Tesis Doctoral Ramiro Lopez (2006)

UNIVERSIDAD NACIONAL DE LA PLATA
FACULTAD DE CIENCIAS NATURALES Y MUSEO
Tesis Doctoral
Estudio Geológico-Metalogenético del área
oriental al curso medio del Río Pinturas, sector
noroeste del Macizo del Deseado, provincia de
Santa Cruz, Argentina.
RAMIRO GABRIEL LOPEZ
Director: Dr. Isidoro B. Schalamuk
Co-director: Dr. Raúl E. de Barrio
2006

A Papá, Mamá, Fede, María, Agus, Inés y
Mechi y Mariana, Claudio y Luchi.
A Sole.
A mis amigos: Agustín, Gustavo, Mato,
Martín y Primo.
A la Universidad Nacional de La Plata y a
la Facultad de Ciencias Naturales y
Museo, donde hice mis estudios de
grado y postgrado en forma pública,
libre y gratuita.

INDICE
Página
Resumen
Abstract
Agradecimientos
Capítulo 1- INTRODUCCIÓN, ASPECTOS GRÁFICOS Y GEOMORFOLOGÍA
Introducción 2
Aspectos geográficos 4
Geomorfología 5
Capítulo 2- METODOLOGIA DE TRABAJO
Procesamiento de imágenes satelitales 9
Trabajos de Levantamiento geológico-minero 10
Mapa Geológico
Mapas de Mineralizaciones
Trabajos de laboratorio y gabinete 11
Petrografía, calcografía y Difracción de rayos X
Geoquímica de metales
Geoquímica de rocas
Isótopos estables
Inclusiones fluidas
Dataciones radimétricas
Isótopos de Plomo
Isótopos de Sm-Nd
Capítulo 3- GEOLOGIA
Geología del Macizo del Deseado 16
Geología del noroeste del Macizo del Deseado 19
Geología del área de estudio 21
Introducción
Antecedentes geológicos
Estratigrafía
Facies asignables a la Formación Bajo Pobre 24
Antecedentes geológicos
Afloramientos del área de estudio
Facies Efusiva 25
Subfacies Subvolcánica
Subfacies Volcánica
Facies Volcaniclástica 31
Geoquímica 33
Edad 34
Facies asignables al Grupo Bahía Laura 37
Antecedentes geológicos
Afloramientos del área de estudio
Facies Efusiva 41
Subfacies Subvolcánica
Subfacies Volcánica
Facies Volcaniclástica 46
Subfacies Piroclástica de flujo

Subfacies Piroclástica de surge
Subfacies Piroclástica de caída
Subfacies Epiclástica
Facies Volcaniclásticas indiferenciada 53
Facies Estromatolíticas 55
Facies de Sinter Silíceo 58
Geoquímica 61
Edad 63
Unidades Terciarias y Cuaternarias
Basaltos Cerro del Doce 65
Ubicación y descripción de los afloramientos
Geoquímica
Relación estratigráfica y edad
Formación Santa Cruz 67
Depósitos Glacifluviales 68
Depósitos aluviales y coluviales indiferenciados 69
Capítulo 4-GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
Antecedentes del Macizo del Deseado 71
Evolución geotectónica del Macizo del Deseado 72
Análisis estructural del Noroeste del Macizo del Deseado 76
Antecedentes
Introducción
Metodología de trabajo
Análisis e interpretación de los resultados obtenidos
Relación de la estructura con las mineralizaciones
Discusión y Conclusiones
Capítulo 5-VOLCANISMO JURÁSICO
Introducción 87
Antecedentes 87
Relaciones estratigráficas 90
Geocronología 92
Geoquímica 93
Isotopía Sm-Nd 98
Discusión y Conclusiones 100
Marco geotectónico y fuente de calor
Génesis de las volcanitas jurásicas
Criterios de diferenciación entre F. Bajo Pobre y G. Bahía Laura
Conclusión – Modelo genético del volcanismo jurásico en el área de tesis
Capítulo 6-MINERALIZACIONES Y METALOGÉNESIS
Las mineralizaciones epitermales en el Macizo del Deseado 106
Depósitos de tipo epitermal 111
Mineralización en el área 115
Principales Sectores
Veta Eureka 117
Estancia La Mariana 124
Otros Sectores con evidencias de mineralización
Vetilleo Norte 127
Cerro Solo 129
Área Puesto Solo 129
Paragüitas 130

Brecha Centro Volcánico Cerro Tetis 130
Brecha Hidrotermal Central 130
Brecha La Mariana 131
Manifestaciones geotermales 132
Mineralogía 134
Estructuras y texturas de cuarzo 140
Introducción
Estructuras reconocidas
Texturas reconocidas
Interpretación
Alteración hidrotermal 154
Geoquímica de metales 159
Introducción
Sectores Eureka y La Mariana
Otros sectores mineralizados
Manifestaciones geotermales
Inclusiones fluidas 166
Isótopos estables 169
Introducción
Isótopos de oxígeno en cuarzo
Isótopos de carbono y oxígeno en carbonato
Isótopos de azufre en pirita
Isótopos de Plomo 176
Introducción
Metodología y resultados obtenidos
Discusión y conclusiones
Estructura de las mineralizaciones 179
Edad de la mineralización 183
Capítulo 7- CONCLUSIONES
El magmatismo jurásico 185
Mineralización epitermal en el área 187
Metalogénesis 190
Volcanismo y mineralización 194
Perspectivas exploratorias para el área 195
Bibliografía 196
ANEXO
A1) Mapa Geológico Local
A2) Mapa de Mineralizaciones
A3) Mapa del sector veta Eureka

RESÚMEN
La presente investigación fue realizada con la intención de alcanzar el grado de Doctor en Ciencias
Naturales con orientación en Geología, otorgado por la Facultad de Ciencias Naturales y Museo,
dependiente de la Universidad Nacional de La Plata. La temática se escogió en pos de la formación
específica en lo que hace a la Geología de Yacimientos y la Volcanología por parte del postulante.
Fue llevado a cabo en el Instituto de Recursos Minerales (UNLP-CIC) bajo la dirección del Dr. Isidoro B.
Schalamuk y la codirección del Dr. Raúl E. de Barrio.
El área de estudio fue seleccionada en función de la importancia metalogénica del Macizo del Deseado y
de que el INREMI lleva más de 12 años trabajando en la región, donde aún continúa con varios
proyectos de investigación y transferencia.
Esta provincia registra una corta historia de trabajos de investigación en el campo de la minería. Sin
embargo desde el hallazgo de mineralizaciones epitermales se le prestó una mayor atención a través de
trabajos de entes públicos como la Secretaría de Minería en especial mediante el Plan Patagonia y
posteriormente por empresas mineras. Es por tal motivo que el Macizo del Deseado resulta un área
estratégica para la realización de trabajos de Tesis doctoral, que permitan, a través de trabajos de
detalle, caracterizar el volcanismo y la metalogénesis.
Se eligió la región noroeste ya que los principales trabajos de investigación del Macizo, se habían
concentrado en las zonas centro y este, salvo la Tesis doctoral de de Barrio (1989) que trata sobre
“Aspectos geológicos y geoquímicos de la Formación Chon Aike (Grupo Bahía Laura)” unos 100km al
sur de área del presente estudio.
Durante las primeras etapas donde se reconoció gran parte del noroeste, se destacó por su tamaño y
variedad de características la veta Eureka, que en conjunto, con la presencia de una amplia gama de
facies volcánicas y piroclásticas jurásicas con muy buen grado de exposición determinaron la elección
del área donde se realizaron los principales estudios de detalle. Los desniveles topográficos superiores a
los 50 m que se generan en las principales quebradas caracterizan con un relieve abrupto al área en
relación en comparación con otros sectores del Macizo, permitiendo la observación de relaciones
estratigráficas y forma de los cuerpos.
El principal antecedente en el área de estudio consistió en la Hoja “El Pluma” realizada por Cobos y
Panza (2003) para el Servicio Geológico Minero Argentino, a escala 1:250.000. Empresas mineras
llevaron a cabo tareas de prospección y exploración en el área principalmente durante el período 1996-
2000, año en el que por distintas causas la minería del oro sufrió una fuerte baja en su actividad. El área
fue abandonada y no se obtuvo acceso a la información por éstas generada.
Los objetivos planteados en el plan de trabajo de tesis consistían fundamentalmente en aspectos
vinculados a la caracterización de la secuencia volcánica jurásica, así como los depósitos epitermales,
tanto a escala local como en comparación con otros distritos del Macizo del Deseado.
Aprovechando la buena calidad de los afloramientos, la metodología utilizada se planteó con una fuerte
componente de trabajo de campo, utilizando imágenes satelitales especialmente procesadas para el
caso del mapeo geológico, mientras que el detalle de las principales mineralizaciones se realizó con
brújula y cinta (sector La Mariana) y con teodolito (veta Eureka).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP.

Sobre las muestras colectadas en el campo se llevaron a cabo distintas técnicas analíticas en
laboratorios del Inremi (petrografía, calcografía e inclusiones fluidas), CIG y Museo de La Plata
(difracción de rayos X) y en las Universidades de Salta (geoquímica de rocas), San Pablo (dataciones e
isótopos de Pb), Salamanca (Isótopos estables) y Trieste (geoquímica de rocas).
Del mapeo geológico surgió que las unidades más antiguas corresponden a volcanitas jurásicas.
Desde el comienzo de los trabajos de campo se utilizaron nombres descriptivos para caracterizar a las
distintas unidades de roca (como Ignimbrita Anfibolítica, Coladas andesíticas o Cuerpos subvolcánicos).
Conforme la caracterización de las distintas unidades y el entendimiento de las relaciones estratigráficas
entre éstas se consideró que no resultaban aplicables los nombres formacionales establecidos
principalmente en los sectores centro y este del Macizo del Deseado (Formaciones Bajo Pobre, Chon
Aike y La Matilde).
Por lo tanto cada unidad fue denominada en función de sus principales características, con alguna
referencia en cuanto a su posición estratigráfica cuando fuera necesario, como en el caso de las Coladas
andesíticas, que se subdividieron en inferiores, intermedias y superiores.
La alternancia de estilos eruptivos y composiciones hacen compleja la realización de una única columna
estratigráfica para el área toda. Por tal motivo lo que se describirá más adelante surge del estudio de
detalle del área donde mejor exposición tenían las rocas y sus contactos, quedando representadas en
este esquema las principales litologías del área.
El Complejo Bahía Laura, nombre aquí adoptado para el conjunto de las facies volcánico-piroclásticas
del Jurásico superior, comienza en el área con una unidad denominada Coladas andesíticas inferiores
caracterizada por la presencia de varias coladas superpuestas, que totalizan una potencia aproximada
de 40 m. Dentro de éstas se reconocieron, en algunos sectores , evidencias de mezcla física de magmas
(mingling) de distinta composición. Por encima están cubiertas de manera concordante por las
Ignimbritas de composición dacítica, con abundancia de cristaloclastos anfíboles tanto en la matriz como
en los fragmentos pumíceos. Esta sucesión subaérea culmina con un nuevo derrame de lavas
andesíticas (Coladas andesíticas intermedias).
Con posterioridad, este conjunto es intruido por cuerpos subvolcánicos someros de composición
andesítica y dacítica, en este último caso con abundantes enclaves microgranulares máficos.
Posiblemente ascendiendo a través de los mismos sistemas de fracturas que los cuerpos anteriores,
tiene lugar un volcanismo ácido caracterizado por domos, diques y lavas riolíticos con típico
bandeamiento de flujo y escaso porfirismo, que intruye y se derrama por sobre el Cuerpo subvolcánico
dacítico. La última unidad de carácter extrusivo corresponde a un nuevo derrame de lavas intermedias
(Coladas andesíticas superiores) que se apoyan en concordancia sobre el Cuerpo subvolcánico dacítico.
Por sobre las lavas riolíticas se reconoció un depósito de tipo autoclástico correspondiente al
Aglomerado volcánico andesítico, el cual se encuentra apoyando directamente sobre ignimbritas y lavas
riolíticas, sumando evidencias a la coetaneidad de magmas de distintas composiciones.
Una alternancia de facies piroclásticas de caída y material retrabajado se encuentra coronando a la
secuencia jurásica.
La integración del mapeo de campo con los resultados analíticos obtenidos indica que los criterios
utilizados, en otras áreas del Macizo, para la subdivisión de este evento en Formaciones, no son
aplicables al área aquí estudiada.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP.

