto a la roca de caja sedim<strong>en</strong>taria<br />

y de morfología subcircular especialm<strong>en</strong>te), y su signatura geoquímica intermedia con<br />

composiciones principalm<strong>en</strong>te monzoníticas-granodioríticas, puede ser considerado d<strong>en</strong>tro<br />

de los granitoides tardío a post-tectónicos de la orog<strong>en</strong>ia Famatiniana (e.g. González et al.,<br />

2006).<br />

La difer<strong>en</strong>cia de edades con los cuerpos plutónicos cercanos es pequeña, sin embargo,<br />

mi<strong>en</strong>tras que los granitoides del cerro de Las Tunas, sierra del Peñón y cerro Comecaballos<br />

pert<strong>en</strong>ec<strong>en</strong> a los inicios del ciclo magmático gondwánico, de acuerdo con los resultados<br />

obt<strong>en</strong>idos hasta el mom<strong>en</strong>to para el Granito Potrerillos se lo considera aquí d<strong>en</strong>tro de los<br />

<strong>esta</strong>díos finales del ciclo Famatiniano (fase Chánica).<br />

Agradecimi<strong>en</strong>tos<br />

Al Prof. Dr. Miguel A. Stipp Basei por la colaboración pr<strong>esta</strong>da para la obt<strong>en</strong>ción de<br />

los datos U-Pb (ID-TIMS) <strong>en</strong> el CPGeo, Universidade de Sao Paulo, Brasil. Al Dr. Ricardo<br />

Varela, por su colaboración <strong>en</strong> las dataciones Rb-Sr. Se agradece al árbitro, Dra. Brígida<br />

Castro, y al Comité Editorial del Simposio por las suger<strong>en</strong>cias y correcciones que ayudaron a<br />

mejorar el manuscrito. Al CONICET por el apoyo económico recibido a través del PIP 0647.<br />

Bibliografía<br />

Aceñolaza, F.G. y Bernasconi, A. 1969. Sobre la edad de las intrusivas que afloran <strong>en</strong> el sector norte de la Precordillera<br />

riojana: Área del Río Bonete. IV Jornadas Geológicas Arg<strong>en</strong>tinas, M<strong>en</strong>doza, Actas 2: 61-67.<br />

Aceñolaza, F.G., Toselli, A.J. y Bernasconi, A. 1971. La Precordillera de Jagüé, La Rioja, Arg<strong>en</strong>tina. Su importancia<br />

geológica y estructural. Acta Geológica Lilloana, 14: 257-290.<br />

Brown, G.C., Thorpe, R.S. y Webb, P.C. 1984. The geochemical characteristics of granitoids in contrasting arcs and<br />

comm<strong>en</strong>ts on magma sources. Journal of the Geological Society, 141: 413-426.<br />

Caminos, R. 1972. Perfil geológico de la Cordillera <strong>en</strong>tre los 28º 00’ y los 28º 30’ de latitud sur, provincia de La Rioja,<br />

República Arg<strong>en</strong>tina. Revista de la Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina, 27: 71-83.<br />

Caminos, R. y Fauqué, L. 2004. Descripción geológica de la hoja 2969-II Tinogasta, Escala 1:250.000. Servicio<br />

Geológico Minero Arg<strong>en</strong>tino, Bu<strong>en</strong>os Aires, 100: 1-85.<br />

Chappell, B. y White, A. 1984. I and S type granites in the Lachland Fold Belt, SE Australia. Transactions of the Royal<br />

Society of Edinburgh, Earth Sci<strong>en</strong>ces, 83: 1-26.<br />

Cox, K.G., Bell, J.D. y Pankhurst, R.J. 1979. The interpretation of igneous rocks. All<strong>en</strong> and Unwin, London. 450 pp.<br />

De Paolo, D.J. 1981. Neodymium isotopes in the Colorado Front Range and crust-mantle evolution in the<br />

Proterozoic. Nature, 291: 193-196.<br />

De Paolo, D.J., Linn, A.M., Schubert, G. 1991. The contin<strong>en</strong>tal crustal age distribution: methods of determining<br />

mantle separation ages from Sm-Nd isotopic data and application to the Southwestern United States. Journal of<br />

Geophysical Research, 96: 2071-2088.<br />

Fedo, C.M., Nesbitt, H.W., Young, G.M. 1995. Unraveling the effects of potassium metasomatism in sedim<strong>en</strong>tary<br />

rocks and paleosols, with implications for paleoweathering conditions and prov<strong>en</strong>ance. Geology, 23: 921-924.<br />

137


138<br />

GRanItO POtRERIllOs, PREcORdIllERa dE JaGüé (la RIOJa)<br />

Frigerio, P.V. 2008a. El Granito Potrerillos, noroeste de La Rioja: un plutón relacionado a subducción <strong>en</strong> el extremo<br />

norte del Terr<strong>en</strong>o Precordillera. XVII Congreso Geológico Arg<strong>en</strong>tino, Jujuy, Actas 3: 1014-1015.<br />

Frigerio, P.V. 2008b. Caracterizacion de la Formación Río Bonete <strong>en</strong> el perfil de la Quebrada de Potrerillos,<br />

Precordillera de Jagüé, La Rioja: implicancias geotectónicas. XVII Congreso Geologico Arg<strong>en</strong>tino, Jujuy, Actas 3:<br />

1012-1013.<br />

Frigerio P.V., Cingolani, C.A., Chemale Jr., F. 2009. Edades U/Pb de circones detríticos de metasedim<strong>en</strong>titas<br />

Ordovícico-Silúricas de la Precordillera de Jagüé, La Rioja, Arg<strong>en</strong>tina. Simposio 45 anos de geocronologia no<br />

Brasil, C<strong>en</strong>tro de Pesquisas Geocronológicas, Instituto de Geoci<strong>en</strong>cias, Universidad de Sao Paulo, Sao Paulo,<br />

Resúm<strong>en</strong>es Expandidos: 245-247.<br />

Frigerio P.V., Cingolani, C.A., Chemale Jr., F., Basei, M.A.S. 2010. U-Pb ages of the subduction related Potrerillos<br />

pluton, northern Cuyania terrane, La Rioja province, Arg<strong>en</strong>tina. VII South American Symposium on Isotope<br />

Geology, Brasilia, Actas: 162-165.<br />

González, P.D., Sato, A.M., Llambías, E.J. y Basei, M.A. 2006. Deformación y edad de plutones y diques monzonítico<br />

graníticos post-orogénicos tempranos del oeste de la Sierra de San Luis. Serie de Correlación Geológica, 21: 105-132.<br />

Harris, N.B.W., Pearce, J.A. y Tindle, A.G. 1986. Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. En:<br />

Coward, M.P. y Reis A.C. (Eds.), Collision tectonics. Geological Society of London Special Publication, 19: 67-81.<br />

Hartman, L.A. y Santos, J.O.S. 2004. Predominance of high Th/U, magmatic zircon in Brazilian Shield sandstones.<br />

Geology, 32: 73-76.<br />

Irvine, T.N. y Baragar, W.R.A. 1971. A guide to the chemical classification of the common rocks. Canadian Journal<br />

of Earth Sci<strong>en</strong>ces, 8: 523-548.<br />

Krauskopf, K.B. y Bird, D.K. 1995. Introduction to geochemistry. McGraw-Hill Inc., New York, 646 pp.<br />

Kretz, R. 1983. Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist, 78: 277-279.<br />

Le Maitre, R.W., Bateman, P., Dudek, A., Keller, J., Lameyre, J., Le Bas, M.J., Sabine, P.A., Schmid, R., Sor<strong>en</strong>s<strong>en</strong>, H.,<br />

Streckeis<strong>en</strong>, A., Woolley, A.R. y Zanettin, B. 1989. A Classification of Igneous Rocks and Glossary of Terms:<br />

Recomm<strong>en</strong>dations of the International Union of Geological Sci<strong>en</strong>ces Subcommission on the Systematics of<br />

igneous rocks. Blackwell Sci<strong>en</strong>tific, Oxford, 193 pp.<br />

Llambías, E.J. 1999. Las rocas ígneas gondwánicas. En: Caminos, R. (Ed.), Geología Arg<strong>en</strong>tina, Instituto de Geología y<br />

Recursos Minerales, Bu<strong>en</strong>os Aires, Anales 29: 349-363.<br />

Llambías, E.J. y Caminos, R. 1987. El magmatismo neopaleozoico de Arg<strong>en</strong>tina. En: Archangelsky, S. (Ed.), El<br />

Sistema Carbonífero <strong>en</strong> la República Arg<strong>en</strong>tina, Academia Nacional de Ci<strong>en</strong>cias, Córdoba, 253-280.<br />

Ludwig, K.R. 2001. Using Isoplot/Ex. A geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology C<strong>en</strong>ter,<br />

Special Publication, Berkeley.<br />

Maisonave, H.M. 1979. Hoja geológica 14c - Cerros Cuminchango, provincias de La Rioja y Catamarca, Escala<br />

1:200.000. Carta Geológica Económica de la República Arg<strong>en</strong>tina, Servicio Geológico Nacional, Bu<strong>en</strong>os Aires, Boletín<br />

162, 86 pp.<br />

Martina, F. y Astini, R.A. 2009. Geología de la región del río Bonete <strong>en</strong> el antepaís andino (27º30’LS): extremo norte<br />

del terr<strong>en</strong>o de precordillera. Revista de la Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina, 64: 312-328.<br />

Nesbitt, H.W. y Young, G.M. 1982. Early Proterozoic climates and plate motions inferred from major elem<strong>en</strong>t<br />

chemistry of lutites. Nature, 299: 715-717.<br />

Pearce, J.A. 1983. Role of sub-contin<strong>en</strong>tal lithosphere in magma g<strong>en</strong>esis at active contin<strong>en</strong>tal margins. En:<br />

Hawkesworth, C.J. y Norry, J.M. (Eds.), Contin<strong>en</strong>tal Basalts and Mantle X<strong>en</strong>oliths. Shiva, Nantwich, 230-249.<br />

Pearce, J.A., Harris, N.B.W. y Tindle, A.G. 1984. Trace elem<strong>en</strong>t discrimination diagrams for the tectonic interpretations<br />

of granitic rocks. Journal of Petrology, 25: 956-983.<br />

Rollinson, H. 1993. Using geochemical data: evaluation, pres<strong>en</strong>tation, interpretation. Longman Sci<strong>en</strong>tific & Technical,<br />

John Willey and Sons, New York, 352 pp.<br />

Shand, S.J. 1927. The Eruptive Rocks. John Wiley, New York, 360 pp.<br />

Steiger, R.H. y Jager, E. 1977. Subcommission on geochronology: conv<strong>en</strong>tion on the use of decay constants in geo-<br />

and cosmochronology. Earth and Planetary Sci<strong>en</strong>ce Letters, 36: 359-362.<br />

Sun, S. y McDonough, W.F. 1989. Chemical and isotopic systematics of ocean basalts: implications for mantle<br />

composition and processes. En: Saunders, A.D. y Norry, M.J. (Eds.), Magmatism in the Ocean Basins, Geological<br />

Society of London Special Publication, 42: 313-345.<br />

Tera, F. y Wasserburg, G. 1972. U-Th-Pb systematics in three Apollo 14 basalts and the problem of initial Pb in lunar<br />

rocks. Earth and Planetary Sci<strong>en</strong>ce Letters, 14: 281-304.<br />

Thornton, C.P. y Tuttle, O.F. 1960. Chemistry of igneous rocks. I. Differ<strong>en</strong>tiation index. American Journal of Sci<strong>en</strong>ces,<br />

258: 664-684<br />

Recibido: 25 de octubre de 2011<br />

Aceptado: 30 de diciembre de 2011


Serie Correlación Geológica, 28 (2): 139-150<br />

Aportes BÁEZ al Et Magmatismo al. y Metalogénesis Asociada II Tucumán, 2012 - ISSN 1514-4186 - ISSN <strong>en</strong> línea 1666-9479<br />

139<br />

Caracterización geoquímica del granito El Durazno,<br />

extremo norte de la sierra de Velasco, La Rioja<br />

Miguel A. BÁEZ 1,3 , Ana S. FOGLIATA 1,2 , Steff<strong>en</strong> HAGEMANN 4 y Fernando G. SARDI 1,3<br />

Resum<strong>en</strong>: El área de estudio se ubica <strong>en</strong> el norte de la sierra de Velasco, <strong>en</strong> la provincia de La Rioja. Está<br />

compu<strong>esta</strong> principalm<strong>en</strong>te por rocas graníticas que cristalizaron durante dos ev<strong>en</strong>tos magmáticos principales <strong>en</strong><br />

el Ordovícico y el Carbonífero. Los granitos más antiguos pres<strong>en</strong>tan difer<strong>en</strong>tes grados de deformación y los más<br />

jóv<strong>en</strong>es no están deformados. Los granitos datados como carboníferos hasta el pres<strong>en</strong>te <strong>en</strong> este sector son Asha y<br />

San Blas. Este último pres<strong>en</strong>ta una zona c<strong>en</strong>tral más evolucionada químicam<strong>en</strong>te, asociado a mineralizaciones de<br />

Sn. El granito El Durazno aflora al sureste del granito San Blas, no está deformado e intruye al ortogneis Antinaco,<br />

compuesto por rocas deformadas del Ordovícico. Es un granito postorogénico, peraluminoso y fuertem<strong>en</strong>te<br />

difer<strong>en</strong>ciado, con cont<strong>en</strong>idos de Na 2 O>K 2 O. Pres<strong>en</strong>ta altos cont<strong>en</strong>idos <strong>en</strong> Rb, Li, W, Cs, Nb y Ta y bajos <strong>en</strong> Ba,<br />

Sr, Y, Zr y Ce. El índice de caracterización geoquímica (GCI) para granitos asociados a mineralizaciones de W da<br />

valores positivos mayores que 4. Las tierras raras pres<strong>en</strong>tan cont<strong>en</strong>idos totales bajos, <strong>en</strong>tre 5,3 y 15,3 ppm, anomalía<br />

negativa de Eu y efecto tetrada convexo. En el borde norte del granito El Durazno exist<strong>en</strong> vetas de cuarzo con<br />

wolframita y hematita distribuidas irregularm<strong>en</strong>te que intruy<strong>en</strong> al ortogneis Antinaco. Ti<strong>en</strong><strong>en</strong> rumbo aproximado<br />

N-S y una corrida irregular. La aus<strong>en</strong>cia de deformación, relaciones de campo y características geoquímicas indican<br />

que el granito El Durazno es un intrusivo muy difer<strong>en</strong>ciado asociado a mineralización de W y de posible edad<br />

carbonífera.<br />

Abstract: Geochemical characterization of el Durazno Granite, northern Sierra De VelaSco, la rioja.<br />

The studied area is located in the north of the sierra de Velasco, La Rioja province. It is mainly composed of<br />

granitic rocks that crystallized during two main magmatic ev<strong>en</strong>ts in the Ordovician and Carboniferous. The older<br />

granites have differ<strong>en</strong>t types of deformation whereas the younger granites are not deformed. Two Carboniferous<br />

granites have be<strong>en</strong> dated in this area: Asha and San Blas. The latter has a chemically evolved c<strong>en</strong>tral zone related to<br />