Por un lado tanto las relaciones estratigráficas como los fechados geocronológicos (156 ± 1,2, 157 ± 1,7
y 159 ± 2,1 Ma para el Cuerpo subvolcánico andesítico, el Cuerpo subvolcánico dacítico y las Coladas
andesíticas intermedias respectivamente según U/Pb en circones) indican coetaneidad de unidades de
roca con una amplia gama composicional.
Por otro, los campos generados por los resultados geoquímicos correspondientes a las unidades
asignadas a una u otra formación se encuentran en gran parte superpuestos al ser volcados en los
distintos diagramas clasificatorios, indicando la presencia de una “continuidad geoquímica”, surgida a
través de procesos de diferenciación magmática o a posible mezcla de magmas, ampliando el vínculo
hacia una cogénesis para el conjunto de rocas.
Análisis de Sm-Nd realizados sobre las Coladas andesíticas inferiores (T DM = 1,2 y εNd =-2,43) indican
que el magma parental del Complejo Bahía Laura fue originado en la corteza inferior, la cual se había
diferenciado del manto durante el Mesoproterozoico alto.
Hacia las últimas etapas del volcanismo, y como consecuencia del alto gradiente geotérmico generado
por el mismo, se desarrolla actividad hidrotermal que genera sistemas epitermales en profundidad, con
conductos que llegan hasta la paleosuperficie.
En el área de trabajo se han encontrado varias manifestaciones de actividad hidrotermal jurásica, como
vetas y brechas epitermales con anomalías en oro y plata, sectores con alteración hidrotermal,
estructuras estromatolíticas y sinter silíceo, representantes de distintos niveles dentro de un sistema
epitermal en actividad durante el Jurásico.
Dentro de este conjunto se destacan la veta Eureka y las vetas del Sector La Mariana, tanto por sus
dimensiones, como por sus valores en metales preciosos entre otras características.
La veta Eureka consiste en una estructura de 4,5 km de largo en dirección N305° con inclinación general
de 75° al sudoeste. Las principales características de la veta, cambian a lo largo de su corrida, motivo
por el cual fue subdividida en tres sectores: noroeste, centro y sureste.
El sector noroeste es el que reúne las característica adjudicadas a niveles medios del sistema epitermal.
Se manifiesta como un único cuerpo, de ancho entre 5 y 25 m, relleno de cuarzo y calcedonia, con
estructuras bandeadas y brechosas e importante participación de óxidos de hierro y manganeso. Está
alojado en las facies volcánica andesítica y subvolcánica dacítica, ambas intensamente alterados. En el
sector centro la veta está constituida por tres a cuatro ramas de 1 a 3 metros de potencia cada una,
también con estructuras bandeadas y brechosas. La roca de caja en este sector consiste en ignimbritas
altamente argilizadas y silicificadas. Finalmente el sector sudeste, es el que se presenta como el más
regular de los tres segmentos, con una potencia de 1 a 2 m, compuesta por vetilleo y brecha de cuarzo,
con participación de óxidos de hierro. Las texturas de cuarzo aquí reconocidas indican una menor
temperatura durante su formación que en los tramos anteriores. Este sector se encuentra alojado
principalmente en facies piroclásticas de caída.
En el sector La Mariana se reconocieron las vetas La Mariana norte y La Mariana sur.
La veta La Mariana norte posee una corrida de 200 m según N260° y un ancho de hasta 2 m. Está
rellena por cuarzo con estructuras bandeada y brechosa. Ocasionalmente el cuarzo se presenta poroso,
con limonitas rellenando los huecos. Esta veta se encuentra alojada en rocas tobáceas, de color gris
verdoso a morado, dado por intensa argilización y oxidación.
La veta La Mariana sur se manifiesta según afloramientos discontinuos sobre una corrida de 100 m en
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP.

dirección N280°-290. La estructura es vertical, con un ancho máximo de 1m y compuesta por un fino
vetilleo de cuarzo frecuentemente con estructura tipo stockwork o brecha e importante participación de
óxidos de Fe-Mn. En este caso la roca que aloja la mineralización es de tipo volcaniclástico pero su
intensa alteración hace compleja su adjudicación a alguna subfacies en particular.
Se reconocieron al mismo tiempo siete sectores con evidencias de mineralización hidrotermal: Vetilleo
Norte, Cerro Solo, Área Puesto Solo, Paragüitas, Brecha Centro Volcánico Cerro Tetis, Brecha
Hidrotermal Central y Brecha La Mariana, los cuales están caracterizados por la presencia de vetilleos de
cuarzo y/o calcita o brechas hidrotermales de relleno silíceo, en general interpretadas como
correspondientes a partes altas del sistema epitermal.
Niveles representativos del arribo de los sistemas hidrotermales a la paleo superficie jurásica fueron
reconocidos en el área. Por un lado un amplio campo estromatolítico, parcialmente silicificado en sus
niveles superiores, mientras que por otro se determinó la presencia de un depósito de sinter silíceo en
función de las estructuras reconocidas en superficie.
Al mismo tiempo la impronta de la actividad de sistemas hidrotermales se evidencia en muchos de los
afloramientos de rocas en el área, manifestándose como alteraciones argílica, silícea y/o propilítica,
prevaleciendo una u otra principalmente en función de la composición original de la roca, más que
debido a la proximidad a una estructura mineralizada.
Para el estudio, clasificación e interpretación de las distintas evidencias de mineralización epitermal se
realizaron estudios mineralógicos, de estructuras y texturas de cuarzo, de alteración hidrotermal, de
geoquímica de metales, de Inclusiones fluidas, de Isótopos estables y de Isótopos de plomo.
El estudio mineralógico, a partir de petrografía, calcografía, microscopía electrónica y difracción de rayos
X, determinó la presencia de dos sistemas dentro del área de tesis. Uno caracterizado por cuarzo (u
otras variedades de la sílice de menor temperatura) y otro por calcita como relleno principal de las
estructuras mineralizadas. El sistema silíceo es el más abundante y el más importante desde el punto de
vista económico ya que es el portador de metales preciosos.
Además se ha reconocido adularia en sus variantes pseudorómbica y tabular y laumontita dentro de los
minerales transparentes y pirita, plata nativa y galena entre los principales minerales opacos, estos
últimos muy poco abundantes.
Las estructuras y texturas de cuarzo fueron estudiadas en el campo y al microscopio óptico. Mediante
éstas se establecieron dos grupos de vetas: por un lado los sectores noroeste y centro de la veta Eureka
y La Mariana norte adjudicados a la Zona inferior de la Superzona Coloforme – Costriforme (Morrison et
al., 1989) y por otro a Eureka sudeste y La Mariana sur correspondientes a la Zona Superior de la misma
Superzona, un poco por encima del grupo anterior.
El conjunto que se interpretan como de mayor profundidad estaría ubicado dentro del intervalo de
precipitación de los metales preciosos, mientras que el otro quedaría ubicado en el límite superior del
segmento donde se concentran los metales preciosos, dando una expectativa positiva para el hallazgo
de concentraciones anómalas de estos metales por debajo de la actual superficie.
Mediante los análisis geoquímicos por metales también se constató que Eureka noroeste y La Mariana
norte se ubican próximos al intervalo de metales preciosos, mientras que Eureka centro y sudeste y La
Mariana sur tienen una tendencia hacia niveles más altos, e incluso los Estromatolitos y el Sinter silíceo
presentan patrones de superficie.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP.

En este sentido, el estudio de detalle a lo largo de la veta Eureka mostró que la mayoría de los metales
disminuyen hacia el sudeste, salvo el Sb que es indicativo de niveles altos del sistema hidrotermal.
También se analizaron sus pulsos por separado de lo que surgió que el oro y la plata registran sus
mayores valores en los primero pulsos, auque se registraron anomalías de importancia en pulsos
posteriores debido a una importante removilización de los metales preciosos.
Inclusiones fluidas de tipo primario fueron reconocidas únicamente en veta Eureka noroeste y en las
estructuras de La Mariana. En función de las salinidades, densidades y presiones obtenidas se
determinó que la veta La Mariana norte es la estructura que representa los niveles más profundos, a la
que le sigue el sector noroeste de la veta Eureka, mientras que la veta La Mariana sur representaría los
niveles más altos en el sistema hidrotermal en relación a los otros dos sectores analizados.
Por otro lado los isótopos de oxígeno en cuarzo indicaron que el sector La Mariana fue generado por
aguas con temperaturas mayores que la veta Eureka, y que a su vez, dentro de esta última puede
reconocerse una clara zonación hacia el sudeste que indica aguas cada vez más frías en este sentido.
Como era de esperar, los Estromatolitos y el Sinter presentaron valores indicativos de ambientes
someros con baja temperatura del fluido hidrotermal. En relación al origen del fluido hidrotermal, el grupo
de las estructuras analizadas se ubicó entre los campos de las aguas meteóricas y las aguas
magmáticas.
Los isótopos de carbono y oxígeno en carbonatos indicaron que los Estromatolitos carbonáticos fueron
originados por fluidos de baja temperatura con una alta participación de aguas meteóricas, mientras que
las vetas y vetillas de calcita corresponden a fluidos en equilibrio de mayor temperatura y con un mayor
aporte de aguas cloruradas profundas.
Por último el resultados de los isótopos de azufre sobre piritas indicó una filiación magmática, aunque
con mayor participación de aguas superficiales que el resto de las mineralizaciones del Macizo del
Deseado que fueran analizadas con esta metodología.
La génesis de los metales fue inferida a través del estudio de isótopos de plomo en sulfuros, cuarzo de
veta y rocas de caja. Los resultados obtenidos indicaron que el origen de las mineralizaciones fue a
través de una actividad hidrotermal a escala regional dentro de la corteza superior, con lixiviación de Pb,
y probablemente oro, de la suite ácida, o a través de una compleja mezcla de Pb de ésta última con una
cantidad subordinada de Pb de la suite intermedia.
La mineralización del área fue adjudicada al Jurásico superior en función de evidencias indirectas (edad
modelo Pb-Pb y posición estratigráfica).
Considerando las evidencias mencionadas, se caracterizó a las mineralizaciones del área como
Epitermales del tipo Baja Sulfuración (según Hedenquist et al., 2000).
Un fuerte control estructural fue reconocido a escala regional y local. Por un lado el desarrollo del
volcanismo estuvo gobernado por un ambiente de rift con régimen extensivo producto de los comienzos
del desmembramiento del sur de Gondwana. Este régimen, con sus variaciones locales principalmente
en función del tipo y estructura previa del basamento y orientación a los esfuerzos principales tuvo una
fuerte influencia sobre la generación, movilidad y entrampamiento del fluido hidrotermal. Para el sector
noroeste del Macizo del Deseado se determinó que el rumbo ONO es el que poseen la mayoría de las
mineralizaciones, interpretado esto como una respuesta a la disposición de los esfuerzos principales
cuando se generaron los depósitos.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP.

El conjunto fue desarrollado durante el Jurásico superior, con un fuerte control estructural caracterizado
por un régimen distensivo en un ambiente dominado por la deformación frágil.
La relación entre el volcanismo y la mineralización no fue únicamente de tipo huésped-alojante, sino que
también fue genética, siendo el primero la fuente de calor necesaria para la motorización del sistema
hidrotermal y un parcial proveedor de fluidos y metales al segundo.
El área de estudio, tanto a nivel geológico como metalogénico, es considerada como un alto
estratigráfico a escala regional ya que no se reconocieron afloramientos del basamento prejurásico y las
mineralizaciones son representativas de niveles altos dentro de un sistema hidrotermal.
Como integración de las principales conclusiones alcanzadas en este trabajo, se realiza un modelo que
las reúne y muestra de forma gráfica la interacción volcanismo-metalogénesis dentro del área de estudio.
Finalmente se realizan algunos comentarios sobre los lineamientos a seguir en la búsqueda de
mineralización epitermal con anomalías en metales preciosos dentro del área de estudio.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP.

ABSTRACT
This research work was made with the aim of getting the geology oriented Natural Science Doctor
degree, equivalent to a PhD degree, in the Facultad de Ciencias Naturales y Museo (La Plata National
University). The topics developed were chosen to get the author specific orientation in ore geology and
volcanic successions research.
The thesis work was carried out in the Mineral Resources Institute (INREMI), which belongs to UNLP and
CICBA, with Dr. Isidoro B. Schalamuk as director and Dr. Raúl E. de Barrio as co-director. This institution
is working in the Deseado Massif province since 1994, doing basic and applied research works, mainly
over epithermal mineralization.
This province has a particularly brief history of research mining works. Since the discovery of epithermal
mineralization in the area, three decades ago, different studies were done in the region. The first works
were done by the Secretaría de Minería, especially with the Plan Patagonia, and then by numerous
mining companies. In that sense, the Deseado Massif is a strategic province for Doctoral thesis studies,
which allows through detail work, characterize the volcanism and metallogenesis.
This research was placed in the northwest of the Deseado Massif, in order to main the gap between the
majority of the previous thesis works that were made in the centre and east of the Province. The most
important research work made in the area consists in the de Barrio (1989) thesis, which was focused in
geological and geochemical aspects of Chon Aike Formation 100km south form the present study area.
After the first field works carried out over the main outcrops of the northwest, one of the biggest and well
exposed veins in the Deseado Massif, Eureka vein, was recognized. At the same time, the topographic
differences of at least 50 m, expose well-preserved relationships between the different Jurassic volcanopyroclastic
facies. Those characteristics are excellent to understand the geological and metallogenical
systems developed during the Jurassic in the area.
The unique previous works from this area were carried out by the Argentinean Geological Service
(SEGEMAR), and it was a 1:250,000 scale geological work in the area called “El Pluma” (Cobos y
Panza, 2003). In the other hand, mining companies carried out different prospecting and exploration
works between the 1996-2000 period, leaving the area because of the mining industry fall down in these
years. That is why there was no company for shearing information or directly sponsoring this research.
The objectives planed for this thesis were intimately related to the characterization of the volcanic
succession and the hydrothermal system that took place during the upper Jurassic in the northwestern
Deseado Massif, and its comparison with the rest of the province.
Considering the good outcrops of the area, a strong field-based work was planned. After satellite imagery
processing, a detailed field mapping of the main mineralised structures in the area was done, with specific
instruments (compass, etc.) help.
Several types of samples were taken, taking into account the different analytic techniques carried out in
this research. The petrography, chalcography and fluid inclusions studies were done in the INREMI, the
X-ray difractometry in the Centro de Investigaciones Geológicas (CIG) and the Museo de La Plata, the
rock geochemistry in the Salta (Argentine) and Trieste (Italy) universities, the geochronology and Pb
isotopes in the San Pablo University and the stable isotopes in the Salamanca University.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP.

During the field mapping it was recognized that the older unit cropping out in the area belongs to the
Jurassic volcanism.
Since the first field works a descriptive nomenclature was used to distinguish the Jurassic units (e.g.
amphibole-rich ignimbrite, andesitic flows, etc.). With the advance in the sequence mapping, the volcanic
facies characterization and the stratigraphic relationship determination, it was recognised that the
formational model (Bajo Pobre, Chon Aike and La Matilde Formations) established for other regions of
the Deseado Massif, were not applicable to this place. Instead of that, the Jurassic volcano-pyroclastic
sequence was grouped in the Bahía Laura Complex (BLC) nomenclature, with the differentiation in
several facies.
This kind of volcanic terrain makes difficult to have a unique stratigraphic column. That is why it was
chosen a determinate area were most of the units and its contacts are well exposed.
The BLC begins in the area with the Lower Andesitic lava flows, characterized by seven flow units that
totalise a 40 m wide sequence. Within those volcanic flows, magma mingling (andesitic and dacitic in
composition) evidences were recognized. Dacitic amphibole-rich ignimbrites are covering this unit. This
extrusive sequence is covered with a new intermediate lava flow (Middle Andesitic lava flows), with a
characteristic plagioclase and augite porphyrism.
After that, a period of subsurface intrusive magmatism was emplaced, represented by dacitic and
andesitic subvolcanic bodies, the first one with microgranular mafic enclaves.
Using the same fracture systems, rhyolitic domes, dikes and lava flows (acidic magmatism) are intruding
and covering the dacitic subvolcanic body. They have a conspicuous flow banding and a very low
porphyrism of quartz and sanidine.
Then, a later andesitic lava flow (Upper Andesitic lava flows) lies concordant with the dacitic subvolcanic
body.
Finally, an erosion and rework period of the volcanic pile took place, mainly represented by an andesitic
volcanic agglomerate, ash-fall tuffs and reworked/undifferentiated volcaniclastic facies.
The field observations were confirmed with the analytic results, supporting the non formational
differentiation for the Jurassic volcanism.
Both stratigraphic relationships and age dating (U/Pb ages of 156 ± 1.2, 157 ± 1.7 and 159 ± 2.1 Ma for
the Subvolcanic andesitic body, Subvolcanic dacitic body and the Middle Andesitic lava flows
respectively) indicate that magmatism, with different compositions, was active during the same period.
Also, during the plotting of the geochemistry results in different classification and petrogenetic diagrams,
an important superposition of the fields that represents each “Formation” was noted, indicating a
“geochemical continuity” probably related with magmatic differentiation processes or magma mixing,
indicating a genetic relationship between both units.
The Sm-Nd isotopy determined a new depleted-mantle model age over the Lower Andesitic lava flows
(the older Jurassic unit outcropping in the area). The result of the study was a εNd value of -2.4 and a
model age (TDM) of 1.2 Ga. This model age is assumed to be the differentiation age of the crustal
andesitic protolith from the mantle, reflecting the age of the primitive continental crust of the region. The
εNd value indicates a lower continental crust source for the lithology analysed. This new data support the
idea that an isotopically uniform (εNd~-3) andesitic-dacitic magma was generated from the anatexis of a
mafic lower crust of Grenvillian age.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP.

During the final stages of the Jurassic volcanism, and a as a result of the elevated geothermic gradient in
the upper crust, a regional hydrothermal activity took place all over the Deseado Massif, generating
epithermal mineralization in deepness, with some feeders reaching the surface.
In the studied area, several manifestations of the Jurassic hydrothermal activity were recognized:
epithermal veins and breccias with Au-Ag anomalies, hydrothermally altered rocks, calcareous
stromatolites and silica sinter; all of them representing different levels within the epithermal model.
The main mineralised structures in the area are: Eureka, La Mariana north and La Mariana south veins.
Eureka vein is 4.5 km long, with a N305° azimuth, commonly dipping 75° to the SW. There were
recognized seven pulses within the vein. Its main characteristics have regular variations, indicating a
three segments subdivision: northwest, centre and southeast.
Eureka northwest has a main vein outcrop ranging from 5 to 25 m in width, filled by quartz and
chalcedony with banded and breccia textures and a strong quantity of Fe-Mn oxides. In this sector the
vein is hosted in the andesitic lava flows and the subvolcanic andesitic body, both with intense propylitic
alteration.
Eureka centre is represented by three or four branches of 1 to 3 m in width each, with the same kind of
infill but with a strong participation of brecciated textures. In this case, the host rocks are ignimbrites with
a strong argillic and silica hydrothermal alterations.
Eureka southeast is the most regular of the three subdivisions. It has up to 2 m wide, and is composed by
a dense stockwork to breccia with clasts of quartz in a Fe-rich silica cement and with Fe oxides
associated. This structure is hosted in ash-fall pyroclastic facies.
La Mariana north vein is 200 m long, up to 2 m wide and with a N260° strike. It is filled by banded and
breccia quartz textures, occasionally porous with limonitic infilling. This vein is hosted in argillic and oxide
altered, grey to violet coloured, reworked volcanic facies.
La Mariana south vein is characterized by discontinuous outcrops along a 100 m long structure, and it
has up to 1 m in width. It has variable strike between N280° and N290°, and is vertical. It is composed by
a quartz stockwork, with some brecciated texture. It is very important the participation of Fe-Mn oxides. In
this case the host rock is the undifferentiated volcanic facies with a strong alteration (mainly oxidation).
Seven more sectors with evidences of hydrothermal mineralization were recognized: Vetilleo Norte, Cerro
Solo, Área Puesto Solo, Paragüitas, Brecha Centro Volcánico Cerro Tetis, Brecha Hidrotermal Central y
Brecha La Mariana. They are characterized be the presence of quartz or calcite veinlets, or silica
hydrothermal breccias, in general interpreted as upper levels of the epithermal system.
Also some surface manifestations of the hydrothermal activity are present in the area: carbonate
stromatolites and a silica sinter.
At same time this activity is present in the area as extended outcrops of hydrothermally altered rocks. The
main alterations are argillic, silicic and propylitic, occurring one or other depending principally on the
primary composition of the rocks.
The mineralogy, quartz structures and textures, hydrothermal alteration, metals geochemistry, fluid
inclusions, stables isotopes and lead isotopes were studied in order to understand and classify the
different epithermal evidences.
The mineralogy of the veins was studied by petrography, chalcography, electronic microscope and X-ray
analyses, characterizing two main systems in the area: one with silica (mainly quartz) and other with
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP.

carbonate (calcite) as the principal components. The silica system is the most abundant and it has the Au
and Ag anomalies. Adularia (pseudorhombic and tabular habits) and laumontite was also recognized.
Small quantities of pyrite, native silver and galena represent the ore minerals determined for the area.
Quartz structures and textures (field and microscope characterization) were used to classify the veins into
two groups: Eureka northwest, Eureka centre and La Mariana north veins were placed on the lower zone
of the Coloform-Costriform superzone (Morrison et al., 1989), while Eureka southeast and La Mariana
south belongs to the upper zone of the same superzone, tens of meters over the previous group.
The metals geochemistry reflects a similar pattern for Eureka northwest and La Mariana north, locating
them close to the precious metals interval, meanwhile Eureka centre, Eureka southeast and La Mariana
south shows a tendency to higher levels, and the stromatolite structures and silica sinter has typical
geothermal settings anomalies, the highest level of epithermal systems.
Detailed geochemical study carried out over Eureka vein reflects that the majority of the metals decrease
to the southeast, except for the Sb, which is indicative of high levels in epithermal systems. Each pulse of
the vein was also analysed, indicating that Au and Ag have their higher values in the first and second
pulses, but they also show important anomalies in the later pulses because of the remobilisation of this
precious metals.
Primary fluid inclusions were recognized only in Eureka northwest, La Mariana north and La Mariana
south veins. The salinities, densities and pressures obtained, indicate that La Mariana north represents
the deeper level of the epithermal system, while La Mariana south vein is assumed to be the higher
levels. Eureka northwest values are indicating an intermediate position between the La Mariana veins.
Oxygen isotopes from quartz samples indicate that La Mariana veins were generated by highertemperature
waters than Eureka vein and that this one shows a temperature decrease of the
hydrothermal fluid from northwest to southeast. Stromatolites and silica sinter results are similar to the
ones from epithermal system surfaces. This isotopic study suggests a mixing of meteoric and magmatic
waters.
Carbon and oxygen isotopes from calcite of calcareous stromatolites and veins indicate that the first were
originated by low temperature fluids with a strong participation of meteoric waters, while highertemperature
deep waters generate the veins.
Sulphur isotopes from pyrite indicate magmatic filiations, but with major participation of superficial waters
if compared with the Deseado Massif mineralization.
The metals source was inferred using Pb isotopes from pyrite, quartz from veins, and some host rocks.
This study indicates that the mineralization in the area was formed due to the development of a
widespread hydrothermal activity within upper continental crust with Pb, and probably Au, leaching mainly
from the acidic host rocks, or through a complex mixing of Pb from these rocks with a subordinate amount
derived from the intermediate rocks.
The age of the mineralizations was assumed as upper Jurassic using indirect evidences (Pb/Pb model
age, stratigraphic position, etc.).
Considering all the mentioned evidences, the mineralization was assigned to the Low Sulphidation
Epithermal type (Hedenquist et al.,2000)
A strong structural control was recognized at a regional and local scale. Volcanism was developed in a rift
setting, associated with regional extension related to the first stages of the south-western Gondwana
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP.