Sn mineralization. The El Durazno undeformed granite outcrops southeast of the San Blas granite, and intrudes<br />

into the deformed Ordovician Antinaco orthogneiss. It is a postorog<strong>en</strong>ic, peraluminous and strongly differ<strong>en</strong>tiated<br />

granite, with cont<strong>en</strong>ts of Na 2 O>K 2 O. It has high values of Rb, Li, W, Cs, Nb and Ta, and low values of Ba, Sr,<br />

Y, Zr and Ce. The geochemical characterization index (GCI) for W-bearing differ<strong>en</strong>tiated granites is positive with<br />

values greater than 4. The REE show low total cont<strong>en</strong>ts, betwe<strong>en</strong> 5,3 and 15,3 ppm, negative Eu anomalies and a<br />

convex tetrad effect. At the northern border of the El Durazno granite, quartz veins with irregularly distributed<br />

wolframite and hematite cross-cut the Antinaco orthogneiss. The veins have irregular north-south strike. The<br />

abs<strong>en</strong>ce of deformation, field relations and geochemical characteristics indicate that the El Durazno granite is a<br />

highly differ<strong>en</strong>tiated intrusive associated with W mineralization and of possible Carboniferous age.<br />

Palabras clave: Granitos. Sierra de Velasco. Geoquímica. Wolframio.<br />

Key words: Granites. Sierra de Velasco. Geochemistry. Tungst<strong>en</strong>.<br />

Introducción<br />

La sierra de Velasco <strong>en</strong> la provincia de La Rioja está integrada <strong>en</strong> su mayor parte por rocas<br />

graníticas, algunas de las cuales han sido relacionadas con mineralizaciones. Un ejemplo de<br />

ello es el granito carbonífero San Blas ubicado <strong>en</strong> el extremo norte de dicha sierra, que ha<br />

1) Facultad de Ci<strong>en</strong>cias Naturales, Universidad Nacional de Tucumán. E-mail: miadbaez@yahoo.com.ar.<br />

2) Fundación Miguel Lillo. Tucumán.<br />

3) <strong>INSUGEO</strong>-CONICET. Tucumán.<br />

4) C<strong>en</strong>tre for Exploration Targeting, University of Western Australia.


140<br />

CaraCtEriZaCión gEoquímiCa dEl granito El duraZno<br />

sido relacionado con mineralizaciones de Sn (Cravero, 1983; Báez, 2006; Báez et al., 2008 y<br />

Rossi et al., 2011). En este trabajo se pres<strong>en</strong>tan los resultados del estudio geoquímico de un<br />

cuerpo granítico, ubicado al sur del granito San Blas, que se d<strong>en</strong>ominó granito El Durazno y<br />

está asociado a vetas con wolframita que fueron explotadas antiguam<strong>en</strong>te.<br />

Marco geológico<br />

La sierra de Velasco se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tra ubicada al norte de la provincia de La Rioja y forma<br />

parte de las Sierras Pampeanas Occid<strong>en</strong>tales (Ramos, 1999). Está compu<strong>esta</strong> principalm<strong>en</strong>te<br />

por rocas graníticas de difer<strong>en</strong>tes niveles de intrusión, grado de deformación y composición<br />

química. Los granitos se g<strong>en</strong>eraron durante los ciclos Famatiniano (Ordovícico Inferior a<br />

Medio) y Pos-Famatiniano (Devónico Superior a Carbonífero Inferior) (Báez, 2006). Al este<br />

de la sierra afloran rocas metamórficas de bajo a muy bajo grado, correlacionables con la<br />

Formación La Cébila (González Bonorino, 1951), datada mediante fósiles marinos como<br />

de edad ordovícica inferior (Verdecchia et al., 2007). En el flanco occid<strong>en</strong>tal predominan<br />

granitoides deformados. Al sur, afloran granodioritas y tonalitas (Bellos et al., 2002).<br />

En el extremo norte de la sierra se han reconocido granitoides deformados de edad<br />

ordovícica que conforman el ortogneis Antinaco (Rossi et al., 2005) y el pórfido tonalítico<br />

Punta Negra (Báez, 2006). Además se han id<strong>en</strong>tificado granitos no deformados del<br />

Carbonífero como Asha, San Blas y El Durazno (Figura 1).<br />

Granitoides del norte de la Sierra de Velasco<br />

OrtOgneis AntinAcO. El ortogneis Antinaco conforma la parte occid<strong>en</strong>tal y c<strong>en</strong>tralsur<br />

del norte de la sierra (Figura 1). Es una roca porfiroide, de grano grueso, fuertem<strong>en</strong>te<br />

deformada que pres<strong>en</strong>ta planos de discontinuidad S-C. Está compuesto por microclino,<br />

plagioclasa, cuarzo, biotita, muscovita, granate, circón, apatito, cianita y sillimanita. La<br />

mineralogía y el índice de saturación <strong>en</strong> alúmina <strong>en</strong>tre 1,21 a 1,42 indican que es un granitoide<br />

fuertem<strong>en</strong>te peraluminoso de tipo “S”. La edad de cristalización del protolito ha sido<br />

calculada <strong>en</strong> 470,6 ± 9,3 Ma por el método U/Pb conv<strong>en</strong>cional <strong>en</strong> circones (Báez, 2006).<br />

PórfidO tOnAlíticO PuntA negrA. Aflora <strong>en</strong> el extremo noreste de la sierra (Figura<br />

1). Está compuesto por f<strong>en</strong>oclastos de cuarzo y plagioclasa (An 40) <strong>en</strong> una matriz cuarzo<br />

feldespática rica <strong>en</strong> biotita. Pres<strong>en</strong>ta un aspecto finam<strong>en</strong>te foliado, originado por uno o más<br />

ev<strong>en</strong>tos deformativos, de tal forma que <strong>en</strong> sectores muestra aspecto de milonita S-C y <strong>en</strong><br />

otros sólo pres<strong>en</strong>ta carácter cataclástico.<br />

Pres<strong>en</strong>ta un índice de saturación <strong>en</strong> alúmina promedio de 1,43. Se calculó su edad de<br />

cristalización <strong>en</strong> 470,8 ± 2,5/2,9 Ma por el método U/Pb conv<strong>en</strong>cional <strong>en</strong> monacitas (Báez,<br />

2006).<br />

grAnitO AshA. Constituye el flanco ori<strong>en</strong>tal del extremo norte de la sierra de Velasco<br />

(Figura 1). Es un si<strong>en</strong>o a monzogranito es<strong>en</strong>cialm<strong>en</strong>te porfírico, que forma parte de la roca de<br />

caja del granito San Blas. La mineralogía está repres<strong>en</strong>tada por f<strong>en</strong>ocristales de microclino <strong>en</strong><br />

una matriz de grano medio a grueso compu<strong>esta</strong> por microclino, cuarzo, plagioclasa, biotita<br />

y m<strong>en</strong>ores proporciones de muscovita, circón, apatita y magnetita > ilm<strong>en</strong>ita. Pres<strong>en</strong>ta un<br />

índice de saturación <strong>en</strong> alúmina promedio de 1,13.


BÁEZ Et al.<br />

Figura 1. Mapa geológico del norte de la Sierra de Velasco.<br />

141


142<br />

CaraCtEriZaCión gEoquímiCa dEl granito El duraZno<br />

Dataciones realizadas por Mc Bride et al. (1976) determinaron por el método K/Ar sobre<br />

biotitas una edad de 330 ± 10 Ma, y Báez et al. (2004) obtuvieron por el método U/Pb sobre<br />

monacitas una edad de cristalización de 344 ± 1 Ma.<br />

grAnitO sAn BlAs. Es un notable aflorami<strong>en</strong>to de forma semielipsoidal, <strong>en</strong> el extremo<br />

norte de la sierra de Velasco, con una superficie aproximada de 190 km 2 (Figura 1). Está<br />

compuesto principalm<strong>en</strong>te por monzo y si<strong>en</strong>ogranitos porfiroides de dos micas. Los<br />

minerales principales son cuarzo, microclino y oligoclasa; como accesorios, biotita predomina<br />

sobre muscovita, apatito, fluorita, circón y opacos, y minerales secundarios como sericita y<br />

caolinita. El granito San Blas pres<strong>en</strong>ta una zonación interna debido a variaciones texturales,<br />

reconociéndose una zona c<strong>en</strong>tral con facies porfíricas a equigranulares y aplíticas, y una zona<br />

de borde constituida por pórfidos graníticos. Se trata de un cuerpo postorogénico emplazado<br />

<strong>en</strong> un ambi<strong>en</strong>te somero, que ha sido datado por el método U/Pb conv<strong>en</strong>cional <strong>en</strong> circones,<br />

dando una edad de 334 ± 5 Ma (Báez et al., 2004).<br />

Mineralización asociada: En la zona de Casa Pintada, donde aflora la facies c<strong>en</strong>tral del<br />

granito San Blas, Cravero (1983) describe casiterita aluvial y v<strong>en</strong>as compu<strong>esta</strong>s por cuarzomuscovita-turmalina<br />

con 6% de Sn. En la misma área afloran vetas de cuarzo-turmalina de<br />

rumbo N-S e inclinación subvertical con cristales de hematita y casiterita diseminados.<br />

grAnitO el durAznO. Se trata de un cuerpo subredondeado de aproximadam<strong>en</strong>te 8 km 2<br />

de superficie, ubicado al sudeste del granito San Blas (Figura 1). Es un si<strong>en</strong>o a monzogranito<br />

de textura equigranular de grano fino, de color blanco compuesto por cuarzo, feldespato<br />

potásico, plagioclasa, biotita, apatito y circón. Pres<strong>en</strong>ta agregados de color negro de hasta 4<br />

cm compuestos por biotita y minerales opacos (Figura 2B). El granito El Durazno no está<br />

deformado e intruye al ortogneis Antinaco (Figura 2A). Hasta el pres<strong>en</strong>te no contamos con<br />

una edad absoluta de este cuerpo granítico.<br />

Mineralización asociada: En el borde norte del granito El Durazno exist<strong>en</strong> antiguas labores<br />

que se utilizaron para la extracción de wolframio durante la década del 40. Dichas labores<br />

fueron realizadas sigui<strong>en</strong>do vetas de cuarzo <strong>en</strong> el ortogneis Antinaco. Las vetas ti<strong>en</strong><strong>en</strong> rumbo<br />

aproximado N-S, un espesor que no supera los 0,25 m y una corrida irregular (Figura 3 A<br />

y B). La mineralización consiste <strong>en</strong> wolframita y hematita. En las salbandas de las vetas se<br />

observan finas bandas de muscovita. Las muestras del granito próximo a las labores pres<strong>en</strong>tan<br />

cont<strong>en</strong>idos de wolframio de 42 ppm (Fogliata et al., 2012).<br />

Geoquímica del granito El Durazno<br />

Las muestras del granito El Durazno fueron analizadas <strong>en</strong> el laboratorio Acme de<br />

Vancouver (Canadá). Los elem<strong>en</strong>tos mayores fueron determinados por el método ICP-AES<br />

y los elem<strong>en</strong>tos trazas con el método ICP-MS.<br />

Los datos sobre elem<strong>en</strong>tos mayores, m<strong>en</strong>ores y trazas se pres<strong>en</strong>tan <strong>en</strong> la Tabla 1. El<br />

cont<strong>en</strong>ido de SiO varía <strong>en</strong>tre 73,49-75,88 % con un valor promedio de 74,41 %; TiO , CaO<br />

2 2<br />

total y MgO se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran <strong>en</strong> conc<strong>en</strong>traciones m<strong>en</strong>ores que 1%; Fe O varía <strong>en</strong>tre 0,59-0,82%<br />

2 3<br />

con un valor promedio de 0,72%; Na O > K O, con valores promedio de K O de 3,73%<br />

2 2 2<br />

y de Na O de 4,50%. El valor promedio de P O es de 0,30%. El índice de saturación <strong>en</strong><br />

2 2 5<br />

alúmina (ASI) varía <strong>en</strong>tre 1,15 y 1,35 (Figura 4).<br />

Comparando los cont<strong>en</strong>idos de elem<strong>en</strong>tos trazas con los cont<strong>en</strong>idos promedio de un<br />

granito normal propuesto por Levinson (1974) (Figura 5), el granito El Durazno pres<strong>en</strong>ta<br />

valores bajos <strong>en</strong> Ba (23 ppm <strong>en</strong> promedio), Sr (42 ppm), Y (3 ppm), Zr (96 ppm) y Ce (2,98


BÁEZ Et al.<br />

Figura 2. A: contacto <strong>en</strong>tre el granito El Durazno y el ortogneis Antinaco. B: textura del granito El Durazno.<br />

ppm), y altos <strong>en</strong> Rb (729 ppm), Cs (13,5 ppm), Nb (45,3 ppm), Ta (14,8 ppm), Sn y W. Los<br />

cont<strong>en</strong>idos de Th varían <strong>en</strong>tre 5,4 y 9,0 ppm y los de U <strong>en</strong>tre 2,1 y 9,6 ppm.<br />

Los cont<strong>en</strong>idos de Rb-Ba-Sr repres<strong>en</strong>tados <strong>en</strong> el diagrama triangular propuesto por<br />

El Bouseily y El Sokkary (1975) se proyectan <strong>en</strong> el campo de los granitos fuertem<strong>en</strong>te<br />

difer<strong>en</strong>ciados (Figura 6).<br />

En los diagramas Ba vs. Rb y Sr vs. Rb las muestras del granito El Durazno se proyectan<br />

<strong>en</strong> el campo de los granitos fértiles (Figura 7). La relación K/Rb <strong>en</strong> todos los casos es


144<br />

CaraCtEriZaCión gEoquímiCa dEl granito El duraZno<br />

Figura 3. A: antigua labor Mina El Durazno. B: veta de cuarzo mineralizada <strong>en</strong> el ortogneis Antinaco.<br />

mineralizaciones de W de los granitos estériles. Los granitos fértiles dan valores del GCI<br />

positivos, mi<strong>en</strong>tras que los granitos estériles pres<strong>en</strong>tan valores negativos, los que son<br />

calculados a través de la sigui<strong>en</strong>te fórmula:<br />

GCI = log 10 [(Rb 3 . Li . 10 4 ) / (Mg . K . Ba . Sr)]<br />

Las muestras del área de estudio, dan un valor de GCI positivo, <strong>en</strong>tre 5 y 6,6, d<strong>en</strong>tro del<br />

campo de los granitos asociados a mineralizaciones de W.<br />

Los cont<strong>en</strong>idos de tierras raras totales <strong>en</strong> las muestras estudiadas son bajos y varían<br />

<strong>en</strong>tre 5,33 y 15,33 ppm. La normalización de los cont<strong>en</strong>idos de tierras raras se realizó según<br />

el condrito C1 de Anders y Grevesse (1989) con el fin de comparar los resultados con<br />

otros trabajos de granitos asociados a mineralizaciones donde se utiliza dicho condrito. Las<br />

relaciones La N /Lu N normalizadas pres<strong>en</strong>tan valores <strong>en</strong>tre 1,61 y 2,67. Las anomalías del Eu,<br />

calculadas a través de la expresión Eu/Eu * = Eu N /(Sm N xGd N ) 1/2 , <strong>en</strong> todos los casos son


BÁEZ Et al.<br />

Figura 4. Diagrama ANK vs. ACNK de Maniar y Piccoli (1989). ANK=Al 2 O 3 /Na 2 O+K 2 O; ACNK=Al 2 O 3 /<br />

CaO+Na 2 O+K 2 O (proporciones moleculares).<br />

Figura 5. Diagrama de multielem<strong>en</strong>tos normalizado al granito de Levinson (1974) del granito El Durazno y el<br />

promedio de la facies aplítica del granito San Blas (Báez, 2006).<br />

negativas, con valores <strong>en</strong>tre 0,29 y 0,78. En el diagrama de la Figura 8, se observa una mayor<br />

proporción de tierras raras livianas respecto de las pesadas. En g<strong>en</strong>eral pres<strong>en</strong>tan el mismo<br />

patrón de variación a excepción de algunas muestras con muy bajos cont<strong>en</strong>idos <strong>en</strong> Ce, Gd,<br />

Dy e Yb. Así mismo, algunas muestras (Tabla 1) pres<strong>en</strong>tan un efecto tetrada, particularm<strong>en</strong>te<br />

<strong>en</strong> la tercera tetrada (Gd, Tb, Dy, Ho), que fue calculado por el método de Monecke et al.<br />

(2002).<br />

145


146<br />

∑<br />

CaraCtEriZaCión gEoquímiCa dEl granito El duraZno<br />

Tabla 1. Cont<strong>en</strong>ido de elem<strong>en</strong>tos mayores (% <strong>en</strong> peso) y trazas (ppm). Eu/Eu* = anomalía de Europio; t1, t3 y t4<br />

= valores de tetradas.