eak-up. This activity, together with local variations in the basement structure, had a strong influence in
the generation, mobility, and trapping of the hydrothermal fluids. The WNW strike was determined as the
main orientation of the epithermal mineralization in the northwestern Deseado Massif.
The volcanic rocks host the epithermal features, but the volcanism also shows a genetic link with the
mineralization. Volcanic activity provides the heat and also it was the fluids and metals source.
Geological and metallogenical characteristics from the studied area support a high stratigraphic position,
without pre-Jurassic outcrops and with considerable evidences of upper epithermal system levels.
The integration of the main conclusions allowed, at the end of the work, to generate an interpretative
cross-section model that shows the volcanism and mineralization development in the studied area.
Finally, a brief commentary about the precious metal exploration paths for the area was performed.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP.

AGRADECIMIENTOS
Fueron varios años de trabajo los necesarios para llevar a cabo este trabajo. Por suerte, fueron muchos
los que me acompañaron en este trayecto, enseñándome, apoyándome, preguntándome, o solamente
recorriendo el camino conmigo. Siento haber aprendido no sólo en lo que a la temática específica de la
tesis respecta, sino enteramente como profesional, y más aún como persona.
Entre viajes de campo, jornadas laborales de oficina, estadías en otras Universidades, asistencias a
congresos y demás actividades realizadas, son innumerables las personas que he conocido y que me
han ayudado de alguna u otra forma y quienes les estoy agradecido.
El trabajo de tesis resultó difícil, pero recomendable.
Los siguientes son solo los que no puedo dejar de nombrar, pero hay muchos más. Gracias.
-Abel Schalamuk como director de tesis y del INREMI me brindó todo el apoyo necesario para la
realización del trabajo y consistió en un fuerte apoyo al escucharme y brindarme su confianza.
-Raúl de Barrio, a través de sus clases en Geología de Yacimientos me contagió su interés en la
temática, en gran parte provocando en mi la voluntad de realizar la tesis en este tema. Como Co-director
colaboró en distintas etapas del trabajo especialmente mediante observación detallada.
-La colaboración de Diego Guido fue fundamental y puede encontrarse en la gran mayoría del trabajo de
tesis. Esto se debe a su compañía en los viajes de campo y a discusiones y recomendaciones
permanentes a lo largo de estos años, pero por sobre todo a su generosidad, por compartir conmigo su
experiencia en el volcanismo y los depósitos epitermales del Macizo del Deseado.
-Karina Mykietiuk fue mi compañera en el Inremi, en la Facultad y también en el campo. Su calidad
profesional, personal y su amistad fueron de gran importancia.
-Mauricio Gonzalez Guillot, María José Correa, y Sebastián Jovic también me acompañaron durante las
tareas de campo realizando aportes muy valiosos para este trabajo.
-Leduar Ramayo, también compañero del Inremi fue un amigo en este camino.
-Horacio Echeveste, Mario Tessone (especialmente en nuestro viaje a Paraguay), Jeff Hedenquist, Pablo
González, Eduardo Llambías, Juan Franzese y Raúl Giacosa brindaron especial colaboración mediante
discusiones que enriquecieron el trabajo.
-A Iván Petrinovic, por la realización de parte de los análisis geoquímicos de rocas en la Universidad de
Salta y por su colaboración en lo referente al Volcanismo dentro del presente trabajo.
-Juan Carlos Gómez consistió en una fuerte colaboración en mi formación en la temática referente al
procesamiento digital de imágenes y utilización de software específico de mapeo geológico.
-María José Gonzalez y Marcela Penné siempre tuvieron buena predisposición para su asistencia en las
tareas administrativas.
-Adriana Ganganelli, con su buena onda, realizó gran parte de los gráficos que acompañan la tesis.
-José Luis Molina y Mario De Giusto me ayudaron con el preparado de cortes delgados y pulidos de
rocas en el Inremi.
-José Panza y Julio Cobos del Servicio Geológico Minero Argentino me facilitaron el borrador de la Hoja
El Pluma e información sobre la logística y algunas de las corridas de fotografías aéreas
correspondientes al área estudiada.
-La Familia Allochis, propietarios de Estancia La Unión, Arturo Puricheli, dueño de la Ea Los Tordos y

especialmente José y Oscar Lujeda dueños de la Ea. Las Margaritas me brindaron su apoyo alojándome
en reiteradas ocasiones y haciendo más fácil las tareas de campo.
-Agradezco también a mis compañeros de las Cátedras de Geología Estructural y Levantamiento
Geológico que supieron comprender tanto mi ausencia en tiempos de campañas como mi poca
disponibilidad de tiempo durante la etapa final de la tesis.
-Al Conicet que me otorgó las becas doctorales que permitieron la dedicación exclusiva al desarrollo del
presente trabajo de tesis.
-A la Agencia Nacional de Promoción Científica yTecnológica (FONCyT), quien a través del proyecto de
investigación BID 802/OC.AR. PID 32/98 otorgado al Instituto de Recursos Minerales (INREMI), posibilitó
el presente estudio.
-A Fomicruz S.E., compañía minera de la provincia de Santa Cruz, que ha apoyado el proyecto de
investigación el cual ha permitido llevar adelante la presente contribución científica.
-Al personal del Instituto de Recursos Minerales (INREMI) de la Facultad de Ciencias Naturales y Museo,
mi lugar de trabajo durante el desarrollo del trabajo de tesis.
- Al Australian Institute of Geoscientists (Delegación Australia Occidental), especialmente a Joselyn
Thompson, quienes mediante una beca para asistir al Simposio “Applied Structural Geology for Mineral
Exploration and Mining” me dieron la oportunidad de participar en un evento internacional que resultó un
gran aporte a mi aprendizaje durante la realización de la Tesis Doctoral.
- A la Society of Economic Geologists (SEG) quienes por dos años consecutivos me otorgaron becas
consistentes en el financiamiento de distintas etapas dentro del desarrollo da la tesis y también
subsidiaron mi participación en el Posgrado en Metalogenia llevado a cabo en el año 2003
- A la UNESCO por haberme becado para participar en el Curso de Volcanología de Campo de los
Andes centrales en su edición del año 2000.
-A Daniel Poiré y Jose Maggi del Centro de Investigaciones Geológicas y al Museo de Ciencias
Naturales de La Plata donde llevé a cabo los estudios de Difracción de rayos X.
-Al Dr. Giuliano Bellieni de la Universidad de Trieste (Italia) por su colaboración en la realización
de los estudios geoquímicos de las rocas.
-A Clemente Recio y su grupo de trabajo del Instituto de Geología Isotópica, de la Universidad de
Salamanca, España, por la realización de los análisis de isótopos estables delas mineralizaciones del
área estudiada.
-A Colombo Tassinari y su grupo de trabajo: Antonio Pereira dos Loios, Marly Babinski, Artur Takashi
Onoe, Claudia Regina Passarelli, Walter Mauricio Sproesser, Helen Mayumi Sonoki, Ivone Keiko Sonoki,
Izabel Ramos Ruiz, Liliane Aparecida Petronilho, Marília Chrisostomo de Moraes y Vera Miranda del
quienes me enseñaron distintas técnicas isotópicas durante mi estadía en el Centro de Pesquisas
Geocronológicas, perteneciente al Instituto de Geociências de la Universidade de São Paulo, Brasil.
-Finalmente, además de dedicarles este trabajo, también le agradezco a mi Familia, a Sole y a mis
amigos el apoyo imprescindible e incondicional.

CAPÍTULO 1
INTRODUCCIÓN,
ASPECTOS FISIOGRÁFICOS Y
GEOMORFOLOGÍA

INTRODUCCIÓN
La provincia geológica Macizo del Deseado, ubicada en la Patagonia Sur Argentina (figura 1-1),
representa unas de las regiones del país donde se ha experimentado un gran incremento en las tareas
de prospección y exploración de depósitos epitermales de metales preciosos, en especial a partir del
hallazgo, a fines de la década del ’70, del yacimiento auro-argentífero Cerro Vanguardia (Genini, 1984).
Como consecuencia de esta actividad exploratoria, se han identificado varias áreas con depósitos y
manifestaciones epitermales de metales preciosos de interés minero.
En la generalidad de los casos, el mayor grado de conocimiento se ha dado en las características
geoeconómicas de los depósitos prospectados y explorados. Pero salvo excepciones, estos trabajos no
han sido acompañados de investigaciones que caractericen las condiciones metalogénicas de las
mineralizaciones y el entorno geológico en que se han formado.
Figura 1-1: Mapa de Patagonia donde se pueden ver los principales afloramientos del volcanismo jurásico (Provincia
Chon Aike según Kay et al., 1989), la mina Cerro Vanguardia y el área de trabajo de la presente tesis doctoral.
En la región noroccidental del Macizo, específicamente en el sector del río Pinturas y área de influencia,
la situación no varía. En efecto, existen todavía amplios sectores donde aún restan dilucidar diversas
problemáticas de índole estratigráfica, petrológica, estructural y metalogénica, habida cuenta que, si bien
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 2

existen algunas investigaciones de tipo geológico-geoquímico, las mismas son de carácter regional y no
apuntaron a dilucidar los aspectos metalogénicos de la región (de Barrio, 1989, 1993).
De esta manera y dado que el Instituto de Recursos Minerales de la UNLP, viene realizando trabajos de
investigación en el Macizo del Deseado desde hace ya más de una década, surgió el interés de realizar
un trabajo de tesis doctoral en este sector del Macizo del Deseado, planteándose los siguientes
objetivos:
Dentro de la temática Geología, Volcanología, Estratigrafía:
• Desarrollo detallado del conocimiento geológico estratigráfico de un sector del Macizo del
Deseado (el noroccidental) con trabajos de índole regional.
• Ampliación de los conocimientos en la identificación y caracterización del ambiente volcánico y
piroclástico para el Jurásico del Macizo del Deseado.
• Ubicación del área estudiada dentro del esquema geotectónico regional.
• Estudio estructural tanto del área en cuestión como de la comarca en general con la intención de
llegar a la confección de un modelo estructural, teniendo en cuenta la vinculación entre la
deformación sufrida por la secuencia jurásica y la mineralización de metales preciosos.
En el caso de la Metalogénesis:
• Identificación y caracterización de las condiciones de formación de los depósitos epitermales,
además del entendimiento de los procesos de alteración hidrotermal y su implicancia en el
reconocimiento de sistemas hidrotermales.
• Concluir la investigación con el desarrollo de un modelo genético para los depósitos minerales
del área estudiada, y establecer herramientas prospectivas generales que puedan ser aplicadas
en la búsqueda de nuevas concentraciones minerales en otros sectores con similares
características geológicas.
Para la concreción de estos objetivos se realizaron aproximadamente tres meses de trabajo de campo
en diferentes etapas, se realizaron reconocimientos geológicos y se confeccionaron perfiles y mapas
geológicos y mineros a distintas escalas, de acuerdo al interés de cada sector. Al mismo tiempo y
conforme al avance en el trabajo, se llevaron a cabo distintos tipos de muestreo (petrográfico,
calcográfico, geoquímico, para datación, para isótopos estables e inclusiones fluidas, entre otros) que,
mediante el trabajo posterior de laboratorio y gabinete (Capítulo 2 “Metodología”) permitieron la
concreción de los objetivos planteados.
Así finalmente se llegó a la realización de (Ver Anexo):
• Mapa Geológico local
• Mapa de Mineralizaciones
• Mapa de la veta Eureka
Finalmente, el aporte de este trabajo se orientó a desarrollar y definir aspectos geológicos y
metalogénicos que se encuentran íntimamente relacionados.
Desde el punto de vista geológico mediante el estudio del mega evento volcano-piroclástico jurásico se
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 3

encontraron nuevas relaciones de campo entre las distintas unidades, lo que permitió sumar evidencias y
una mejor interpretación de la génesis de este evento.
En el caso de la Metalogénesis, mediante el presente trabajo también se logró una visualización directa
del sistema epitermal jurásico, ya que se han localizado y estudiado afloramientos representativos de los
distintos niveles de este sistema, determinados mediante observaciones de campo y evaluaciones
geoquímicas, determinaciones de isótopos estables e inclusiones fluidas entre otras técnicas.
ASPECTOS GEOGRÁFICOS
El área de estudio se ubica en el sector noroccidental de la Provincia de Santa Cruz, dentro del
departamento Lago Buenos Aires (figura 1-2).
El área con los afloramientos geológico-mineros de mayor importancia, donde se realizó el mapa
geológico representativo del área, está limitada por las coordenadas Gauss Krüger 4812500 y 4803000
en el eje X y 2390500 y 2404000 en el eje Y (46° 50’-46° 55’ Lat S y 70° 15’-70 ° 20’ Long O), abarcando
una superficie de 120 km 2 .
Además del área estudiada, se llevaron a cabo observaciones de campo en zonas aledañas, que
resultaron de suma importancia para este trabajo, en una superficie que queda delimitada
aproximadamente entre las coordenadas
geográficas 46°30’ y 47°30’ de Lat S y 66°30’ y
70°45’ de Long O.
Éste sector se corresponde con el extremo sudoeste
de la Hoja Geológica 4769-I El Pluma del Servicio
Geológico Minero Argentino a escala 1:250.000
realizada por Cobos y Panza (2003).
Existe escasa población en el área estudiada, solo
se encuentran los dueños o puesteros de las
estancias (La Mariana, La Unión, Los Tordos, El
Retiro y Cerro Negro, figura 1-3) donde la principal
actividad económica de los lugareños corresponde a
la cría de ganado ovino y bovino.
Figura 1-2: Sector noroeste del Macizo del Deseado
donde se hicieron observaciones durante el presente
estudio
La población más cercana es la localidad de Perito Moreno, desde la cual se llega transitando 40 km
hacia el sur por la ruta nacional N° 40 y luego tomando hacia el este por una huella vecinal otros 40 km
hasta el cruce del río Pinturas y de allí, en el mismo sentido otros 20 km.
La ruta nacional 40 fue la utilizada durante la primera etapa de la investigación en épocas del año
cuando el río Pinturas poseía bajo caudal; si esta vía se interrumpía, la forma de llegar al área era a
través de la ruta provincial N° 39 que une las localidades de Las Heras y Bajo Caracoles, tras recorrer
algo más de 100 km por caminos vecinales en muy mal estado.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 4

Figura 1-3: Área de estudio y estancias involucradas (según catastro de estancias de la provincia de Santa Cruz).
Durante los trabajos de campo se contó con las facilidades de alojamiento brindadas por los dueños de
las estancias La Unión y Las Margaritas, Teresa de Allochis y Eduardo Allochis y José y Oscar Lujeda
respectivamente. También, cuando el clima lo permitió, se realizaron campamentos volantes dentro del
área de tesis.
GEOMORFOLOGÍA
El paisaje de la comarca se caracteriza por la presencia de lomas redondeadas con altura media de 700
m.s.n.m. y cañadones encajonados, con desniveles superiores a los 80 m como resultado de la acción
de distintos agentes geomórficos. Predomina la acción fluvial, pero también es importante la actividad
volcánica y la acción glaciaria, aunque tratándose de una región de clima semiárido, hay sectores en los
cuales ha tenido importante participación la acción eólica y la remoción en masa.
Los cursos de agua principales se encuentran estructuralmente controlados teniendo la misma
orientación principal de los lineamientos del área (NO-SE). La Quebrada de los Pumas (foto 1-1A), sólo
con agua en épocas de lluvia o deshielo, es uno de los principales cursos de agua que atraviesa la
región; descargando hacia el oeste en el río Pinturas (de régimen permanente) que luego continúa hacia
el norte y terminando en el río Deseado al este de la localidad de Perito Moreno. También son
abundantes las lagunas ubicadas en pequeñas cuencas cerradas (foto 1-1B).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 5

Fotos 1-1: A: Quebrada de los Pumas. B: Laguna centrípeta al este de Ea. La Mariana.
Clima
Presenta las condiciones climáticas de la Estepa Patagónica. La característica esencial corresponde a
las precipitaciones nivales en época invernal, que permiten la acumulación de potentes bancos de nieve
visibles aún comenzada la primavera, sobre todo en las zonas altas y al resguardo del contacto directo
con el sol; el derretimiento de la misma representa el más importante aporte de agua de la zona.
La presencia de viento es característica durante gran parte del año, aunque tiene su mayor expresión en
los meses de primavera y verano, con vientos regulares de 20 km/h y ráfagas de hasta 100 km/h.
La temperatura mínima promedio es de –2,8 a 7,8 °C y la máxima promedio de 4,7 a 19,2 °C (datos del
Servicio Meteorológico Nacional para la localidad de El Calafate).
Suelos
El desarrollo de los suelos se hace evidente en las llanuras de inundación de los ríos, no ocurre así en
cambio en otros sectores, en especial los más altos, donde lo característico son suelos inmaduros,
esqueléticos y de escaso desarrollo e incluso la ausencia de ellos.
Fauna y Vegetación
Dentro de la fauna autóctona se registran principalmente guanacos (Lama guanicoe) (foto 1-2A),
choiques (Pterocnemia pennata), martinetas (Eudromia elegans), aves rapaces (Polyborus y Milvago) y
armadillos como el piche (Zaedyus pichiy) (foto 1-2B). Entre los carnívoros el zorro gris (Canis
(Pseudalopex) griseus), el zorro colorado (Canis (Pseudalopex) culpaeus) y el puma (Felis concolor)
entre otros. Los roedores son muy abundantes, entre los principales se encuentran la mara o liebre
patagónica (Dolichotis patagonum) y numerosos ratones o ratas de la Familia Cricetidae y cuises de la
Familia Caviidae.
Su vegetación actual es de tipo estepa arbustiva, con especies características como molle (Schinus
polygamus patagonicus) (foto 1-2C), calafate (Berberis sp) (foto 1-2D), mata negra (Verbena tridens,
Chiliotrichum diffusum), mientras que las gramíneas están principalmente representadas por coirón
(Stipa sp). Es abundante la presencia de musgos, muchas veces dificultando la observación de los
afloramientos.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 6

Fotos 1-2: A: Guanacos, B: Piche, C: Molle y D: Calafate.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 7

CAPÍTULO 2
METODOLOGÍA DE TRABAJO

PROCESAMIENTO DE IMÁGENES SATELITALES
En una primera etapa se trabajó con las imágenes sin procesar comenzando con la tarea de
georeferenciamiento de las mismas. Así, en gabinete se determinaron los puntos donde, luego en el campo,
se tomarían las coordenadas geográficas.
En el gabinete, con la utilización del software ER Mapper 6.0 se realizó el georeferenciamiento de las
imágenes disponibles.
Se trabajó con las imágenes satelitales TM 230/93 del satélite Landsat 5 y TM 230/93 pancromática del
Landsat 7, permitiendo una mayor precisión en la visualización de las distintas unidades de roca y
estructuras en general.
El procesamiento digital realizado con el software ER Mapper 6.0, consistió en la superposición de ambas
imágenes con la intención de utilizar la amplia resolución espectral, que brinda distintas posibilidades de
combinaciones entre las bandas, que posee el sensor del Landsat 5 y la mayor resolución espacial de 15 m
brindada por la tomada con el Landsat 7.
Se construyeron combinaciones entre la bandas (algoritmos) que facilitaron la identificación de zonas con
distinto tipo de alteración y unidades de roca.
Desde el punto de vista estructural se llevó a cabo un detallado análisis digital de los lineamientos en el área
de estudio, para lo cual se utilizó una herramienta del programa ER Mapper 6.0, que mediante un sistema de
luces y sombras posibilita la mejor observación de estructuras lineales.
Se ha trabajado también con las fotografías aéreas a escala 1:60.000, de sectores muy restringidos debido a
la falta de cobertura fotográfica.
Figura 2-1: Imagen final utilizada en el mapeo geológico 1:20.000
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 9

Se preparó una imagen satelital especialmente diseñada para la realización del levantamiento geológico y
toma de muestras. De las imágenes utilizadas se eligió la ventana respectiva al área de interés.
El producto final consistió en una imagen georeferenciada a una escala 1:20.000 (figura 2-1), con una grilla
de coordenadas (proyección Gauss – Krüger y datum Campo Inchauspe) cada 500 m lo que permitió la
rápida y precisa ubicación de cualquier punto dentro del área.
Una vez procesada el área de desarrollo del trabajo, se inició la confección del mapa geológico utilizando
como base las imágenes satelitales.
TRABAJOS DE LEVANTAMIENTO
Durante el trabajo de campo se procedió a la identificación de los distintos tipos de formaciones volcanosedimentarias
y dentro de estas se separaron diferentes facies (ignimbríticas, lávicas, etc.).
También se han realizado distintos tipos de muestreo, tanto para análisis químico, como para su estudio
petrográfico, calcográfico y análisis de isótopos estables.
La construcción de los mapas ha sido mediante la utilización de los programas Autocad
2000 y ER Mapper 6.0 combinando los datos recolectados en el campo y los obtenidos en
el procesamiento en el gabinete.
Mapa Geológico
Realización del mapa geológico a escala local 1:20.000 (ver Anexo A1)
Con el apoyo de las imágenes satelitales se llevaron a cabo los trabajos de campo con una duración
aproximada de 90 días en diferentes etapas. Allí se realizaron transectas que permitieron cubrir una gran
parte del área de estudio. Durante estas recorridas se llevó a cabo la identificación de las distintas unidades
litológicas (lavas ácidas, tobas, basaltos, etc.) y el muestreo para la realización de las distintas metodologías
de laboratorio con el fin de caracterizar a las mismas como por ejemplo: geoquímica de metales, química de
rocas, isótopos estables e inclusiones fluidas, etc.
Se reconocieron los contactos entre los diferentes cuerpos y se realizaron muestreos específicos
correspondientes.
Mapas de Mineralizaciones
Sector Veta Eureka
Una vez reconocida la veta Eureka, dada su gran extensión (4,5 km aproximados de corrida) y la
complejidad de su estructura y pulsos mineralizantes que la conforman se decidió llevar a cabo un mapeo de
detalle de la misma con Teodolito y se realizó una campaña específica para la confección del mismo.
Durante este trabajo se reconocieron los distintos pulsos existentes y las relaciones de corte entre los
mismos, asimismo se tomaron muestras para la realización de distintas determinaciones.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 10