BÁEZ Et al.<br />

Figura 6. Diagrama Rb-Ba-Sr de El Bouseily y El Sokkary (1975).<br />

Figura 7. Diagramas Ba-Rb y Sr-Rb de Olade (1980).<br />

147


148<br />

CaraCtEriZaCión gEoquímiCa dEl granito El duraZno<br />

Figura 8. Cont<strong>en</strong>idos de tierras raras normalizados al condrito C1 de Anders y Grevesse (1989).<br />

Discusión y Conclusiones<br />

La aus<strong>en</strong>cia de evid<strong>en</strong>cias de deformación y la relación con la roca de caja confier<strong>en</strong> al<br />

granito El Durazno un carácter posdeformacional, al igual que el resto de los granitos de<br />

edad carbonífera del área de estudio. Cabe aclarar que el contacto con el ortogneis Antinaco<br />

es neto y no se han <strong>en</strong>contrado <strong>en</strong>claves de éste <strong>en</strong> el granito. Esto marca una difer<strong>en</strong>cia con<br />

el granito San Blas, el cual incorpora fragm<strong>en</strong>tos subangulosos de la roca de caja.<br />

Las características geoquímicas indican que se trata de un cuerpo granítico evolucionado.<br />

Son rocas peraluminosas con altos valores <strong>en</strong> SiO 2 y cont<strong>en</strong>idos de Na 2 O mayores que K 2 O.<br />

La relación <strong>en</strong>tre Na 2 O y K 2 O es similar a lo observado <strong>en</strong> la facies aplítica del granito San<br />

Blas.<br />

Los elem<strong>en</strong>tos traza utilizados por Olade (1980) y Srivastava y Sinha (1997), <strong>en</strong>tre otros,<br />

como indicadores para distinguir <strong>en</strong>tre granitos asociados a mineralización y granitos estériles<br />

permit<strong>en</strong> clasificar al granito El Durazno como un granito con pot<strong>en</strong>cial mineralizador<br />

asociado a wolframio. Esto marcaría una difer<strong>en</strong>cia con la facies aplítica del granito San Blas,<br />

la que está asociada únicam<strong>en</strong>te a <strong>esta</strong>ño.<br />

Los bajos cont<strong>en</strong>idos totales de tierras raras (


BÁEZ Et al.<br />

Por último, concluimos que el granito El Durazno es un intrusivo muy difer<strong>en</strong>ciado<br />

asociado a mineralización de W.<br />

Agradecimi<strong>en</strong>tos<br />

Los autores agradec<strong>en</strong> al C<strong>en</strong>tre for Exploration Targeting (University of Western<br />

Australia), a la Fundación Miguel Lillo y al Proyecto 26/G439 del Consejo de Investigaciones<br />

Ci<strong>en</strong>tíficas y Técnicas de la Universidad Nacional de Tucumán por el apoyo para poder llevar<br />

a cabo este trabajo. Así mismo, a los revisores por sus suger<strong>en</strong>cias y correcciones.<br />

Bibliografía<br />

Anders, E. y Grevesse, N. 1989. Abundances of the elem<strong>en</strong>ts: Meteoritic and solar. Geochimica et Cosmochimica Acta,<br />

53: 197-214.<br />

Báez, M. 2006. [Geología, petrología y geoquímica del basam<strong>en</strong>to ígneo metamórfico del sector norte de la sierra de Velasco, Provincia<br />

de La Rioja. Tesis doctoral. Facultad de Ci<strong>en</strong>cias Exactas, Físicas y Naturales de la Universidad Nacional de<br />

Córdoba, 207 pp Inédito].<br />

Báez, M., Basei, M.A., Toselli, A.J. y Rossi, J.N. 2004. Geocronología de granitos de la sierra de Velasco (Arg<strong>en</strong>tina):<br />

reinterpretación de la secu<strong>en</strong>cia magmática. Simposio Quar<strong>en</strong>ta Anos de Geocronologia no Brasil, C<strong>en</strong>tro de Pesquisas<br />

Geocronológicas (CPGeo) del Instituto de Geociências Universidade de São Paulo (USP), San Pablo Brasil,<br />

Actas 1: 85.<br />

Báez, M., Fogliata, A. y Sardi, F.G. 2008. Distribución de tierras raras y elem<strong>en</strong>tos traza como indicadores de<br />

evolución y pot<strong>en</strong>cial mineralizador <strong>en</strong> los granitos La Quebrada (sierra de Mazán), San Blas y Huaco (sierra de<br />

Velasco), La Rioja, Arg<strong>en</strong>tina. Acta Geológica Lilloana, 21: 21–33.<br />

Bellos, L., Grosse P., Ruíz A., Rossi J.N. y Toselli A.J. 2002. Petrografía y geoquímica de granitoides del flanco sudoccid<strong>en</strong>tal<br />

de la sierra de Velasco, La Rioja, Arg<strong>en</strong>tina. XV Congreso Geológico Arg<strong>en</strong>tino, El Calafate, Actas 2:<br />

81-86.<br />

Clarke, G. 2009. Elem<strong>en</strong>t partitioning in the formation of a microgranite sill with associated Mo +/- W deposits in<br />

the Herberton District, North-east Que<strong>en</strong>sland, Australia. T<strong>en</strong>th Bi<strong>en</strong>nial SGA Meeting, Townsville, V1 A3:14-16.<br />

Cravero, O. 1983. [Manif<strong>esta</strong>ción <strong>esta</strong>nnífera “Casa Pintada”. Dirección Nacional de Geología y Minería, Plan La Rioja.<br />

Informe Nº 182, 3 pp Inédito].<br />

El Bouseily, A.M. y El Sokkary, A.A. 1975. The relation betwe<strong>en</strong> Rb, Ba and Sr in granitic rocks. Chemical Geology,<br />

16: 207-219.<br />

Fogliata, A., Báez, M., Hagemann, S., Santos, O. y Sardi, F. 2012. Post-orog<strong>en</strong>ic, Carboniferous granite-hosted Sn-W<br />

mineralization in the Sierras Pampeanas Orog<strong>en</strong>, Northwestern Arg<strong>en</strong>tina. Ore Geology Review. Special Issue<br />

Primary Geochemical Characteristics of Mineral Deposits: Implications for Exploration, 45: 16-32.<br />

González Bonorino, F. 1951. Una nueva Formación Precámbrica <strong>en</strong> el Noroeste Arg<strong>en</strong>tino. Comunicaciones Ci<strong>en</strong>tíficas<br />

del Museo de la Plata, 5: 4-6.<br />

Levinson, A.A. 1974. Introduction to exploration geochemistry. Applied Publishing, Calgary, 612 pp.<br />

Maniar, P. y Piccoli, P., 1989. Tectonic discrimination of granitoids. Bulletin of the Geological Society of America, 101:<br />

635-643.<br />

Mcbride, S., Caelles, J.C., Clark, A.H. y Farrar, E. 1976. Paleozoic radiometric age provinces in the Andean Basem<strong>en</strong>t,<br />

latitudes 25º-30º S. Earth Planetary Sci<strong>en</strong>ce Letters, 29: 373-383.<br />

Monecke, T., Kempe U., Monecke J., Sala, M. y Wolf, D. 2002. Tetrad effect in rare earth elem<strong>en</strong>t distribution<br />

patterns: A method of quantification with application to rock and mineral samples from granite-related rare<br />

metal deposits. Geochimica et Cosmochimica Acta, 66: 1185-1196.<br />

Olade, M.A. 1980. Geochemical characteristics of tin bearing and tin-barr<strong>en</strong> granites, Northern Nigeria. Economic<br />

Geology, 75: 71-82.<br />

Ramos, V. 1999. Las provincias geológicas del territorio arg<strong>en</strong>tino. En: Caminos, R. (Ed.), Geología Arg<strong>en</strong>tina. Instituto<br />

de Geología y Recursos Minerales, Servicio Geológico Minero Arg<strong>en</strong>tino, Bu<strong>en</strong>os Aires, Anales 29: 41-96.<br />

Rossi, J.N., Toselli, A.J. y Báez, M.A. 2005. Evolución termobárica del ortogneis peraluminoso del NO de la Sierra<br />

de Velasco, La Rioja, Arg<strong>en</strong>tina. Revista de la Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina, 60: 278-289.<br />

149


150<br />

CaraCtEriZaCión gEoquímiCa dEl granito El duraZno<br />

Rossi, J.N., Toselli, A.J., Basei, M.A., Sial, A.N. y Báez, M.A. 2011. Geochemical indicators of metalliferous fertility<br />

in the Carboniferous San Blas pluton, Sierra de Velasco, Arg<strong>en</strong>tina. En: Sial, A.N., Bett<strong>en</strong>court, J.S., De<br />

Campos, C.P. y Ferreira, V.P. (Eds), Granite-Related Ore Deposits. Geological Society, London, Special Publication<br />

350: 175-186.<br />

Srivastava, P.K. y Sinha, A.K. 1997. Geochemical characterization of tungst<strong>en</strong>-bearing granites from Rajasthan,<br />

India. Journal of Geochemical Exploration, 60: 173-184.<br />

Tisch<strong>en</strong>dorf, G. 1977. Geological and petrographic characteristics of silicic magmatic rocks with rare elem<strong>en</strong>t<br />

mineralization. En: Stemprok, M., Burnol, L. y Tisch<strong>en</strong>dorf, G. (Eds.), Metalization associated with acid magmatism.<br />

Geological Survey, Prague, 2: 41-96.<br />

Verdecchia, S., Baldo, E., B<strong>en</strong>edetto, J. y Borghi, P. 2007. The first shelly fauna from metamorphic rocks of the<br />

Sierras Pampeanas (La Cébila Formation, Sierra de Ambato, Arg<strong>en</strong>tina): age and paleogeographic implications.<br />

Ameghiniana, 44: 493-498.<br />

Recibido: 30 de noviembre de 2011<br />

Aceptado: 16 de febrero de 2012


Serie Correlación Geológica, 28 (2): 151-166<br />

Aportes ORTIZ al Magmatismo SUÁREZ y ET Metalogénesis al. Asociada II Tucumán, 2012 - ISSN 1514-4186 - ISSN <strong>en</strong> línea 1666-9479<br />

151<br />

Geología y geofísica del cuerpo máfico-ultramáfico<br />

Las Cañas, Provincia de San Luis<br />

Ariel ORTIZ SUÁREZ 1 , Augusto MOROSINI 1 , Humberto ULACCO 1 y Andrés<br />

CARUGNO DURÁN 1<br />

Resum<strong>en</strong>: El cuerpo de las Cañas se ubica al NE de la provincia de San Luis, es un intrusivo de forma alargada<br />

y concordante según la estructura de la roca de caja. Su tamaño alcanza 800 metros de ancho por 2 kilómetros de<br />

largo. Se aloja <strong>en</strong> esquistos pert<strong>en</strong>eci<strong>en</strong>tes al Complejo Metamórfico Las Aguadas (Complejo Metamórfico Conlara)<br />

de esquistosidad de rumbo regional N 20 a 30º E y buzami<strong>en</strong>to de alto ángulo al este.<br />

La roca predominante es un gabro que muestra estratificación magmática, reconociéndose sectores ultramáficos<br />

de hasta 50 metros de diámetro, que <strong>en</strong> partes son hornbl<strong>en</strong>ditas piroxénicas formadas por cristales poiquilíticos<br />

de anfíbol con inclusiones de clinopirox<strong>en</strong>o, olivino alterado y minerales opacos. Estas rocas muestran alteración y<br />

mineralización de Ni, Cr, Fe, Zn y elem<strong>en</strong>tos del grupo del platino.<br />

El relevami<strong>en</strong>to geomagnético terrestre revela una anomalía <strong>en</strong> la zona mineralizada coincid<strong>en</strong>te con los sectores<br />

ultramáficos, con picos positivos y negativos de 1.955 y -480 nT próximos <strong>en</strong>tre si. Contrastes de aproximadam<strong>en</strong>te<br />

500 nT de amplitud caracterizan al cuerpo ígneo sin mineralización, mi<strong>en</strong>tras que las rocas metamórficas de la caja<br />

raram<strong>en</strong>te superan los 100 nT de amplitud.<br />

Las características geoquímicas indican que el cuerpo de Las Cañas está formado por dos grupos de rocas, unas<br />

con altos valores de MgO y otras predominantem<strong>en</strong>te toleíticas, <strong>en</strong> el primer caso pose<strong>en</strong> valores máximos <strong>en</strong>tre 2<br />

y 22 ppb de Pt o Pd.<br />

Abstract: GeoloGy and Geophysics of the las cañas mafic-ultramafic stock, san luis province. Las Cañas is<br />

an elongated stock located to the NE of San Luis province. Its structure is concordant with that of the country rock<br />

and has a size of 800 m wide by 2 km long, located in schists belonging to the Las Aguadas Metamorphic Complex<br />

(Conlara Metamorphic Complex) with N 20º - 30º schistosity and an eastward high angle dip.<br />

The predominant facies is a gabbro that shows magmatic stratification and contains ultramafic sectors of up to<br />

50 m in diameter; in some cases the rock is a pyrox<strong>en</strong>ic hornbl<strong>en</strong>dite formed by poikilitic amphibole crystals with<br />

inclusions of clinopyrox<strong>en</strong>e, altered olivine and opaque minerals. These rocks show alteration and mineralization of<br />

Ni, Cr, Fe, Zn and platinum group elem<strong>en</strong>ts.<br />

The geomagnetic terrestrial survey reveals an anomaly in the mineralized zone that coincides with the ultramafic<br />

rocks, with positive and negative peaks of 1955 and -480 nT that are close to each other. Contrasts of approximately<br />

500 in nT amplitude characterize the igneous body without mineralization, whereas the metamorphic host rocks<br />

rarely exceed 100 nT.<br />

The geochemical features indicate that the Las Cañas body is formed by two groups of rocks, one with high values<br />

of MgO and the other predominantly tholeitic, with the former case possessing betwe<strong>en</strong> 2 and 22 ppb of Pt or Pd.<br />

Palabras clave: Complejos máficos-ultramáficos, Complejo Metamórfico Conlara, magnetometría, MGP.<br />

Key words: Mafic-ultramafic complexes, Conlara Metamorphic Complex, magnetometry, PGM.<br />

Introducción<br />

El cuerpo de Las Cañas se ubica <strong>en</strong> la provincia de San Luis, al NE de la ciudad capital<br />

y 23 km al O de la localidad de Concarán (Figura 1A). Dicho cuerpo se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tra fuera de<br />

las fajas máficas – ultramáficas conocidas <strong>en</strong> la sierra de San Luis y ha sido poco estudiado<br />

1) Departam<strong>en</strong>to de Geología. Facultad de Ci<strong>en</strong>cias Físico-Matemáticas y Naturales. Universidad Nacional de San<br />

Luis. E-mail: aortiz@unsl.edu.ar.


152<br />

ROcaS mÁfIcaS-UlTRamÁfIcaS dE laS cañaS, San lUIS<br />

hasta el mom<strong>en</strong>to. El objetivo del pres<strong>en</strong>te trabajo está ori<strong>en</strong>tado a dar a conocer las<br />

principales características geológicas y geofísicas, así como analizar, de manera preliminar,<br />

su composición geoquímica.<br />

Figura 1. A. Mapa de ubicación del área estudiada. B. Mapa geológico del Plutón Las Cañas. C. Sector donde se<br />

realizó el muestreo para análisis químicos (Figura 6). D. Sector relevado con magnetometría (Figura 7A).<br />

Las rocas máficas – ultramáficas constituy<strong>en</strong> un importante elem<strong>en</strong>to para analizar los<br />

procesos ocurridos <strong>en</strong> la corteza y son herrami<strong>en</strong>tas útiles para determinar los ambi<strong>en</strong>tes<br />

tectónicos pasados. En la sierra de San Luis se han reconocido y descripto una serie de<br />

cuerpos de naturaleza máfica - ultramáfica, que originalm<strong>en</strong>te se agruparon <strong>en</strong> dos fajas,<br />

una ori<strong>en</strong>tal y otra occid<strong>en</strong>tal (Kilmurray y Villar, 1981). La primera, d<strong>en</strong>ominada Las<br />

Águilas – El Destino (Figura 1A), está integrada por pequeños cuerpos de noritas y gabros,<br />

con difer<strong>en</strong>ciados de pirox<strong>en</strong>itas y dunitas, que muestran una compleja historia (González<br />

Bonorino, 1961; Sabalúa et al., 1981; Malvicini y Brogioni, 1993; Brogioni, 1994, 2001a y b;<br />

Brogioni y Ribot, 1994, Felfernig et al., 1997; Ferracutti y Bjerg, 2001; Ferracutti et al., 2006,<br />

2007; Cruciani et al., 2008, 2011). La edad de la intrusión de las rocas que conforman la faja<br />

ori<strong>en</strong>tal <strong>esta</strong>ría compr<strong>en</strong>dida <strong>en</strong>tre el Cámbrico y Ordovícico, de acuerdo a determinaciones<br />

realizadas por Sims et al. (1998) y Ste<strong>en</strong>k<strong>en</strong> et al. (2006).<br />

La faja occid<strong>en</strong>tal, d<strong>en</strong>ominada por González et al. (2002) San Francisco – Villa de la<br />

Quebrada (Figura 1A), está integrada por anfibolitas ortoderivadas, con protolitos basálticos<br />

y komatiiticos (Merodio et al., 1978; Ortiz Suárez, 1999; González et al., 2002). La posible


ORTIZ SUÁREZ ET al.<br />

edad del magmatismo que dio orig<strong>en</strong> a <strong>esta</strong>s rocas se ha atribuido al mesoproterozoico (<strong>en</strong><br />

torno a los 1.500 Ma) por Sato et al. (2001).<br />

Por otra parte, es posible reconocer <strong>en</strong> los complejos metamórficos, con relativa<br />

frecu<strong>en</strong>cia, cuerpos de anfibolitas que <strong>en</strong> la mayoría de los casos derivan de rocas ígneas<br />

pre-metamórficas cuyas edades y características no son bi<strong>en</strong> conocidas (Ortiz Suárez, 1999;<br />

Delakowitz et al., 1991).<br />

Contexto geológico<br />

La región estudiada se inscribe <strong>en</strong> el complejo Conlara (Sims et al., 1997), que si bi<strong>en</strong><br />

fue definido para la zona sur de la sierra de San Luis posteriores trabajos lo han ext<strong>en</strong>dido a<br />

toda la región norte (Sato et al., 2003). Dicho complejo está formado por esquistos, gneises,<br />

migmatitas, anfibolitas y mármoles cuya evolución ha sido atribuida a la orog<strong>en</strong>ia Pampeana<br />

(Ste<strong>en</strong>k<strong>en</strong> et al., 2005; Martino et al., 2009).<br />

La roca de caja del cuerpo de Las Cañas la constituy<strong>en</strong> esquistos cuarzo biotíticos<br />

pert<strong>en</strong>eci<strong>en</strong>tes al Complejo Metamórfico Las Aguadas, interpretado como producto de un<br />

metamorfismo de baja presión (Ortiz Suárez, 1988), y que corresponde a las zonas de medio<br />

grado metamórfico del Complejo Metamórfico Conlara. Dichas metamorfitas muestran una<br />

marcada esquistosidad de rumbo variable <strong>en</strong>tre N 20 a 30º y 385º, el buzami<strong>en</strong>to es de alto<br />

ángulo, mayor de 65º, predominantem<strong>en</strong>te al este, y la lineación mineral inclina hacia el NE o<br />

NO con ángulos <strong>en</strong>tre 50 y 60º. Se reconoc<strong>en</strong> pliegues sinesquistosos de varias g<strong>en</strong>eraciones<br />

y pliegues locales que afectan la esquistosidad con planos axiales al NO. Numerosas<br />

pegmatitas intruy<strong>en</strong> a las rocas metamórficas y <strong>en</strong> m<strong>en</strong>or medida a las rocas ígneas de Las<br />

Cañas. También es posible <strong>en</strong>contrar <strong>en</strong> la región rocas pert<strong>en</strong>eci<strong>en</strong>tes al Complejo Intrusivo<br />

Rodeo Viejo (Ortiz Suárez, 1996) y granitos como El Peñón (Llaneza y Ortiz Suárez, 2000;<br />

St<strong>en</strong>ke<strong>en</strong> et al., 2005) o Los Alanices (Ulacco y Ramos, 2001; López de Luchi et al., 2011).<br />

Asimismo, se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran diques de lamprófidos y basaltos (Ortiz Suárez, 1996; Orozco y<br />

Ortiz Suárez, 2005) y mineralizaciones de W, V y Pb – Zn (Brodtkorb y Ametrano, 1981;<br />

Ulacco, 1997).<br />

Metodología e instrum<strong>en</strong>tal empleado<br />

Las actividades desarrolladas <strong>en</strong> el pres<strong>en</strong>te estudio consistieron <strong>en</strong> trabajos de campo,<br />

dirigidos a cartografiar y muestrear las unidades litológicas reconocidas, que permitieron<br />

la elaboración del mapa geológico (Figura 1B). Asimismo, <strong>en</strong> las campañas se efectuó el<br />

relevami<strong>en</strong>to magnetométrico del área estudiada.<br />

Durante el análisis petrográfico de rutina se seleccionaron muestras para la determinación<br />

química <strong>en</strong> algunos minerales, particularm<strong>en</strong>te plagioclasa y anfíbol. Este estudio se efectuó<br />

con un microscopio electrónico del LABMEN de la Universidad Nacional de San Luis,<br />

equipado con espectrómetros EDS y WDS, trabajando con un ancho de haz 5 micrones y una<br />

pot<strong>en</strong>cia de 20kV. Los patrones utilizados correspond<strong>en</strong> a minerales naturales (almandino,<br />

plagioclasa, sanidina, piropo, albita, rutilo y rodonita).<br />

Por otra parte, la Empresa Río Tinto Arg<strong>en</strong>tina realizó una serie de análisis químicos de<br />

elem<strong>en</strong>tos mayoritarios y trazas, <strong>en</strong> un área de aproximadam<strong>en</strong>te 0,5 km 2 ubicada <strong>en</strong> la parte<br />

153


154<br />

ROcaS mÁfIcaS-UlTRamÁfIcaS dE laS cañaS, San lUIS<br />

c<strong>en</strong>tral del cuerpo (Figura 1C). Los datos obt<strong>en</strong>idos permitieron realizar una caracterización<br />

geoquímica preliminar debido a la alteración pres<strong>en</strong>te y al tipo de elem<strong>en</strong>tos determinados.<br />

Los análisis fueron efectuados <strong>en</strong> los laboratorios Alex Stewart por Espectrofotometría de<br />

Emisión por Plasma de Argón (ICP).<br />

El relevami<strong>en</strong>to geomagnético terrestre se realizó mediante un Magnetómetro de<br />

Precesión Nuclear Geometrics G-856, con una distribución y espaciado irregular <strong>en</strong>tre<br />

mediciones, y cubri<strong>en</strong>do un área m<strong>en</strong>or a los 2 km 2 que abarca la zona c<strong>en</strong>tral del cuerpo<br />

intrusivo (Figura 1D). Se realizó la corrección por variación diurna mediante mediciones<br />

a difer<strong>en</strong>tes intervalos de tiempo <strong>en</strong> una <strong>esta</strong>ción de base. Se determinaron los valores<br />

anómalos mediante la comparación con el “IGRF” (International Geomagnetic Refer<strong>en</strong>ce<br />

Field) y se confeccionaron mapas de anomalía de Int<strong>en</strong>sidad Total de Campo Magnético<br />

Terrestre (F) mediante software específico.<br />

El Plutón Las Cañas<br />

GeoloGía. Se trata de un pequeño intrusivo de forma l<strong>en</strong>ticular que se dispone de<br />

manera concordante con la estructura de las rocas metamórficas. Sus contactos son netos e<br />

interdigitados (Figura 2A y B), dando lugar a una zona de unos 200 metros de ancho donde se<br />

intercalan las rocas ígneas con las rocas de caja (Figura 1B). Alcanza un tamaño de 800 metros<br />

de ancho por 2 kilómetros de largo. Hacia el norte y sur se reconoc<strong>en</strong> otros aflorami<strong>en</strong>tos<br />

de rocas similares. Prácticam<strong>en</strong>te no se observan f<strong>en</strong>óm<strong>en</strong>os de metamorfismo de contacto,<br />

solo se reconoce una leve recristalización de micas sin ori<strong>en</strong>tación <strong>en</strong> las rocas metamórficas<br />

próximas al contacto.<br />

El cuerpo de Las Cañas se localiza <strong>en</strong> el lado oeste de una fractura de importancia regional<br />

d<strong>en</strong>ominada Bajo de Véliz-San Felipe-El Morro (Criado Roque et al., 1981), que posee un<br />

rumbo casi N-S y se exti<strong>en</strong>de por más de 50 km (Figura 1A y B). Está formado por tres facies:<br />

tonalítica, máfica y ultramáfica. La primera facies se ubica <strong>en</strong> áreas marginales, la segunda es la<br />

predominante, mi<strong>en</strong>tras que las facies ultramáficas se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran <strong>en</strong> pequeños aflorami<strong>en</strong>tos<br />

ubicados <strong>en</strong> la parte c<strong>en</strong>tro-ori<strong>en</strong>tal del cuerpo intrusivo y cuyas dim<strong>en</strong>siones individuales<br />

no superan los 50 metros de diámetro. El paso <strong>en</strong>tre la facies tonalítica y máfica es de tipo<br />

transicional, lo que dificulta su difer<strong>en</strong>ciación <strong>en</strong> la cartografía, mi<strong>en</strong>tras que <strong>en</strong>tre ésta última<br />

y la ultramáfica es neto, y <strong>en</strong> ocasiones se reconoc<strong>en</strong> <strong>en</strong>claves decimétricos de hornbl<strong>en</strong>dita<br />

d<strong>en</strong>tro de los gabros. En las facies tonalítica y máfica se observan variaciones de tamaño de<br />

grano o pequeños diques de una unidad <strong>en</strong> la otra (Figura 2C), así como foliación magmática<br />

(Figura 2D) y tectónica. Son frecu<strong>en</strong>tes también v<strong>en</strong>illas de cuarzo, epidoto y turmalina, y<br />

<strong>en</strong>claves de rocas metamórficas.<br />

PetroGrafía. Las facies tonalíticas son rocas de grano medio, aunque localm<strong>en</strong>te se<br />

reconoce una textura más fina. Están formadas por abundante plagioclasa, algunas con<br />

alteración parcial a sericita y núcleos zonados y deshomog<strong>en</strong>izados. El cuarzo muestra<br />

subgrano o está parcialm<strong>en</strong>te recristalizado. La biotita se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tra algo alterada a clorita. Es<br />

común la pres<strong>en</strong>cia de epidoto y minerales opacos. La composición modal de <strong>esta</strong>s rocas se<br />

puede ver <strong>en</strong> la Tabla 1.<br />

Las facies máficas son modalm<strong>en</strong>te gabros a gabros cuarzosos de grano medio (Tabla<br />

1). En algunos casos <strong>esta</strong>s rocas ti<strong>en</strong><strong>en</strong> una cierta ori<strong>en</strong>tación mineralógica magmática,<br />

particularm<strong>en</strong>te marcada por los anfíboles y biotitas. La plagioclasa está parcialm<strong>en</strong>te<br />

alterada a muscovita y epidoto y <strong>en</strong> ciertas ocasiones muestra maclas algo curvadas. Los


ORTIZ SUÁREZ ET al.<br />

Figura 2. A. Contacto de tonalitas y esquistos replegados <strong>en</strong> el borde del cuerpo. B. Interdigitación <strong>en</strong>tre tonalitas y<br />

esquistos. C. Diques de dioritas de grano fino. D. Estratificación magmática <strong>en</strong> la facies máfica. E. Microfotografías<br />

de dioritas mostrando plagioclasas con núcleos cálcicos euhedrales. F. Ídem a la anterior con núcleos parcialm<strong>en</strong>te<br />

reabsorbidos. G. Microfotografías de anfíboles verdes e incoloros <strong>en</strong> gabros H. Microfotografías de hornbl<strong>en</strong>ditas<br />

piroxénicas con inclusiones de clinopirox<strong>en</strong>o y de un mineral serp<strong>en</strong>tinizado (abreviaturas de Kretz, 1983).<br />