Sector Estancia La Mariana
Durante este trabajo de campo también comenzó la realización del levantamiento detallado de los sistemas
vetiformes que en esta primera etapa consistió en el mapeo a escala 1:500 de las vetas que integran el
Sistema La Mariana.
El trabajo se llevó a cabo principalmente con la utilización de cinta métrica y brújula, apoyado con la
ubicación geográfica de los extremos de las vetas mediante el uso de un geoposicionador satelital (GPS).
Se realizó la descripción de la morfología de las vetas, potencias, rumbos y cambios de los mismos, toma de
muestras de las texturas más representativas (relleno, reemplazo, etc.), de las zonas de alteración, para
geoquímica de metales preciosos, etc.
TRABAJOS DE LABORATORIO Y GABINETE
Petrografía, calcografía y difracción de rayos X
Los estudios petrográficos y calcográficos fueron realizados en el laboratorio del Instituto de Recursos
Minerales (INREMI) de la Facultad de Ciencias Naturales y Museo de la Universidad Nacional de La Plata.
En total se han tomado cerca de 500 muestras de rocas, de las cuales se han estudiado, con diferente grado
de detalle, 200 cortes petrográficos y 13 pulidos con finalidades variables como caracterización de las
distintas unidades litológicas, estudio de la alteración hidrotermal, de los minerales opacos y transparentes y
las texturas de cuarzo.
Complementariamente se han realizado análisis por Difracción de rayos X en el difractómetro del Centro de
Investigaciones Geológicas (CIG-UNLP) y en el Museo de La Plata.
Geoquímica de metales (Metalogénesis)
Se realizaron aproximadamente 60 análisis por metales. Se tomaron muestras de mineralizaciones
vetiformes y estructuras asociadas para la determinación de variaciones mineralógicas, texturales, químicas,
etc. tanto en la horizontal como en sentido vertical dentro del sistema hidrotermal. Cuando fue posible (en el
caso de la veta Eureka), se realizó un muestreo de los distintos pulsos mineralizantes. Las muestras han
sido preparadas por el autor de esta tesis en los laboratorios del CETMIC y analizadas para determinación
de anomalías metalíferas, realizados por la empresa ACME Canadá Inc. La rutina desarrollada fue ICP
(Induced Coupled Plasma) de 32 elementos y Au por extracción húmeda y Hg por vapor frío para un mejor
grado de detección de estos elementos químicos.
Geoquímica de rocas (Clasificación, Petrogénesis)
Se colectaron en el campo aproximadamente 40 muestras con la intención de caracterizar desde el punto de
vista geoquímico a las rocas volcánico-piroclásticas del área y de éstas finalmente fueron elegidas 26 luego
de la observación de los cortes petrográficos donde se determinó que eran las que registraban el menor
grado de alteración.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 11

Los análisis fueron realizados en dos laboratorios diferentes: Universidad Nacional de Salta y la Universidad
de Trieste (Italia). Para diferenciar los resultados analíticos, se han utilizado diferentes tipos de letra en las
tablas donde se muestran, siendo itálica para los de Salta y normal para Trieste.
Las muestras analizadas en el laboratorio de Petrología de la Universidad de Trieste han sido procesadas en
los laboratorios del Instituto de Recursos Minerales (Inremi), mientras que las analizadas en Salta fueron
enteramente procesadas en el laboratorio de la citada Universidad.
Las muestras estudiadas fueron analizadas por fluorescencia de rayos X, con un Rigaku 2000, con
dispersión de longitud de onda en un tubo Rh , detector SC y flujo de gases PC. Las muestras fueron
pulverizadas y secadas a 105° durante un período de 24 horas. La pérdida de agua por ignición (LOI) (en
porcentaje en peso) fue determinado a 950°C hasta que un peso constante fue alcanzado. Los elementos
mayores fueron determinados utilizando tabletas de fusión con LiBo 4 (1/6) mientras que los elementos traza
fueron determinados con tabletas de polvo comprimido.
De los resultados de estos análisis se obtuvo que muchas de las muestras estudiadas registraban un alto
LOI (Lost on Ignition), debido a la presencia de minerales hidratados posiblemente producto de alteración.
Como la mayoría de los elementos mayoritarios son móviles bajo estas condiciones, se evitó utilizar
diagramas que los involucren (Le Maitre, 1989), y se optó por los elementos de alto potencial iónico (High
Field Strength Elements) Nb, Y, Ti y Zr que son generalmente inmóviles frente a la alteración. Por tal motivo
se utilizó en diagrama de Winchester y Floyd (1977) para la clasificación de las rocas.
Es importante destacar que todos los datos analíticos fueron graficados con el programa Newpet, mediante
el cual se recalculó el porcentaje de elementos mayoritarios en base anhidra a 100%.
Isótopos estables
Se analizaron 36 muestras por isótopos estables de oxígeno, carbono y/o azufre en los laboratorios del
Servicio de Isótopos Estables de la Universidad de Salamanca, España.
La extracción del oxígeno y carga de la muestra se efectuaron siguiendo los principios de Clayton y Mayeda
(1963) y Friedman y Gleason (1973). Los resultados que se obtuvieron se dan en la notación delta habitual
referidos a SMOW. El valor obtenido para el estándar NBS-28 en el laboratorio citado es δ 18 OSMOW=+
9,6‰.
Para la obtención del carbono en carbonatos se utilizó una sonda láser de tipo Nd: YAG (I=1060nm). El
patrón utilizado fue el PDB (Belemnite de la Formación Pee Dee).
La técnica empleada para el azufre es similar a la descripta por Robinson y Kusakabe (1975). Se utilizaron
entre 5 y 10 mg de pirita por muestra.
Las relaciones 34 S/ 32 S fueron determinadas en un espectrómetro de masas Micromass SIRA-II. La precisión
obtenida es mejor que ± 0,27‰, basada en análisis repetidos de estándares internos e internacionales
(incluyendo la extracción), así como en el análisis por duplicado de algunas de las muestras. Los resultados
se dan referidos a CDT. El valor obtenido para el estandar NBS-123 en el laboratorio citado es δ 34 SCDT=
17,0‰.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 12

Inclusiones fluidas
Fueron estudiadas mediante esta metodología 16 muestras representativas de distintas vetas de cuarzo con
la intención de determinar temperaturas de precipitación y salinidad de los distintos pulsos hidrotermales.
Se prepararon secciones bipulidas de acuerdo a los procedimientos descriptos por Goldstein y Reynolds
(1994). Las mediciones microtermométricas de las inclusiones fluidas han sido realizadas en las
instalaciones del Instituto de Recursos Minerales con una platina de calentamiento/enfriamiento marca
Linkam THMSG600 montada sobre un microscopio Nikon Eclipse E400POL, que permite operar en un rango
comprendido entre -180ºC y +600ºC, por una combinación de un sistema de circulación de nitrógeno para
enfriamiento y una resistencia para calentamiento. La densidad y las presiones mínimas de homogenización
fueron determinados utilizando el software FLINCOR 1-2-1 (Brown, 1989).
Dataciones radimétricas
Durante la última etapa del trabajo de tesis se ha tenido la posibilidad de realizar una estadía en los
laboratorios del Centro de Pesquisas Geocronológicas del Instituto de Geociências de la Universidade de
São Paulo, Brasil, donde se utilizaron distintos procesamientos y metodologías tendientes a la obtención de
las edades absolutas tanto de unidades litológicas con interés estratigráfico y metalogenético como de las
mineralizaciones . Así fue que se procesaron y analizaron tres muestras por el método U/Pb, en circones.
Para U/Pb se separaron circones mediante técnicas mecánicas (mesa vibradora), químicas (líquidos densos)
y magnéticas (Frantz). Luego, los circones concentrados fueron descriptos y agrupados en fracciones (entre
4 y 7 por muestra). Estas fracciones fueron atacadas con ácido y el resultado analizado en un espectrómetro
de masas. Finalmente se trabajaron los resultados con el software específico Isoplot (Ludwig, 2000)
Isótopos de Plomo
Los análisis isotópicos fueron realizados en el Centro de Pesquisas Geocronológicas del Instituto de
Geociências de la Universidad de San Pablo, Brasil.
Las muestras de roca total (andesitas, dacitas y riolitas) fueron sometidas a disolución total a través de un
ataque con HF, HNO 3 y HCL en bomba tipo PARR®, en estufa a 150 °C, por 5 días. Las muestras de veta
de cuarzo fueron disueltas con HF, HNO3 y HCl., en un bécquer de teflón Savillex® en chapa calentadora, a
100°C, por 24 hs. Las disoluciones fueron evaporadas, convertidas a HBr 0,7N y sometidas a purificación de
Pb a través de la técnica de cambio iónico.
Las muestras de pirita fueron disueltas con una mezcla de agua regia (HCl + HNO 3 ), en chapa calentadora a
100°C, por 24 hs. Las soluciones fueron evaporadas, convertidas a HBr 0,7N y sometidas a purificación de
Pb a través de la técnica de cambio iónico.
Los procedimientos adoptados para la purificación del Pb fueron aquellos descriptos por Babinski et al.
(1999) detallados como sigue. Fueron adicionados aproximadamente 35 µl de resina aniónica AG1-X8, malla
200-400, pretratada, en una columna de polietileno. La resina fue lavada, sucesivamente, con 1,0 ml de HCl
6N, 300 µl de agua tridestilada y, posteriormente, acondicionada con 300 µl de HBr 0,7N. La solución de la
muestra fue adicionada y la resina fue lavada con 300 µl de HBr 0,7N tres veces consecutivas. El Pb fue
diluido con 1,0 ml de HCl 6N.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 13

La muestra fue purificada dos veces para garantizar la pureza del Pb diluido. Para esto la solución obtenida
fue evaporada y nuevamente convertida a 300 µl de HBr 0,7N y repasada por la columna siguiendo las
mismas etapas descriptas arriba. A la solución final fueron adicionados 5 µl de H3PO4 0,25M y llevados a
evaporación total.
Las composiciones isotópicas fueron determinadas por Espectrometría de Masas Termoiónica (TIMS)
usando un espectrómetro de masas VG 354, equipado con 5 colectores tipo Faradav, usando detección
simultánea, en modo estático. Los datos fueron corregidos para un frasccionamiento isotópico de 0,12%
u.m.a.-1, con base en los más de 200 análisis obtenidos con el patrón de Pb común SRM 981.
Isótopos de Samario y Neodimio
Los análisis de Sm-Nd fueron preparados siguiendo la metodología estándar, de acuerdo a los
procedimientos analíticos descriptos por Sato et al. (1995), utilizando HF-HNO 3 en la disolución además de
HCl en la separación de cationes de intercambio. Muestras que no alcanzaron la disolución total fueron
descartadas.
Las relaciones isotópicas de Nd fueron normalizadas a 146 Nd/ 144 Nd = 0,72190. los promedios de 143 Nd/ 144 Nd
para los estándares de La Jolla y BCR-1 fueron 0,511847±0,00005 (2σ) y 0,512662±0.00005 (2σ)
respectivamente. Los análisis isotópicos de Nd fueron llevados a cabo en un espectrómetro de masas
Finningan-MAT 262. Finalmente los datos fueron analizados usando el programa de Ludwig (2000),
teniendo en cuenta para el cálculo de las edades, el Modelo 2, en los casso en que las isocronas
presentaban altos valores de MSWD.
La edad fue calculada usando para 147 Sm la constante de decaimiento establecida en Steiger y Jäger
(1977): 6.54x10 -12 años -1 .
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 14