155


156<br />

ROcaS mÁfIcaS-UlTRamÁfIcaS dE laS cañaS, San lUIS<br />

Muestra Pl Am Cpx Bt Qtz Ep Ms Ap Op Chl Srp Roca<br />

01/05/2001 41,3 17,1 -- 15,4 10,9 4,5 1,5 0,5 3,5 5,2 -- Tonalita<br />

05/05/2001 48,4 20,1 -- 8,2 6,7 6,1 -- 1,9 4,9 3,3 -- Gabro cuarzoso<br />

09/05/2001 2,3 48,1 17,7 -- -- -- 0,3 0,1 5,3 -- 26,1 Ultramáfica<br />

10/05/2001 46,9 30,5 -- -- -- 13,9 3,3 0,1 1,1 4,1 -- Gabro<br />

Tabla 1. Análisis modal de rocas de Las Cañas.<br />

cristales pose<strong>en</strong> núcleos cálcicos (An 91) euhedrales (Figura 2E y F), a veces reabsorbidos o<br />

deshomog<strong>en</strong>izados, rodeados por una zona más sódica (An 86), homogénea y anhedral; los<br />

bordes más externos llegan a An 68 (las determinaciones composicionales de las plagioclasas<br />

se han realizado con microscopio electrónico y los datos obt<strong>en</strong>idos se muestran <strong>en</strong> la<br />

Tabla 2). La exist<strong>en</strong>cia de zonaciones como las que se observan, con núcleos euhedrales y<br />

homogéneos y el paso de manera brusca a bordes más sódicos, se puede interpretar como<br />

g<strong>en</strong>erada por una mezcla de magmas (Vernon, 2004). El anfíbol forma cristales subhedrales<br />

largos y pres<strong>en</strong>ta pleocroísmo <strong>en</strong> tonos de verde con zonas incoloras (Figura 2G). Los análisis<br />

químicos realizados indican una composición correspondi<strong>en</strong>te a pargasita y tschermakita<br />

(Tabla 2), de acuerdo a la clasificación de Leake et al. (1997). El cuarzo es escaso o puede<br />

faltar, es intersticial, ti<strong>en</strong>e extinción ondulosa y <strong>en</strong> algunos casos desarrolla subgrano. La<br />

biotita es pleocroica de color castaño a verde, <strong>en</strong> partes está alterada a clorita y algunos<br />

cristales están curvados. También hay epidoto, clorita, minerales opacos y apatito, y bandas<br />

de deformación de grano más fino y compu<strong>esta</strong>s por plagioclasa, muscovita secundaria,<br />

minerales opacos, biotita verde, clorita y cuarzo poligonal. En ciertos sectores se puede<br />

reconocer estratificación magmática de ori<strong>en</strong>tación N 20º E con buzami<strong>en</strong>to de alto ángulo<br />

al E (Figura 2D), es decir paralela a las estructuras regionales.<br />

Las facies ultramáficas muestran abundantes minerales secundarios, las rocas m<strong>en</strong>os<br />

M 10-5-01 SiO2 TiO2 Al2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O Total<br />

1 Pl (zona externa) 45,75 0 35,35 0,02 0 0 17,3 1,48 0,01 99,92<br />

2 Pl (núcleo) 46,23 0 36,23 0,03 0 0 17,77 0,97 0,01 101,25<br />

7 Pl (borde z. externa) 68,22 0 26,32 0,05 0 0 6,14 1,56 0,05 102,35<br />

4 Anfibol 44,56 0,97 14,71 12,86 0,16 12,57 12,27 1,23 0,35 99,66<br />

5 Anfibol 43,38 1,6 13,31 12,81 0,15 11,88 12,36 1,75 0,65 97,88<br />

Plagioclasa 8 ox Si Ti Al Fe Mn Mg Ca Na K An Ab Or<br />

1 2,02 0 2 0 0 0 0,89 0,14 0 86,54 13,4 0,06<br />

2 2,01 0 2,02 0 0 0 0,9 0,09 0 90,95 8,98 0,06<br />

7 2,78 0 1,38 0 0 0 0,29 0,13 0 68,05 31,29 0,66<br />

Anfíbol 23 ox Si Al (IV) Al (VI) Fe +3 Ti Cr Fe +2 Mn Mg Ca Na K<br />

4 6,28 1,72 0,72 0,69 0,1 0 0,83 0,02 2,64 1,85 0,34 0,06<br />

5 6,35 1,65 0,65 0,16 0,18 0 1,41 0,02 2,59 1,94 0,5 0,12<br />

Tabla 2. Análisis químicos y fórmulas estructurales de plagioclasa y anfíbol de un gabro de Las Cañas.<br />

alteradas están formadas por grandes cristales poiquilíticos de anfíbol incoloro a verde pálido<br />

o amarillo claro verdoso, con inclusiones de clinopirox<strong>en</strong>o, probable olivino alterado y de<br />

minerales totalm<strong>en</strong>te reemplazados por un agregado de serp<strong>en</strong>tina y minerales opacos, que <strong>en</strong><br />

algunos casos aún preservan las formas tabulares o redondeadas (Figura 2H). G<strong>en</strong>eralm<strong>en</strong>te<br />

el pirox<strong>en</strong>o está reemplazado <strong>en</strong> forma parcial por anfíbol. También se reconoce muy escasa<br />

plagioclasa, subhedral, parcial a totalm<strong>en</strong>te alterada a sericita. Los minerales no pose<strong>en</strong><br />

ori<strong>en</strong>tación y <strong>esta</strong>s rocas suel<strong>en</strong> mostrar una importante alteración que da lugar a clorita, mica


ORTIZ SUÁREZ ET al.<br />

incolora y serp<strong>en</strong>tina. Se observan pocos minerales opacos y manchas de óxidos amarill<strong>en</strong>tas.<br />

La importante alteración que pres<strong>en</strong>ta <strong>esta</strong> facies dificulta su clasificación, que <strong>en</strong> las rocas<br />

m<strong>en</strong>os alteradas corresponde a hornbl<strong>en</strong>ditas piroxénicas.<br />

La facies ultramáfica ubicada <strong>en</strong> el c<strong>en</strong>tro del cuerpo pres<strong>en</strong>ta mineralizaciones<br />

diseminadas de esperrilita, pirrotina, calcopirita, bravoita, p<strong>en</strong>tlandita y esfalerita, como así<br />

también magnetita, cromita, ferricromita y espinelo de Cr y Al (Ortiz Suárez et al., 2001).<br />

Geoquímica. El análisis geoquímico preliminar, basados <strong>en</strong> los datos analíticos que se<br />

muestran <strong>en</strong> la Tabla 3, indica que el cuerpo de Las Cañas está formado por dos grupos de<br />

rocas (Figura 3). Una de ellas, que corresponde a la facies ultramáfica, se caracteriza por un<br />

alto cont<strong>en</strong>ido de MgO (valores <strong>en</strong>tre 23 y casi 28%; Tabla 3), son rocas con Ni <strong>en</strong>tre 638 y<br />

1065 ppm, Cr <strong>en</strong>tre 895 y 1480 ppm, Co de 80 a 102 ppm, relaciones Ni/Cu de 4,3 a 40,2<br />

y MgO/(MgO+FeO) alrededor de 0,70. Estas rocas pose<strong>en</strong> valores máximos que llegan a<br />

22 ppb de Pd y 21 ppb de Pt, y bajo cont<strong>en</strong>ido de TiO 2 (m<strong>en</strong>or a 0,41%). Algunas de <strong>esta</strong>s<br />

características (alto MnO y bajo TiO 2 ) las asemejan a magmas boniníticos (Figura 4A). Por<br />

otra parte, se observan rocas máficas que se ubican más claram<strong>en</strong>te <strong>en</strong> el campo tholeítico<br />

o de basaltos MORB (Figura 4A y B); pose<strong>en</strong> m<strong>en</strong>ores valores de MgO, MgO/(MgO+FeO)<br />

predominantem<strong>en</strong>te <strong>en</strong>tre 0,20 y 0,30, aunque <strong>en</strong> algunos casos alcanza 0,60, y TiO 2 <strong>en</strong>tre 1,2<br />

y 1,7% <strong>en</strong> la mayoría de las muestras (Tabla 3).<br />

Elem<strong>en</strong>tos Unidades 102 111 99 103 105 110 112 114 115 116 117 1<br />

Al2O3 % 16,27 12,21 16,35 17,00 16,94 15,81 19,62 17,37 17,13 17,75 17,17 17<br />

CaO % 5,31 10,08 7,45 6,44 7,73 9,21 10,02 9,81 8,02 8,86 9,56 9, 9<br />

FeO % 7,00 8,43 11,15 6,88 8,95 14,73 11,51 14,60 13,83 14,99 14,99 16<br />

MgO % 10,97 12,00 4,70 3,50 4,05 6,50 4,12 5,85 4,82 4,58 6,55 6, 6<br />

Na2O % 2,30 1,09 1,90 1,24 1,87 1,17 1,73 1,06 1,70 1,36 1,19 1, 1<br />

K2O % 1,26 0,36 1,92 0,02 1,36 0,17 0,41 0,35 0,91 0,34 0,24 0, 0<br />

TiO2 % 0,17 0,57 1,40 0,83 1,02 1,49 1,23 1,57 1,59 1,57 1,59 1, 1<br />

MnO % 0,12 0,15 0,12 0,07 0,14 0,12 0,13 0,12 0,14 0,15 0,13 0, 0<br />

P2O5 Mn Mn<br />

%<br />

ppm ppm<br />

0,06<br />

944 944<br />

0,06<br />

1170 1170<br />

0,06<br />

923 923<br />

0,92<br />

527 527<br />

0,32<br />

1025 1025<br />

0,03<br />

943 943<br />

0,39<br />

959 959<br />

0,04<br />

876 876<br />

0,06<br />

1065<br />

0,05<br />

1115<br />

0,03<br />

1005<br />

0, 0<br />

10 1<br />

As As ppm ppm


158<br />

ROcaS mÁfIcaS-UlTRamÁfIcaS dE laS cañaS, San lUIS<br />

103 105 110 112 Elem<strong>en</strong>tos 114 Unidades 115 116 102 117 111 118 99 99119 103 103104 105 106 110 107 108 112 113 114 115 116 117<br />

17,00 16,94 15,81 19,62 Al2O3 Al2O17,37 3 17,13 % 17,75 16,27 17,17 12,21 12,2117,33 16,35 17,58 17,00 6,19 16,94 5,92 15,81 5,15 5,85 19,62 6,29 17,37 17,13 17,75 17,17<br />

6,44 7,73 9,21 10,02 CaO 9,81 8,02 % 8,86 5,31 9,56 10,08 10,089,44 7,45 7,456,38 6,44 2,06 7,73 2,55 9,21 2,24 7,55 10,02 7,84 9,81 8,02 8,86 9,56<br />

6,88 8,95 14,73 11,51 FeO 14,60 13,83 % 14,99 7,00 14,99 8,43 8,4316,72 11,15 5,60 6,88 10,29 8,95 11,00 14,73 10,16 9,42 11,51 9,74 14,60 13,83 14,99 14,99<br />

3,50 4,05 6,50 4,12 MgO 5,85 4,82 % 4,58 10,97 6,55 12,00 12,006,05 4,70 4,701,70 3,50 25,58 4,05 27,17 26,17 6,50 23,08 4,12 24,50 5,85 4,82 4,58 6,55<br />

1,24 1,87 1,17 1,73Na2O Na2O 1,06 1,70 % 1,36 2,30 1,19 1,09 1,091,17 1,90 1,903,23 1,24 0,04 1,87 0,07 1,17 0,05 0,61 1,73 0,55 1,06 1,70 1,36 1,19<br />

0,02 1,36 0,17 0,41K2O K2O 0,35 0,91 % 0,34 1,26 0,24 0,36 0,360,51 1,92 1,921,13 0,02 0,02 1,36 0,02 0,17 0,04 0,18 0,41 0,17 0,35 0,91 0,34 0,24<br />

0,83 1,02 1,49 1,23TiO2 TiO 1,57 2 1,59 % 1,57 0,17 1,59 0,57 0,571,76 1,40 1,400,71 0,83 0,31 1,02 0,41 1,49 0,31 0,28 1,23 0,29 1,57 1,59 1,57 1,59<br />

0,07 0,14 0,12 0,13 MnO 0,12 0,14 % 0,15 0,12 0,13 0,15 0,150,13 0,12 0,120,08 0,07 0,15 0,14 0,15 0,12 0,14 0,15 0,13 0,16 0,12 0,14 0,15 0,13<br />

0,92<br />

527<br />

0,32<br />

1025<br />

0,03<br />

943<br />

0,39P2O5 P2O 0,04<br />

5<br />

959 Mn 876<br />

0,06 %<br />

ppm 1065 ppm<br />

0,05 0,06<br />

1115 944<br />

0,03 0,06 0,06 0,06 0,060,45 1005 1170 11701015 923 923573 0,92 0,10<br />

527 1155<br />

0,32 0,04<br />

1025 1155<br />

0,03 0,04<br />

1075 943<br />

0,03 0,39<br />

1155 959<br />

0,04 0,04<br />

1175 876<br />

0,06<br />

1065<br />

0,05<br />

1115<br />

0,03<br />

1005<br />

8


ORTIZ SUÁREZ ET al.<br />

Figura 3. Diagramas de variación de óxidos de las rocas de Las Cañas. G: Gabros, T: tonalitas y UM: rocas<br />

ultramáficas.<br />

Figura 4. Diagramas de clasificación de las rocas de Las Cañas: A, Mul<strong>en</strong> (1983), B AFM de Irvine y Barager (1971)<br />

y C, Shervais (1982). G, T y UM ídem a Figura 4. OIT: Tholeítas de islas oceánicas, MORB: Basaltos de dorsal c<strong>en</strong>tro<br />

oceánica, IAT: Tholeítas de arcos de islas, Bon: Boninitas, CAB: Basaltos de arcos contin<strong>en</strong>tales. ARC: Tholeítas de<br />

arco, OFB: Basaltos de fondo oceánico.<br />

159


160<br />

ROcaS mÁfIcaS-UlTRamÁfIcaS dE laS cañaS, San lUIS<br />

Figura 5. A, B y C. Diagramas FeO* (hierro total) vs FeO/MgO, Ti2O vs Fe*/(FeO*+MgO) y Ti2O vs Fe*/<br />

Mg, tomados de Miyashiro (1974), de las rocas de Las Cañas (cuadrados grises gabros, triángulos negros tonalitas<br />

y círculos negros rocas ultramáficas). Rocas de La Melada y La Gruta (nube gris, de Brogioni y Ribot 1994) y Las<br />

Aguilas (círculos blancos, de Ferracuti et al., 2007). AT: Tholeítas abisales, IA: Tholeítas de arcos de islas, MORB:<br />

Tholeítas abisales, EMB: Tholeítas de cu<strong>en</strong>ca marginal <strong>en</strong>sialica, IAB: Tholeítas de arco de islas.<br />

Figura 6. Diagramas de los t<strong>en</strong>ores de difer<strong>en</strong>tes elem<strong>en</strong>tos <strong>en</strong> el sector muestreado (Figura 1C).


ORTIZ SUÁREZ ET al.<br />

susceptibilidades magnéticas de las rocas pres<strong>en</strong>tes <strong>en</strong> el área. Los mismos indican un pico<br />

mínimo de -17.805 nT, valor que no fue usado <strong>en</strong> el análisis de las anomalías por que no<br />

permite visualizar los demás datos. De <strong>esta</strong> manera el mínimo utilizado fue de -551 nT, el<br />

pico máximo es de 1.955 nT, la media de -5,92 nT (background), y la desviación standard de<br />

305,5 nT, indicando que por <strong>en</strong>cima de este valor existe un umbral anómalo.<br />

Los datos obt<strong>en</strong>idos del relevami<strong>en</strong>to geomagnético revelan la exist<strong>en</strong>cia de anomalías <strong>en</strong><br />

la zona donde se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tran las rocas ultramáficas, con picos positivos y negativos cercanos<br />

<strong>en</strong>tre sí, con predominio de los primeros y gran amplitud <strong>en</strong> los valores de Int<strong>en</strong>sidad<br />

Total, de hasta 2.500 nT (Figuras 7B y 8). La exist<strong>en</strong>cia de un valor positivo de 1.955 nT,<br />

acompañado de picos con valores negativos de -480 nT, es coincid<strong>en</strong>te con la pres<strong>en</strong>cia del<br />

Figura 7. A. Ubicación de los puntos de registro <strong>en</strong> el relevami<strong>en</strong>to geomagnético. B. Mapa de anomalías<br />

magnetométricas.<br />

161


162<br />

ROcaS mÁfIcaS-UlTRamÁfIcaS dE laS cañaS, San lUIS<br />

mayor aflorami<strong>en</strong>to de rocas ultramáficas ubicado <strong>en</strong> el c<strong>en</strong>tro del cuerpo Las Cañas, <strong>en</strong><br />

cuyo interior se hallan mineralizaciones de sulfuros diseminados, <strong>en</strong>tre ellos, pirrotina (Ortiz<br />

Suárez et al., 2001).<br />

Los contrastes de amplitud, de aproximadam<strong>en</strong>te 500 nT, caracterizan la facies máfica del<br />

cuerpo Las Cañas (rocas con propiedades principalm<strong>en</strong>te paramagnéticas por la pres<strong>en</strong>cia<br />

de biotita y hornbl<strong>en</strong>da), que <strong>en</strong> sus contactos con la roca de caja increm<strong>en</strong>tan el gradi<strong>en</strong>te.<br />

Por su parte las rocas metamórficas raram<strong>en</strong>te superan los 100 nT de amplitud, con valores<br />

constantes próximos al IGRF. Un valor extremadam<strong>en</strong>te anómalo (-17.805 nT) fue detectado<br />

Figura 8. Imag<strong>en</strong> <strong>en</strong> 3D de las anomalías geomagnéticas sobre el mapa geológico del plutón Las Cañas.<br />

al este del intrusivo y casi coincid<strong>en</strong>te con la fractura Bajo de Véliz-San Felipe-El Morro.<br />

Por otro lado, valores <strong>en</strong>tre 700 y 1.000 nT se han detectado al norte del área relevada<br />

sobre los aflorami<strong>en</strong>tos máficos del cuerpo principal, y tal vez están indicando la pres<strong>en</strong>cia de<br />

rocas ultramáficas con mineralización ocultas a una cierta profundidad, que <strong>en</strong> superficie no<br />

han sido determinadas, aunque se reconoc<strong>en</strong> algunos pequeños aflorami<strong>en</strong>tos ultramáficos


ORTIZ SUÁREZ ET al.<br />

saltuarios que no coincid<strong>en</strong> del todo con los picos anómalos. Por consigui<strong>en</strong>te, los mapas de<br />

anomalías (Figuras 7B y 8) muestran una t<strong>en</strong>d<strong>en</strong>cia positiva hacia el sector norte, mi<strong>en</strong>tras que<br />

hacia el sur muestra una t<strong>en</strong>d<strong>en</strong>cia negativa, con aus<strong>en</strong>cia de aflorami<strong>en</strong>tos de rocas fértiles,<br />

aunque cabe m<strong>en</strong>cionar que el increm<strong>en</strong>to <strong>en</strong> cantidad y espesor de cubierta cuaternaria<br />

podría at<strong>en</strong>uar levem<strong>en</strong>te la señal magnética de posibles cuerpos mineralizados pres<strong>en</strong>tes <strong>en</strong><br />

el subsuelo e inmersos d<strong>en</strong>tro de la facies máfica del cuerpo Las Cañas.<br />

De manera comparativa, rangos de amplitud con valores de hasta ± 2.500 nT fueron<br />

determinados por Bjerg et al. (1996) para las rocas ultramáficas de Las Águilas Este, Virorco<br />

y El Fierro, y de hasta 4.200 nT por Morosini et al. (2011) <strong>en</strong> el cuerpo Las Águilas Oeste,<br />

cuerpos <strong>en</strong> los cuales ha sido reconocida una mineralización de sulfuros, <strong>en</strong>tre ellos, pirrotina,<br />

cuya propiedad ferromagnética favorece la pres<strong>en</strong>cia de anomalías.<br />

La definición de fuertes anomalías puntuales con moderados a altos gradi<strong>en</strong>tes laterales<br />

se interpreta como el resultado de las mineralizaciones pres<strong>en</strong>tes, como así también a los<br />

contactos <strong>en</strong>tre litologías con propiedades magnéticas distintivas, aunque <strong>en</strong> este caso los<br />

gradi<strong>en</strong>tes laterales son m<strong>en</strong>or. El hecho de que la anomalía coincid<strong>en</strong>te con el aflorami<strong>en</strong>to<br />

ultramáfico principal pres<strong>en</strong>te un umbral fuertem<strong>en</strong>te positivo y que a unos 200 metros hacia<br />

el SE del mismo exista un pico anómalo moderadam<strong>en</strong>te negativo, <strong>esta</strong>ría indicando que tal<br />

vez el dipolo magnético que repres<strong>en</strong>ta la porción del cuerpo mineralizado posee un tamaño<br />

moderado, y que el mismo se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tra levem<strong>en</strong>te inclinado hacia el sureste respecto a la<br />

superficie, con la posición del polo (+) hacia arriba y (-) hacia abajo, considerando la forma<br />

asimétrica de la anomalía <strong>en</strong> un perfil y los valores de inclinación y declinación magnética<br />

del IGRF a la latitud y fecha de relevami<strong>en</strong>to (Figura 8). Esta interpretación es consist<strong>en</strong>te<br />

con observaciones de campo <strong>en</strong> las estructuras y <strong>en</strong> los contactos <strong>en</strong>tre la facies máfica y<br />

los esquistos de la caja, que sugier<strong>en</strong> que <strong>en</strong> g<strong>en</strong>eral, tanto el cuerpo máfico como la zona<br />

ultramáfica mineralizada (dipolo magnético) <strong>esta</strong>rían buzando con alto ángulo hacia el sureste.<br />

Fuera del cuerpo principal afloran unidades m<strong>en</strong>ores que probablem<strong>en</strong>te han sido<br />

desmembrados durante la deformación famatiniana, dando orig<strong>en</strong> a rocas miloníticas <strong>en</strong> una<br />

zona de borde e interdigitación. Algunos de estos cuerpos, cuyos tamaños rondan las dec<strong>en</strong>as<br />

de metros <strong>en</strong> aflorami<strong>en</strong>to, se hac<strong>en</strong> evid<strong>en</strong>tes <strong>en</strong> el mapa de anomalías magnética como<br />

cuerpos bipolares con picos positivos y negativos adyac<strong>en</strong>tes de moderada a baja amplitud<br />

<strong>en</strong> sus valores, lo que es interpretado como un indicativo del carácter paramagnético de los<br />

mismos. En algunos casos se interpreta que el cambio brusco <strong>en</strong> la polaridad de las anomalías<br />

magnéticas y sus fuertes gradi<strong>en</strong>tes, como <strong>en</strong> el contacto ori<strong>en</strong>tal de uno de los cuerpos<br />

m<strong>en</strong>ores ubicado al este del intrusivo principal (Figura 8), <strong>esta</strong>ría indicando que tal vez el<br />

contacto ha favorecido la removilización secundaria de minerales ferromagnéticos como<br />

magnetita, debido a la cizalla sobreimpu<strong>esta</strong> que afectó a los contactos<br />

Interpretación G<strong>en</strong>eral<br />

Las evid<strong>en</strong>cias geológicas de las rocas estudiadas indican que se han intruido con<br />

posterioridad al clímax metamórfico, aunque han sufrido procesos deformacionales<br />

póstumos como desarrollo de subgrano y recristalización de cuarzo, pres<strong>en</strong>cia de bandas de<br />

deformación y curvatura de maclas <strong>en</strong> plagioclasa. Esto, de acuerdo a la relación exist<strong>en</strong>te de<br />

la caja metamórfica, sugiere un emplazami<strong>en</strong>to posterior a la orog<strong>en</strong>ia Pampeana.<br />

Las características petrográficas y geoquímicas indican la exist<strong>en</strong>cia de dos grupos de<br />

rocas difer<strong>en</strong>tes que sugiere la exist<strong>en</strong>cia de una mezcla de magmas; estudios geoquímicos<br />

163


164<br />

ROcaS mÁfIcaS-UlTRamÁfIcaS dE laS cañaS, San lUIS<br />

más precisos podrían dar elem<strong>en</strong>tos para confirmar o desechar tal hipótesis. Dichas rocas<br />

son acompañadas de mineralizaciones de elem<strong>en</strong>tos del grupo del platino (EGP), Ni y Cr, <strong>en</strong><br />

estrecha relación con las facies ultramáficas.<br />

La geología, estructura, magnetometría y texturas indican que las rocas estudiadas han<br />

<strong>esta</strong>do sometidas a deformación, probablem<strong>en</strong>te, de temperaturas medias: Su relación con<br />

una fractura de importancia regional hace suponer que se trata de un rasgo estructural<br />

importante que ha t<strong>en</strong>ido una compleja historia.<br />

Conclusiones<br />

- Las rocas de Las Cañas forman parte de un pequeño intrusivo que se emplaza <strong>en</strong> una<br />

fractura de carácter regional y ori<strong>en</strong>tación N-S cuya expresión terciaria se ha d<strong>en</strong>ominado<br />

Bajo de Véliz-Sierra de Tilisarao-El Morro.<br />

- El intrusivo está formado por tres facies, tonalitas, restringidas a zonas de borde, máfica<br />

predominante y ultramáfica; <strong>esta</strong> última se <strong>en</strong>cu<strong>en</strong>tra <strong>en</strong> pequeños aflorami<strong>en</strong>tos ubicados <strong>en</strong><br />

la zona c<strong>en</strong>tral del cuerpo o como <strong>en</strong>claves decimétricos.<br />

- La petrografía está repres<strong>en</strong>tada por tonalitas con biotita y plagioclasa, gabros con<br />

anfíbol y rocas ultramáficas alteradas <strong>en</strong>tre las que se reconoc<strong>en</strong> hornbl<strong>en</strong>ditas pirox<strong>en</strong>icas<br />

parcialm<strong>en</strong>te serp<strong>en</strong>tinizadas. Estas últimas pres<strong>en</strong>tan mineralizaciones de sulfuros y<br />

minerales del grupo del platino.<br />

- El análisis geoquímico preliminar indica la exist<strong>en</strong>cia de dos grupos rocosos, uno<br />

con altos t<strong>en</strong>ores de MgO, Cr, Ni, Pt y Pd, y bajos valores de TiO 2 . El otro grupo es<br />

predominantem<strong>en</strong>te tholeítico y se ubica próximo al campo de los basaltos de arco de islas.<br />

El cont<strong>en</strong>ido de potasio es elevado <strong>en</strong> algunas muestras analizadas, lo que podría deberse a<br />

la superposición de un halo de alteración potásica, producido por vetas de cuarzo portadoras<br />

de sulfuros pres<strong>en</strong>tes <strong>en</strong> el área.<br />

- La magnetometría muestra una muy bu<strong>en</strong>a respu<strong>esta</strong> <strong>en</strong> las facies ultramáficas, con<br />

valores anómalos de amplitud de más de 1200 Nt, mi<strong>en</strong>tras que las facies máficas arrojan<br />

valores de 500 Nt y <strong>en</strong> la roca de caja raram<strong>en</strong>te superan los 100 nT de amplitud, con valores<br />

constantes próximos al International Geomagnetic Refer<strong>en</strong>ce Field<br />

- Se interpreta que el magmatismo que dio orig<strong>en</strong> a las rocas de Las Cañas está asociado<br />

a procesos famatinianos, aún no claram<strong>en</strong>te determinados, d<strong>en</strong>tro de rocas metamórficas<br />

pampeanas.<br />

Agradecimi<strong>en</strong>tos<br />

La empresa Rio Tinto Arg<strong>en</strong>tina cedió g<strong>en</strong>tilm<strong>en</strong>te los análisis químicos de las rocas<br />

estudiadas. El magnetómetro utilizado fue pr<strong>esta</strong>do por el Dr. Mario Giménez del Instituto<br />

Volponi (San Juan). La Universidad Nacional de San Luis, a través del Departam<strong>en</strong>to de<br />

Geología y Proyecto 340103, financió los gastos y suministró la infraestructura para la<br />

realización del pres<strong>en</strong>te trabajo. Las correcciones realizadas por el árbitro permitieron<br />

mejorar la versión original.