CAPÍTULO 3
GEOLOGÍA

GEOLOGIA DEL MACIZO DEL DESEADO
El Macizo del Deseado (Leanza, 1958) es una provincia geológica ubicada en el ámbito extra-andino de
la provincia de Santa Cruz. Se encuentra delimitado por el río Deseado al norte, río Chico al sur, la costa
Atlántica al este y la Dorsal del Río Mayo en el oeste abarcando un área aproximada de 60.000 km 2 (De
Giusto et al., 1980) (figura 3-1).
Desde el punto de vista estructural esta unidad se caracteriza por tener comportamiento positivo y rígido,
en contraste con una subsidencia marcada al norte y al sudoeste que origina cuencas bien definidas,
como la del Golfo de San Jorge y la Austral o Magallánica, respectivamente (Panza et al., 1995).
Figura 3-1: Mapa geológico del Macizo del Deseado.
Las rocas que conforman el basamento del Macizo del Deseado corresponden a las unidades Complejo
Río Deseado (Vieira y Pezzuchi, 1976) y Formación La Modesta (Di Persia, 1962). El Complejo Río
Deseado se compone de varios asomos reducidos de rocas ígneas y metamórficas que se ubican en el
sector oriental del Macizo del Deseado. Se trata de rocas metamórficas de edad NeoProterozoico a
Cámbrico (Pezzuchi, 1978 y Pankhurst et al., 2001), intruidas por rocas ígneas de edad Ordovícico a
Carbonífero inferior, según Chebli y Ferello (1975); Loske et al. (1999) y Pankhurst et al. (2001). La
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 16

Formación La Modesta corresponde a dos asomos aislados de rocas leptometamórficas halladas por Di
Persia (1962) en la zona centro-occidental del Macizo.
Sobre este conjunto de rocas basamentales y, ocupando un sistema de grabens y hemigrabens de
orientación NO-SE (Uliana y Biddle, 1987), se apoyan en relación de discordancia sedimentos
continentales permo-triásicos correspondientes a las Formaciones La Golondrina (Archangelsky, 1967),
La Juanita (Arrondo, 1972) y El Tranquilo (Di Persia, 1965), localizados en el sector oriental de esta
provincia geológica.
A partir del Triásico se produce un cambio en el régimen tectónico del Macizo (de Barrio et al., 1999),
iniciándose un período extensivo que tiene su pico máximo en el volcanismo ácido del Grupo Bahía
Laura (Lesta y Ferello, 1972) conformado por las Formaciones Chon Aike y La Matilde (Archangelsky,
1967).
En el Jurásico inferior (Varela et al., 1991; Pankhurst et al., 1993a) se produce el plutonismo
correspondiente a la Formación La Leona (Godeas, 1985; Pankhurst et al., 1993a). Se trata de un
complejo granítico-granodiorítico de composición ácida a intermedia con afinidad calcoalcalina, con
afloramientos en el sector oriental del Macizo.
Para el mismo tiempo pero en la zona central se manifiesta un evento epi-piroclástico (tobas, areniscas,
tufitas y pelitas de colores gris a gris verdoso y rosado) asignado a la Formación Roca Blanca (Di Persia,
1956 y De Giusto, 1956), atribuida al Liásico medio a superior, pudiendo llegar al Dogger inferior, por
Herbst (1965) y al período Toarciano a Aaleniano por Stipanicic y Bonetti (1970) debido a su contenido
paleontológico.
Con posterioridad comienza a desarrollarse un megaevento volcánico-piroclástico-sedimentario
compuesto por la Formación Bajo Pobre (Lesta y Ferello, 1972), de composición básica a intermedia y
el Complejo de Bahía Laura (Feruglio, 1949) o Complejo Chon Aike (Pankhurst et al., 1993b) de
composición ácida. Este último había sido subdividido por Stipanicic (en Stipanicic y Reig, 1955) en
Chon-Aikense (facies magmáticas y piroclásticas de flujo) y Matildense (piroclástica de caída y
retrabajada) coetáneas e interdigitadas y luego Archangelsky (1967) fue quien las formalizó. Lesta y
Ferello (1972) llamaron Grupo Bahía Laura a este conjunto de rocas, sugiriendo la inclusión de la
Formación Bajo Pobre en los niveles inferiores.
Todo este episodio magmático ha sido asignado al Jurásico medio a superior (Alric et al., 1996; Féraud
et al., 1999; Tessone et al., 1999; Pankhurst et al., 2000).
Echeveste et al. (2001), han propuesto volver a agrupar las rocas de la Formación Bajo Pobre dentro
del Grupo Bahía Laura.
Cabe destacar que en los últimos años varios autores (Pankhurst et al., 1993b; Pankhurst y Rapela,
1995; Pankhurst et al., 1998; Bertrand et al., 1999; Féraud et al., 1999; Riley et al., 2001 y Echeveste
et al., 2001) proponen la coetaneidad y cogénesis de las rocas de ambas unidades. Incluido dentro de
este período efusivo del Jurásico estarían las rocas hipabisales intermedias a básicas de la Formación
Cerro León (Di Persia, 1956; Pezzi, 1970) por considerarlas correlacionables a la Formación Bajo Pobre
y por lo tanto de la misma edad.
Hacia el Jurásico superior se generan pequeñas cuencas cerradas debido a la continuación de la
tectónica extensional, en las que se depositaron sedimentos de origen epi-piroclástico correspondientes
a las Formaciones Bajo Grande (Di Persia, 1958) y Baqueró (Archangelsky, 1967). La primera de éstas
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 17

se compone de sedimentitas y piroclastitas varicolores (tobas, tufitas, areniscas y conglomerados)
desarrolladas en el sector central y sur del Macizo del Deseado para el Jurásico superior
(Kimmeridgiano)-Cretácico inferior (Hauteriviano), mientras que la segunda está compuesta por
piroclastitas y sedimentitas de gran dispersión en el sector central del Macizo del Deseado, con flora fósil
que permite ubicarla temporalmente en el Cretácico inferior (Barremiano alto-Aptiano) (Archangelsky,
1967; Archangelsky et al., 1984).
A fines del Cretácico y hasta el Paleógeno, se producen las erupciones basálticas de la Formación Las
Mercedes (Panza, 1982) en el sector central del Macizo, marcando el comienzo de un magmatismo
basáltico que continuará durante gran parte del Cenozoico como consecuencia de la persistencia de
ambientes distensivos post-orogénicos (de Barrio et al., 1999). Hacia el Oligoceno inferior se depositan
tobas y bentonitas continentales de la Formación Sarmiento (Feruglio, 1949). Sobre estos sedimentos
se encuentran aflorando depósitos de transgresiones marinas del Oligoceno superior, correspondientes a
la Formación Patagonia o Monte León (Zambrano y Urien, 1970; Bertels, 1970) y depósitos
continentales del Mioceno inferior adjudicados a la Formación Santa Cruz (Ameghino, 1898). La
columna se completa con los “Rodados Patagónicos”, delgado manto de gravas y arenas del Plioceno
superior - Pleistoceno inferior que cubre en discordancia a las unidades antes mencionadas,
comprendidos por las Formaciones Mata Grande (Panza y de Barrio, 1987; 1989) y La Avenida (Marín,
1982).
Cabe señalar que durante el Terciario y Cuaternario se han generado extensos derrames basálticos
(Basalto Alma Gaucha, Cerro del Doce, Formación San Agustín, Chapalala, Basalto Belgrano, Meseta
del Lago Buenos Aires, Basalto Tres Cerros y equivalentes), producto de la migración de sudoeste a
noreste de una ventana astenosférica generada por la subducción del punto triple entre las placas
Sudamericana, Antártica y Nazca (Ramos y Kay,1992).
Finalmente, depósitos aluviales, coluviales, de bajos y costeros de edad cuaternaria se distribuyen
irregularmente en toda la provincia geológica.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 18

GEOLOGÍA DEL NOROESTE DEL MACIZO DEL DESEADO
En este apartado se exponen algunas consideraciones estratigráficas y estructurales en relación a las
unidades litológicas aflorantes en el noroeste del Macizo del Deseado, donde se hicieron observaciones
para este trabajo, mas allá de que finalmente se haya elegido un área de menor dimensión para la
confección del mapa geológico. Muchas de estas observaciones fueron llevadas a cabo a lo largo del río
Pinturas, dado que sobre sus márgenes es posible ver la tercera dimensión de varias de las unidades
involucradas, ocasión no comúnmente presente en otros sectores del Macizo del Deseado.
Si bien no existe una división interna preestablecida de la provincia geológica Macizo del Deseado, se
han reunido bajo la denominación “Sector Noroccidental” a los afloramientos correspondientes a esta
provincia que se encuentran entre la ruta provincial 43 (LH-PM) al norte, la ruta nacional 40 al oeste y la
ruta provincial 39 (LH-BC) (figura 1-2).
Dentro de la mencionada área se registran también afloramientos correspondientes a unidades de la
Cuenca del Golfo San Jorge. Las principales diferencias, como se verá más adelante están relacionadas
a la participación de unidades cretácicas correspondientes a la mencionada cuenca y a la respuesta
frente la estructuración terciaria.
Las rocas más antiguas aflorantes son las lavas intermedias y aglomerados asignados a la Formación
Bajo Pobre y las rocas magmáticas y volcaniclásticas reunidas en el Grupo Bahía Laura, integrado por
las Formaciones Chon Aike (ignimbritas y lavas ácidas) y La Matilde (tobas y tufitas) con engranaje
lateral entre ellas. En este sector el Grupo Bahía Laura fue incluido sin discriminación en la “Serie
Porfírica” por Roll (1938).
Para el área comprendida por las márgenes del río Pinturas y zonas aledañas, Genini (1977a) acuñó el
término Complejo Tobáceo del Río Pinturas, reconociendo la intercalación de unidades de rocas
piroclásticas retrabajadas e ignimbritas, pero luego y con el avance del conocimiento geológico se
demostró la intercalación de esas facies del volcanismo jurásico ácido para todo el Macizo, dejándose de
lado esta nomenclatura.
A continuación, durante el intervalo Albiano – Maastrichtiano se depositó en un ambiente típicamente
continental fluvial una importante secuencia de naturaleza piroclástica, constituida por tobas
predominantemente finas, a las que se asocian areniscas tobáceas, conglomerados y subordinadamente
intercalaciones de limolitas y arcilitas correspondientes al Grupo Chubut (Lesta, 1969). Éste se
encuentra conformado por las Formaciones Castillo, Bajo Barreal y Laguna Palacios; alcanzando gran
desarrollo en superficie y subsuelo en la cuenca del Golfo San Jorge.
El Paleógeno se inicia con los depósitos paleocenos de la Formación Río Chico (continental), a los que
siguen las efusiones basálticas correspondientes a los Basaltos Cerro del Doce y Alma Gaucha, que
anteceden y preceden respectivamente a las tobas y cineritas de la Formación (Grupo) Sarmiento.
El comienzo del Neógeno está representado por las sedimentitas de las Formaciones Monte León
(marina, Oligoceno superior-Mioceno inferior) y Santa Cruz (continental, Mioceno inferior).
El Terciario se completa con el desarrollo de varios sistemas de terrazas fluviales y niveles de
agradación, solamente interrumpidos por los ciclos efusivos correspondientes al Mioceno medio (Basalto
de Las Lagunas Sin Fondo), Mioceno superior – Plioceno inferior (Basalto Cerro Tejedor) y Plioceno
superior (Basalto Cerro Piedras).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 19