ORTIZ SUÁREZ ET al.<br />

Bibliografía<br />

Bjerg, E.A., Kostadinoff, J., Mogessie, A., Hoinkes, G., Stump, E.F. y Hauz<strong>en</strong>berger, Ch.A. 1996. La faja de rocas<br />

ultramáficas de las Sierras de San Luis: nuevos hallazgos de minerales del grupo del platino. III Jornadas de<br />

Mineralogía y Petrología y Metalogénesis de Rocas Ultrabásicas, La Plata, Actas 5: 303-310.<br />

Brodtkorb, M.K. y Ametrano, S. 1981. Estudio mineralógico de la Mina Los Cóndores. Provincia de San Luis. VIII<br />

Congreso Geológico Arg<strong>en</strong>tino, San Luis, Actas 4: 259-271.<br />

Brogioni, N. 1994. Petrología de la Faja de Rocas Máficas y Ultramáficas de la Sierra de San Luis, Arg<strong>en</strong>tina. VII<br />

Congreso Geológico Chil<strong>en</strong>o, Concepción, Actas 2: 967-971.<br />

Brogioni, N. 2001a. Geología de los cuerpos Virorco y El Fierro, faja máfica – ultramáfica del borde ori<strong>en</strong>tal de la<br />

sierra de San Luis. Revista de la Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina, 56: 281-292.<br />

Brogioni, N. 2001b. Petrología de los cuerpos Virorco y El Fierro, faja máfica – ultramáfica del borde ori<strong>en</strong>tal de la<br />

sierra de San Luis. Revista de la Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina, 56: 535-547.<br />

Brogioni, N. y Ribot, A. 1994. Petrología de los cuerpos de La Melada y La Gruta, faja máfica y ultramáficas del<br />

borde ori<strong>en</strong>tal de la sierra de San Luis. Revista de la Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina, 49: 269-283.<br />

Criado Roque, P., Mombrú y Ramos, V. 1981. Estructura e interpretación tectónica. En: Yrigoy<strong>en</strong> M. (Ed.), Geología<br />

y recursos minerales de la provincia de San Luis, Relatorio del VIII Congreso Geológico Arg<strong>en</strong>tino: 151-192.<br />

Cruciani, G., Franceschelli, M., Groppo, C., Brogioni, N. y Vaselli, O. 2008. Formation of clinopyrox<strong>en</strong>e spinel<br />

and amphibole spinel symplectites in coronitic gabbros from the Sierra de San Luis (Arg<strong>en</strong>tina): a key to postmagmatic<br />

evolution. Journal Metamorphic Geology, 26: 759-774.<br />

Cruciani, G., Franceschelli, M. y Brogioni, N. 2011. Mineral re-equilibration and P-T path of metagabbros, Sierra de<br />

San Luis, Arg<strong>en</strong>tina: insights into the exhumation of a mafic-ultramafic belt. European Journal of Mineralogy,<br />

23: 591-608.<br />

Delakowitz, B., Höll, R., Brodtkorb, M.K. y Brodtkorb, A. 1991. Geología y génesis de yacimi<strong>en</strong>tos scheelíticos<br />

de la Sierra del Morro Oeste, Provincia de San Luis. En: Brodtkorb, M.K. (Ed.), Geología de yacimi<strong>en</strong>tos<br />

de wolframio de las provincias de San Luis y Córdoba, Arg<strong>en</strong>tina. Publicación Nº 1 Instituto de Recursos<br />

Minerales. Universidad Nacional de la Plata: 49-96.<br />

Felfernig, A., Mogessie, A., Hauz<strong>en</strong>berger, Ch. A., Hoinkes, G., Bjerg, E.A., Kostadinoff, J., Delpino, S. y Dimieri<br />

L. 1997. Petrology and mineralization of the Las Águilas ultramafic body, San Luis province, Arg<strong>en</strong>tina. Terra<br />

Nova, 9: 532-533.<br />

Ferracutti, G.R y Bjerg E.A. 2001. Estudio Petrográfico-Calcográfico de las rocas máficas-ultramáficas del<br />

yacimi<strong>en</strong>to Las Águilas, Provincia de San Luis, Arg<strong>en</strong>tina. XI Congreso Latinoamericano de Geología y III<br />

Congreso Uruguayo, Montevideo, Trabajo 171 <strong>en</strong> CD-ROM.<br />

Ferracutti, G., Bjerg E.A. y Mogessie A. 2006. Segregación temprana de sulfuros <strong>en</strong> la extracción de elem<strong>en</strong>tos del<br />

grupo del platino de las rocas máficas-ultramáficas de Las Águilas y alrededores, San Luis, Arg<strong>en</strong>tina. VIII<br />

Congreso de Mineralogía y Metalogénesis, Bu<strong>en</strong>os Aires, Actas: 347-350.<br />

Ferracutti, G., Bjerg, E. y Mogessie, A. 2007. Petrología y geoquímica de las rocas máficas-ultramáficas del área río<br />

Las Águilas – arroyo de los Manantiales, provincia de San Luis. Revista de la Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina,<br />

62: 405-416.<br />

González Bonorino, F. 1961. Petrología de algunos cuerpos básicos de San Luis y las granulitas asociadas. Revista de<br />

la Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina, 16: 61-106.<br />

González, P.D., Sato, A.M. y Llambías E.J. 2002. The Komatiites and associated mafic to ultramafic metavolcanic<br />

rocks of western Sierra de San Luis. XV Congreso Geológico Arg<strong>en</strong>tino, El Calafate, Actas 2: 87-90.<br />

Irvine T.N. y Barager, W.R.A. 1971. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian<br />

Journal of Earth Sci<strong>en</strong>ces, 8: 523-548.<br />

Kilmurray J. y Villar L. 1981. El basam<strong>en</strong>to de la sierra de San Luis y su petrología. En: Yrigoy<strong>en</strong> M. (Ed.), Geología<br />

y recursos minerales de la provincia de San Luis, Relatorio del VIII Congreso Geológico Arg<strong>en</strong>tino: 33-54.<br />

Kretz, R. 1983. Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist, 68: 277-279.<br />

Llaneza G. y Ortiz Suárez, A. 2000. Geología y petrografía del granito El Peñón (Provincia de San Luis) y su relación<br />

con el metamorfismo y la deformación. VIII Congreso Geológico Chil<strong>en</strong>o, Antofagasta, Actas 1: 639-643.<br />

López de Luchi M.G., Ianizzotto N.F., Martínez Dopico C. y Cerredo M.E. 2011. Tourmaline granites of the<br />

Conlara Metamorphic Complex. XVIII Congreso Geológico Arg<strong>en</strong>tino, Neuquén, Actas S2: 196-197.<br />

Malvicini, L. y Brogioni, N. 1993. Petrología y Génesis del yacimi<strong>en</strong>to de sulfuros de Ni, Cu y platinoideos “Las<br />

Águilas Este”, Provincia de San Luis. Revista de la Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina 48: 3-20.<br />

Martino, R.D., Guereschi A.B. y Sfragulla J.A. 2009. Petrology, structure and tectonic significance of the Tuclame<br />

banded schists in the Sierras Pampeanas of Córdoba and its relationship with the metamorphic basem<strong>en</strong>t of<br />

the northwestern Arg<strong>en</strong>tina. Journal of South American Earth Sci<strong>en</strong>ces, 27: 280-298.<br />

Merodio, J., Dalla Salda, L. y Rapela, C. 1978. Estudio petrológico y geoquímico preliminar del cuerpo básico de la<br />

165


166<br />

ROcaS mÁfIcaS-UlTRamÁfIcaS dE laS cañaS, San lUIS<br />

región de San Francisco del Monte de Oro, prov. de San Luis. Revista de la Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina<br />

33:122 138.<br />

Miyashiro A. 1974. Volcanic rock series in island arcs and active contin<strong>en</strong>tal margins. American Journal of Sci<strong>en</strong>ce,<br />

274: 321-355.<br />

Morosini, A., González Mosso, E. y Ortiz Suárez, A. 2011. Relevami<strong>en</strong>to geomagnético sobre un sector del cuerpo<br />

“Las Águilas oeste”: faja máfica-ultramáfica ori<strong>en</strong>tal de la Sierra de San Luis. XVIII Congreso Geológico<br />

Arg<strong>en</strong>tino, Neuquén, Actas: 1131.<br />

Mull<strong>en</strong>, E.D. 1983. MnO/TiO2/P2O5: a minor elem<strong>en</strong>t discriminant for basaltic rocks of oceanic <strong>en</strong>vironm<strong>en</strong>ts<br />

and its implications for petrog<strong>en</strong>esis. Earth and Planetary Sci<strong>en</strong>ce Letters, 62: 53-62.<br />

Orozco, B. y Ortiz Suárez, A. 2005. Los lamprófiros de la Sierra de San Luis. XVI Congreso Geológico Arg<strong>en</strong>tino,<br />

La Plata, Actas 1: 585-590.<br />

Ortiz Suárez, A. 1988. El basam<strong>en</strong>to de Las Aguadas, provincia de San Luis. Revista de la Asociación de Mineralogía<br />

Petrología y Sedim<strong>en</strong>tología, 19: 13-24.<br />

Ortiz Suárez, A. 1996. Geología y petrografía de los intrusivos de Las Aguadas, Provincia de San Luis. Revista de la<br />

Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina 51: 321-330.<br />

Ortiz Suárez, A. 1999. [Geología y petrología de San Francisco el Monte de Oro, San Luis. Tesis Doctoral,<br />

Universidad Nacional de San Luis, 259 pp. Inédito].<br />

Ortiz Suárez, A. Ulacco, H., Zaccarini Garuti, F. y Garuti, G. 2001. Sperrylite from Sulfides of Las Cañas (Sierra de<br />

San Luis): the Second Arg<strong>en</strong>tinian occurr<strong>en</strong>ce. VII Congreso Arg<strong>en</strong>tino de Geología Económica, Salta, Actas<br />

1: 169-172.<br />

Sabalúa, J., Chabert, M. y Santamaría, G. 1981. Mineralización de sulfuros de hierro, cobre y níquel <strong>en</strong> el cuerpo<br />

básico de Las Águilas, Provincia de San Luis. VIII Congreso Geológico Arg<strong>en</strong>tino, San Luis, Actas 4: 497-507.<br />

Sato, A., González, P. y Sato, K. 2001. First indication of Mesoproterozoic age from the western basem<strong>en</strong>t of Sierra<br />

de San Luis, Arg<strong>en</strong>tina. III South American Symposium on Isotope Geology, Santiago, Ext<strong>en</strong>ded Abstracts<br />

(CD): 64-67.<br />

Sato, A., González, P. y Llambías, E. 2003. Evolución del oróg<strong>en</strong>o Famatiniano <strong>en</strong> la Sierra de San Luis: magmatismo<br />

de arco, deformación y metamorfísmo de bajo a alto grado. Revista de la Asociación Geológica Arg<strong>en</strong>tina, 58:<br />

487-504.<br />

Shervais, J.W. 1982. Ti-V plots and the petrog<strong>en</strong>esis of modern and ophiolitic lavas. Earth and Planetary Sci<strong>en</strong>ce<br />

Letters, 59: 101-118.<br />

Sims, J., Stuart-Smith, P., Lyons, P. y Skirrow, R. 1997. 1:250.000 Scale Geological and Metallog<strong>en</strong>etic Maps. Sierras<br />

de San Luis and Comechingones, Provinces of San Luis and Córdoba. Final report. Geosci<strong>en</strong>tific Mapping of<br />

the Sierras Pampeanas Arg<strong>en</strong>tine-Australia Cooperative Project. Australian Geological Survey Organization.<br />

SEGEMAR. 123 pp.<br />

Sims, J., Ireland, T., Camacho, A., Lyons, P., Pieters, P., Skirrow, R., Stuart-Smith, P., y Miró, R. 1998. U-Pb, Th-Pb<br />

and Ar-Ar geochronology from the southern Sierras Pampeanas, Arg<strong>en</strong>tina: implications for the Paleozoic<br />

tectonic evolution of the western Gondwana margin. En: Pankhurst, R.J. y Rapela, C.W. (Eds), The Proto-<br />

Andean Margin of Gondwana. Geological Society of London, Special Publications, 142: 259-281.<br />

Ste<strong>en</strong>k<strong>en</strong>, A., López de Luchi, M.G., Martino, R.D., Siegesmund, S. y Wemmer, K. 2005. SHRIMP dating of the<br />

El Peñón granite: a time marker at the turningpoint betwe<strong>en</strong> the Pampean and Famatinian cycles within the<br />

Conlara Metamorphic Complex (Sierra de San Luis, Arg<strong>en</strong>tina). XVI Congreso Geológico Arg<strong>en</strong>tino, La Plata,<br />

Actas 1: 889-896.<br />

Ste<strong>en</strong>k<strong>en</strong>, A., Siegesmund, S., López de Luchi, M.G., Frei, R. y Wemmer, K. 2006. Neoproterozoic to early Palaeozoic<br />

ev<strong>en</strong>ts in the Sierra de San Luis: implications for the Famatinian geodynamics in the Eastern Sierras Pampeanas<br />

(Arg<strong>en</strong>tina). Journal of the Geological Society of London, 163: 965-982.<br />

Ulacco, J.H. 1997. [Metalog<strong>en</strong>ia de las vetas de Plomo – Zinc del distrito Las Aguadas, Departam<strong>en</strong>to San Martín,<br />

Provincia de San Luis. Tesis Doctoral, Universidad de San Luis, 326 pp. Inédito]<br />

Ulacco, J.H. y Ramos, G.A. 2001. Geología, geoquímica y geocronología del granito Los Alanices, San Luis,<br />

Arg<strong>en</strong>tina, IV Congreso Geológico Minero de la Sociedad Cubana de Geología, La Habana, Actas <strong>en</strong> CD-<br />

ROM.<br />

Vernon, R.H. 2004. A Practical Guide to Rock Microstructure. Cambridge University Press, 594 pp.<br />

Recibido: 26 de octubre de 2011<br />

Aceptado: 5 de marzo de 2012


ROQUET<br />

SERIE CORRELACIÓN GEOLÓGICA<br />

- Una <strong>publicació</strong>n del Instituto Superior de Correlación Geológica<br />

(Universidad Nacional de Tucumán – Consejo Nacional de Investigaciones Ci<strong>en</strong>tíficas y Técnicas)<br />

- ISSN 1666-947 versión on-line<br />

- ISSN 1514-418 versión impresa<br />

Sobre nosotros<br />

InfORmacIón básIca<br />

Serie Correlación Geológica es una revista periódica editada por el Instituto Superior de Correlación<br />

Geológica (<strong>INSUGEO</strong>) dep<strong>en</strong>di<strong>en</strong>te del Consejo Nacional de Investigaciones Ci<strong>en</strong>tíficas y Técnicas y de la Universidad<br />

Nacional de Tucumán. Ti<strong>en</strong>e por objeto dar a conocer aportes de interés geológico y paleontológico, si<strong>en</strong>do<br />

los trabajos allí publicados originales (<strong>en</strong>t<strong>en</strong>diéndose que no hayan sido publicados ni sometidos simultáneam<strong>en</strong>te<br />

a otras publicaciones para su arbitraje). Todas las contribuciones son pu<strong>esta</strong>s a consideración de los miembros del<br />

Consejo Editor y se somet<strong>en</strong> a un estricto sistema de revisión de pares. Los revisores son árbitros especialistas, lo<br />

que garantiza la calidad de cada número.<br />

PERIOdIcIdad: semestral (2 números/año).<br />

La abreviatura de su título es Ser. correl. geol., que debe ser usado <strong>en</strong> bibliografías, notas al pié de página,<br />

ley<strong>en</strong>das y refer<strong>en</strong>cias bibliográficas.<br />

IndIzada En:<br />

La Serie Correlación Geológica integra el Núcleo Básico de Revistas Ci<strong>en</strong>tíficas Arg<strong>en</strong>tinas y se registra indizada <strong>en</strong><br />

Scielo Arg<strong>en</strong>tina, Directory of Op<strong>en</strong> Access Journals (DOAJ), Latindex, Master Journal List de Thomson Reuters ISI, Ulrich´s International<br />

Periodical Directory, Zoological Record, Informe Académico de Gale C<strong>en</strong>cage, GeoRef, Scirus, Geodoc y Journalseek.<br />

cOPyRIghT:<br />

Los derechos de autor son propiedad del Instituto Superior de Correlación Geológica. Prohibida la reproducción<br />

de artículos sin expreso permiso del Consejo Editorial. Para permisos especiales sobre la reproducción dirigirse<br />

a Miguel Lillo 205 - Piso 1, Fundación Miguel Lillo (CP 4000) – San Miguel de Tucumán, Arg<strong>en</strong>tina; o vía e mail a<br />

insugeohm@tucbbs.com.ar; insugeo@csnat.unt.edu.ar.<br />

Instrucciones a los autores<br />

alcancE y POlíTIca EdITORIal<br />

Serie Correlación Geológica es una <strong>publicació</strong>n semestral, cuya finalidad es la divulgación de trabajos ci<strong>en</strong>tíficos<br />

originales de alto nivel sobre geología y paleontología. Se ha constituido con el transcurrir de los años <strong>en</strong> uno<br />

de los principales medios de difusión de <strong>esta</strong>s disciplinas <strong>en</strong> Arg<strong>en</strong>tina y Latinoamérica. Su eficaz sistema de <strong>publicació</strong>n<br />

de doble modalidad; <strong>en</strong> línea e impresa, una alta calidad de ilustraciones, y su estricto sistema de revisión por<br />

pares ha permitido su consolidación y exitoso posicionami<strong>en</strong>to académico <strong>en</strong> el medio.<br />

El idioma de <strong>publicació</strong>n principal es el español, aunque se aceptan aportes <strong>en</strong> portugués e inglés.<br />

Forma y preparación de manuscritos<br />

TExTO<br />

1. Sólo se aceptan trabajos <strong>en</strong> castellano, portugués o inglés. En el caso de los trabajos <strong>en</strong> inglés se recomi<strong>en</strong>da la<br />

revisión pertin<strong>en</strong>te de un traductor para autores no familiarizados con este idioma.<br />

2. Los manuscritos deb<strong>en</strong> ser escritos de un modo claro y conciso; el texto será pres<strong>en</strong>tado <strong>en</strong> tamaño A4 (297 x<br />

210 mm) y a doble espacio (incluy<strong>en</strong>do las refer<strong>en</strong>cias y explicaciones de figuras, cuadros y láminas), con márg<strong>en</strong>es<br />

amplios y numeración de líneas. Las palabras <strong>en</strong> idiomas difer<strong>en</strong>tes al del texto, los nombres específicos<br />

y los g<strong>en</strong>éricos deb<strong>en</strong> ir <strong>en</strong> itálica. La fu<strong>en</strong>te a utilizar <strong>en</strong> todo el texto será Garamond. Todas las hojas del<br />

manuscrito deberán <strong>esta</strong>r debidam<strong>en</strong>te numeradas.<br />

167


168<br />

El tamaño y <strong>formato</strong> de cada apartado se pres<strong>en</strong>tará de la sigui<strong>en</strong>te manera:<br />

- Título <strong>en</strong> mayúsculas y minúsculas, negritas y n° 16<br />

- Resum<strong>en</strong>, palabras clave, Abstract y keywords 8<br />

- Filiación de autores 8<br />

- Subtítulo de 1° ord<strong>en</strong> <strong>en</strong> n° 12 y negritas<br />

- Subtítulo de 2° ord<strong>en</strong> <strong>en</strong> n° 12<br />

- Subtítulo de 3° ord<strong>en</strong> <strong>en</strong> n° 10<br />

- Subtítulo de 4° ord<strong>en</strong> <strong>en</strong> n° 10 y cursivas<br />

- Cuerpo de texto tamaño 10<br />

mInERalIzacIón dEl dEPósITO PEgmaTíTIcO maRía ElEna<br />

3. Primera página. Debe cont<strong>en</strong>er:<br />

a. Título (escrito <strong>en</strong> mayúsculas y minúsculas, corto e informativo; debe incluir ubicación geográfica y estratigráfica,<br />

indicando el lapso cronoestratigráfico investigado, excepto <strong>en</strong> temas de discusión teórica).<br />

b. Nombre de los autores (nombres <strong>en</strong> mayúsculas y minúsculas y apellidos <strong>en</strong> mayúsculas).<br />

c. Resúm<strong>en</strong>es <strong>en</strong> dos idiomas (uno <strong>en</strong> inglés con n° 8, precedido por el título <strong>en</strong> inglés con mayúsculas y cursivas<br />

<strong>en</strong> n° 6 y uno <strong>en</strong> español con n° 8, precedido por el título <strong>en</strong> español con mayúsculas y cursivas <strong>en</strong> n° 6).En<br />

los resúm<strong>en</strong>es no se incluirán refer<strong>en</strong>cias bibliográficas pero sí el nombre de nuevos taxones y las principales<br />

conclusiones del trabajo. A continuación de los resúm<strong>en</strong>es se incluirán las Key words/Palabras clave (no más<br />

de ocho y separadas por puntos). En el caso de Notas, incluir el título del trabajo <strong>en</strong> inglés para aquellas notas<br />

escritas <strong>en</strong> castellano o portugués, y el título <strong>en</strong> castellano para las notas <strong>en</strong> inglés. c. Dirección postal de los<br />

autores (incluy<strong>en</strong>do el correo electrónico).<br />

d. Número total de páginas (texto + refer<strong>en</strong>cias), ilustraciones, cuadros, etc. 5. Propu<strong>esta</strong> de cabezal <strong>en</strong> no más<br />

de seis palabras que no excedan los 60 caracteres con espacios. 6. Nombre del autor al que debe dirigirse la<br />

correspond<strong>en</strong>cia.<br />

4. Organización. a. El texto deberá <strong>esta</strong>r dividido <strong>en</strong> secciones, con títulos cortos. Como secciones principales se<br />

sugier<strong>en</strong>: Introducción, Contexto/Marco Geológico, Materiales y Métodos, Resultados (incluy<strong>en</strong>do, si la hubiere,<br />

Sistemática Paleontológica, con sus descripciones y comparaciones), Discusión, Conclusiones, Agradecimi<strong>en</strong>tos,<br />

y Refer<strong>en</strong>cias. En página aparte, se deb<strong>en</strong> incorporar las explicaciones de figuras, cuadros y láminas.<br />

No se incluirán notas a pie de página. La cita de autores <strong>en</strong> el texto podrá ser directa o indirecta, y se referirá<br />

a la lista de refer<strong>en</strong>cias final. Si se citan varios autores éstos deberán ord<strong>en</strong>arse cronológicam<strong>en</strong>te y separarse<br />

mediante un punto y coma.<br />

5. Nom<strong>en</strong>clatura. La nom<strong>en</strong>clatura geológica debe seguir las consideraciones del Código Arg<strong>en</strong>tino de Estratigrafía.<br />

La nom<strong>en</strong>clatura de los taxones deberá seguir las reglas y recom<strong>en</strong>daciones actualizadas del Código<br />

Internacional de Nom<strong>en</strong>clatura Botánica y Código Internacional de Nom<strong>en</strong>clatura Zoológica. A partir del nivel<br />

de género de los taxones fósiles deberá incluirse la cita de los autores <strong>en</strong> la bibliografía. Las escalas de tiempo<br />

utilizadas deberán ajustarse a las actualizaciones de las difer<strong>en</strong>tes comisiones de la IUGS.<br />

6. Sistemática paleontológica. Todas las categorías sistemáticas deberán <strong>esta</strong>r c<strong>en</strong>tradas y <strong>en</strong> mayúsculas, salvo género<br />

y especie, que van <strong>en</strong> mayúsculas y minúsculas. Se indicará la especie tipo de cada género tratado sistemáticam<strong>en</strong>te<br />

alineada al marg<strong>en</strong> izquierdo. Todas las especies descriptas deberán <strong>esta</strong>r acompañadas de su respectiva<br />

ilustración, citándose a continuación del <strong>en</strong>cabezado, c<strong>en</strong>trado y sin paréntesis. En el caso de la descripción de<br />

nuevos taxones, deberán obligatoriam<strong>en</strong>te incluirse la derivación del nombre, indicación de tipos, proced<strong>en</strong>cia<br />

geográfica y estratigráfica, repositorio, diagnosis <strong>en</strong> el idioma del trabajo y <strong>en</strong> inglés, descripción y com<strong>en</strong>tarios.<br />

7. Evitar largas listas sinonímicas, citando sólo aquéllas que se consider<strong>en</strong> importantes por ser novedades nom<strong>en</strong>claturales.<br />

8. Refer<strong>en</strong>cias Incluir <strong>en</strong> las refer<strong>en</strong>cias todos los trabajos citados <strong>en</strong> el texto, las figuras y los cuadros.<br />

Para ord<strong>en</strong> y puntuación, los autores deberán consultar los últimos números de Serie Correlación Geológica y<br />

considerar los sigui<strong>en</strong>tes ejemplos:<br />

• Be, J.L. 1958. Plioc<strong>en</strong>o de Santa Cruz. Acta Geologica Lilloana 2: 5-33.<br />

• Be, J.L. 1984. Late Cretaceous floral provinces. En: P. Br<strong>en</strong>chly (ed.), Fossils and Climate,<br />

Wiley Editors, New York, pp. 127-164.<br />

• Be, J.L. 1996. Coniferae. En: D. Maddison y W. Maddison (eds.), Tree of Life. World Wide<br />

Web: http: //www.nmnh.<br />

• Be, J.L. y Ce, M. 1981. El género Botrychiopsis. 2° Congresso Latino-Americano de Paleontología (Porto Alegre),<br />

Anais 1: 157-159.<br />

• Be, J.L., Ce, M. y Ele, T.A. 1980. Macroflore du Crétacé de l’ Espagne. En: P. Taquet (ed.),<br />

Ecosystèmes contin<strong>en</strong>taux du Mésozoîque, Memoires de la Société Géologique de France 139: 5-9.<br />

• Be, J.L., Ae, N.S. y Ele, T.A. 1983. Paleobotany and the evolution of plants. Cambridge University Press. Cambridge,<br />

405 pp.


ROQUET<br />

• Be, J.L., Ae, N.S. y Zeta, R.B. 1986.[Estratigrafía de la región del río G<strong>en</strong>oa, provincia del Chubut. Informe<br />

Dirección de Minas y Geología, Bu<strong>en</strong>os Aires, 35 pp. Inédito]<br />

Se recomi<strong>en</strong>da a los autores verificar cuidadosam<strong>en</strong>te la correspond<strong>en</strong>cia <strong>en</strong>tre los trabajos citados <strong>en</strong> el texto<br />

y los listados <strong>en</strong> las refer<strong>en</strong>cias.<br />

9. Ilustraciones Las figuras se numerarán correlativam<strong>en</strong>te de acuerdo al ord<strong>en</strong> <strong>en</strong> que son citadas <strong>en</strong> el texto.<br />

Deb<strong>en</strong> id<strong>en</strong>tificarse debidam<strong>en</strong>te los ejemplares de los dibujos o fotografías <strong>en</strong> la ley<strong>en</strong>da correspondi<strong>en</strong>te.<br />

Las ilustraciones deberán pres<strong>en</strong>tarse <strong>en</strong> <strong>formato</strong> digital, como docum<strong>en</strong>to TIFF, JPG o equival<strong>en</strong>te (con una<br />

resolución no m<strong>en</strong>or de 300 dpi). Todas las figuras deb<strong>en</strong> t<strong>en</strong>er escala gráfica o bi<strong>en</strong> especificar aum<strong>en</strong>tos <strong>en</strong><br />

las refer<strong>en</strong>cias.<br />

10. Líneas, rastras y letras. Utilizar líneas, prefer<strong>en</strong>tem<strong>en</strong>te no más finas de 1 pt. Evitar <strong>en</strong> lo posible rastras de<br />

puntos pues suel<strong>en</strong> producir figuras de interfer<strong>en</strong>cia. Los números/letras mayores no deb<strong>en</strong> sobrepasar <strong>en</strong> más<br />

de 2 ó 3 veces a las de los más pequeños, que no deb<strong>en</strong> ser m<strong>en</strong>ores de 8 pt.<br />

11. Láminas. Se <strong>en</strong>viarán <strong>en</strong> el tamaño final de <strong>publicació</strong>n, <strong>en</strong> foco y con bu<strong>en</strong> contraste. Las fotografías deberán<br />

pres<strong>en</strong>tarse <strong>en</strong> <strong>formato</strong> digital, como docum<strong>en</strong>to TIFF JPG o equival<strong>en</strong>te (con una resolución no m<strong>en</strong>or de 300<br />

dpi). En lo posible, se iluminará cada elem<strong>en</strong>to desde arriba y a la izquierda. Si se agrupan varias fotografías <strong>en</strong><br />

una misma figura, deb<strong>en</strong> t<strong>en</strong>er tono y contraste similares. En el caso de fotografías cuadrangulares los bordes<br />

deb<strong>en</strong> ser paralelos a los bordes de la caja. Si es necesario eliminar y/o modificar el fondo alrededor del fósil, la<br />

fotografía debe ser retocada cuidadosam<strong>en</strong>te, sin alterar los bordes del ejemplar.<br />

12. Los números, flechas, escalas gráficas o cualquier otra indicación sobre las ilustraciones deb<strong>en</strong> ser del mismo<br />

tamaño y estilo.<br />

13. Ley<strong>en</strong>das y ubicación de figuras, cuadros y tablas. Las ley<strong>en</strong>das de figuras, cuadros y tablas se pres<strong>en</strong>tarán<br />

después de la bibliografía y aparte del texto. Todas las abreviaturas y siglas deberán <strong>esta</strong>r definidas <strong>en</strong> las ley<strong>en</strong>das.<br />

Para manuscritos <strong>en</strong> castellano o portugués, el texto de cada ley<strong>en</strong>da deberá ser traducido al inglés; para<br />

manuscritos <strong>en</strong> inglés, el texto de cada ley<strong>en</strong>da deberá ser traducido al castellano.<br />

14. Se sugiere indicar <strong>en</strong> el texto la ubicación aproximada de las figuras, cuadros y tablas. Figuras y cuadros deb<strong>en</strong><br />

ser m<strong>en</strong>cionados <strong>en</strong> el texto de manera correlativa, <strong>en</strong> minúscula y sin abreviar.<br />

18. Impresiones. Se <strong>en</strong>tregará a cada autor sin costo una copia del número correspondi<strong>en</strong>te.<br />

19. Envío de manuscritos: Los manuscritos deb<strong>en</strong> ser <strong>en</strong>viados a cualquiera de las sigui<strong>en</strong>tes direcciones de correo<br />

electrónico insugeo@csnat.unt.edu.ar; insugeohm@tucbbs.com.ar<br />

Subscripción<br />

Serie de Correlación Geológica suscribe al sistema de distribución académica gratuita <strong>en</strong> su versión online, bajo<br />

estricto cumplimi<strong>en</strong>to de los derechos de autor. Por compra o canje de números impresos consultar <strong>en</strong> la página web<br />

del <strong>INSUGEO</strong> (www.insugeo.org.ar) o a la dirección de e-mail insugeohm@tucbbs.com.ar.<br />

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