En el Pleistoceno se han diferenciado unidades fluviales y glaciarias, estas últimas representadas por
depósitos de morena frontal y glacifluviales de los estadíos Inicioglacial y Daniglacial.
Al Holoceno se asignan depósitos fluviales, eólicos, de bajos y lagunas y de remoción en masa.
La estructura de este sector presenta dos zonas bien diferenciadas: donde predominan las rocas
jurásicas (mitad sudoeste) y donde son más importantes los afloramientos cretácicos (mitad noreste).
En el primero de los casos observa una estructura de fallamiento en bloques que responde a tres
sistemas de fracturación denominados El Tranquilo y Bajo Grande (Panza, 1982) y Río Pinturas (de
Barrio, 1989).
En la mitad noreste, la deformación que se observa se debe al movimiento diferencial de los bloques de
basamento pre-cretácico produciendo un plegamiento de arrastre en la cobertura sedimentaria, según
anticlinales y sinclinales abiertos, simétricos o asimétricos con un rumbo principal noroeste, aunque
también los hay este-oeste y noreste. Asimismo afectan a esta secuencia fallas inversas de alto ángulo
de rumbo noroeste (las más largas) y noreste.
Los primeros trabajos apuntados a la prospección minera fueron llevados a cabo por Genini (1977a)
para el Plan Patagonia-Comahue con el fin de reconocer el área del cuerpo Subvolcánico Arroyo 17 en la
zona del río Pinturas, observado en campañas anteriores de levantamiento geológico. Allí el mencionado
autor en base a la abundancia de tobas ignimbríticas, tobas redepositadas, tobas cineríticas y
conglomerádicas y a la, hasta ese momento, ausencia de mantos de riolitas asemeja estas secuencias a
la anteriormente denominada Formación Los Pirineos por Pezzi (1970), pero bajo el nombre de
Complejo Tobáceo del Río Pinturas.
La primera caracterización geológico-geoquímica de la Formación Chon Aike para el noroeste del Macizo
del Deseado, fue realizada por de Barrio (1989) al sur del área de trabajo de la presente Tesis Doctoral.
Este autor pudo caracterizar a las ignimbritas pertenecientes a esta Formación, con predominancia de
composición riolítica por sobre algunos especimenes riodacíticos, en el campo de las rocas subalcalinas,
y dentro de éste, en la serie calcoalcalina, identificando a los magmas generadores de éstas como
peraluminosos, de alto contenido de sílice y potasa, y bajos tenores de titanio.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 20

GEOLOGIA DEL AREA DE ESTUDIO
Introducción
En este capítulo se describen las unidades litológicas identificadas en el área, sobre la cual se
confeccionó un Mapa geológico a escala 1:20.000 (Anexo A1) sobre una superficie aproximada de 115
km 2 .
El orden de descripción de las unidades litológicas para este capítulo fue elegido siguiendo la
estratigrafía comúnmente utilizada para la comarca, aunque la discusión sobre la relación temporal entre
las unidades, en especial dentro del área de tesis, serán desarrolladas dentro del capítulo 5 (Volcanismo
Jurásico).
Para el mapeo de las unidades jurasicas del área se ha optado por la diferenciación facial, siguiendo el
criterio de Hechem y Homovc (1985, 1988) y Guido (2002, 2004). Cas y Wright (1995) recomiendan
esta metodología para documentar e interpretar las características de las distintas secuencias volcánicopiroclástico-sedimentarias,
siendo la esencia de esta metodología la identificación de características
distintivas que conllevan a la interpretación del origen de las unidades y los procesos y ambientes de
depositación de las mismas.
Al realizar una comparación entre la subdivisión facial y la formacional (figura 3-3 A y B), puede
observarse claramente que la primera de éstas ofrece una mayor información, así como colabora
directamente en la interpretación de la secuencia volcano-piroclástica.
Si bien el concepto de facies es aquí tomado como el adecuado para la descripción de las secuencias
volcaniclásticas, se cree conveniente aclarar que este concepto se encuentra estrechamente vinculado a
la escala de trabajo para cada caso. Este, a opinión del autor, es el camino correcto para el trabajo
geológico sobre secuencias volcánicas, ya que permite una mayor flexibilización conforme el aumento
del conocimiento de un área en particular, en contraparte con el concepto preestablecido de Formación.
En los últimos tiempos, han sido varias las oportunidades en las que dado el avance del conocimiento
geológico – geoquímico, las descripciones tipo de determinadas “Formaciones” han tenido que ser
modificadas, para que contengan a distintas y/o nuevas unidades litológicas, prestándose a confusiones
en la comunidad geológica.
Otro concepto importante al estudiar e interpretar secuencias volcánicas es el de las relaciones de
discordancia angular entre unas y otras unidades. No debe, en este caso, tomarse al igual que en el
estudio de rocas sedimentarias, ya que la normal depositación de unidades volcánicas y piroclásticas
generalmente no se realiza de manera horizontal, por lo tanto una diferencia angular entre capas que se
superponen no implica, para las secuencias de este tipo, un lapso de no depositación, erosión y
movimientos tectónicos generadores del basculamiento de las capas, por lo que una interpretación de
este tipo puede llevar a confusión en el entendimiento de ambientes volcánico-piroclásticos.
Por otra parte, la intensa actividad de sistemas hidrotermales jurásicos, provocó distintos tipos y grados
de alteración sobre las rocas, llegando a ser imposible la asignación de éstas a alguna facies en
particular. De esta forma la mayoría de las rocas que se encuentran en este caso fueron asignadas a la
“facies” volcaniclástica indiferenciada, ya sea porque no se ha preservado totalmente su estructura
interna y/o no pueden identificarse sus componentes internos.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 21

Ea.
La Mariana
Puesto
Ea.
La Mariana
Puesto
N
N
Pto.
Solo
Pto.
Solo
Tapera
Tapera
Pto.
Cerro
Negro
Pto.
Cerro
Negro
4804000
4804000
2392000
2392000
REFERENCIAS ESTRATIGRÁFICAS
REFERENCIAS GENERALES
REFERENCIAS ESTRATIGRÁFICAS
REFERENCIAS GENERALES
Sedimentos modernos
Depósitos glacifluviales (Pleistoceno)
Sedimentitas continentales
F. Santa Cruz (Mioceno inf)
Basalto Cerro del Doce (Eoceno)
Material volcaniclástico retrabajado/
Material volcaniclástico indiferenciado
Coladas andesíticas superiores
Domos, diques y lavas riolíticas
Cuerpo subvolcánico andesítico
Cuerpo subvolcánico dacítico
Coladas andesíticas intermedias
Complejo Bahía Laura
Jurásico superior
Lagunas y cursos de agua
Coordenadas Gauss Krüger
Estancias y puestos
0 1000 2000 m
Sedimentos modernos
Depósitos glacifluviales (Pleistoceno)
Sedimentitas continentales
F. Santa Cruz (Mioceno inf)
Basalto Cerro del Doce (Eoceno)
Formación La Matilde
Formación Chon Aike
Formación Bajo Pobre
Lagunas y cursos de agua
Coordenadas Gauss Krüger
Estancias y puestos
0 1000 2000 m
Tobas de caida
Ignimbritas
Aglomerado volcánico andesítico
Coladas andesíticas inferiores
Figura 3-3A: Mapa geológico del área estudiada con la subdivisión facial utilizada.
Figura 3-3B: Mapa geológico del área estudiada utilizando la subdivisión formacional convencional.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP.
22

Antecedentes
Dentro del área de estudio, Cobos y Panza (2003) realizaron la Hoja Geológica 4769-IV El Pluma, a
escala 1:250.000 para del Servicio Geológico Minero Argentino. Inédito ha quedado el mapa preliminar
de la Hoja 51b Perito Moreno, (Lapido, 1980), a escala 1: 100.000, así como los trabajos, que fueron
realizados por parte de las empresas mineras Pegasus Gold Inc., Newcrest Mining Limited, MIM S.A.,
Oroplata Limited y actualmente Andean Resources Limited.
También han sido realizados aportes sobre las características geológicas del área, aunque en trabajos
enfocados a distintas temáticas como las mineralizaciones (Lopez, 2003) y las manifestaciones
geotermales (Guido et al., 2002a; Lopez et al., 2003) dentro del área de tesis, y la geología estructural
(Lopez et al., 2002) o el procesamiento de imágenes satelitales enfocado a la prospección de depósitos
epitermales del sector noroeste del Macizo del Deseado (Gómez et al., 2002).
Estratigrafía
Las unidades más antiguas que afloran en el área pertenecen a las rocas volcánico-piroclásticas,
asignadas a la Formación Bajo Pobre y al Grupo Bahía Laura por Cobos y Panza (2003). Dentro de la
primera se diferenciaron las facies subvolcánica, volcánica y sedimentaria de composición intermedia
(aflorantes en el sector central del área de tesis asociadas al extremo noroeste de la veta Eureka y a los
principales lineamientos del área, ver Anexo A1 Mapa Geológico local).
Las rocas del Grupo Bahía Laura fueron subdivididas para el sector oriental del Macizo del Deseado en
Facies Efusiva y Volcaniclástica (Guido, 2004), concepto que será seguido en el presente trabajo.
Es así que dentro de la Facies Efusiva se han encontrado afloramientos de un cuerpo subvolcánico
dacítico, y un conjunto de varios domos y flujos riolíticos con un conspicuo bandeamiento de flujo.
Por otra parte, dentro de la Facies Volcaniclástica, ampliamente superior en cantidad de superficie
expuesta, se ha discriminado entre Subfacies piroclástica y Subfacies epiclástica según sean depósitos
primarios o con retrabajamiento. Dentro de la primera encontramos unidades de flujo piroclástico con
características variables en cuanto a su grado de soldamiento, cantidad de cristales y composición
química, unidades piroclásticas de caída que se hacen más abundantes hacia el sector este del área y
depósitos de surge con pequeños afloramientos pero de significativa importancia al momento de la
interpretación del modo eruptivo del volcanismo jurásico. En la segunda se ubican unidades retrabajadas
principalmente aflorantes en el extremo noroeste del área estudiada.
En el presente trabajo se propone al agregado de las Facies Estromatolítica y Facies de Sinter silíceo,
que aunque poseen escasa superficie de afloramiento, revisten una gran importancia desde el punto de
vista interpretativo y prospectivo de mineralizaciones epitermales de metales preciosos, motivo por el
cual serán mayormente tratados en el capítulo 6 (Mineralizaciones y Metalogénesis).
Esas unidades jurásicas se encuentran parcialmente cubiertas por el Basalto Cerro del Doce (Panza,
1982) correspondiente al Eoceno y los sedimentos continentales miocenos, pertenecientes a la F. Santa
Cruz (Zambrano y Urien, 1970) que debido a su carácter altamente friable, solo afloran cuando se
encuentran cubiertos por depósitos glacifluviales mesetiformes cuaternarios.
Finalizan esta secuencia sedimentos modernos, aluviales, coluviales y de bajos.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 23

FACIES ASIGNABLES A LA FORMACIÓN BAJO POBRE
Antecedentes geológicos
Las rocas que integran esta unidad (andesitas, basandesitas, basaltos, aglomerados volcánicos básicos
y escasas sedimentitas y tobas) fueron reconocidas por primera vez en el área central del Macizo del
Deseado por Di Persia (1956) y De Giusto (1956) y publicadas por Herbst (1965), quienes las incluían
en la parte superior de la "Serie de Roca Blanca", de edad liásica.
Turic (1969) y Pezzi (1970) por primera vez utilizaron la denominación de Formación Bajo Pobre, pero
fueron Lesta y Ferello (1972), los primeros en publicarla, incluyéndola provisoriamente en la base del
Grupo Bahía Laura y considerándolas parte del gran ciclo efusivo.
Más tarde, De Giusto et al. (1980) excluyen esta Formación del Grupo Bahía Laura en base a la
superficie de discordancia encontrada entre éstas. Además reconocen su amplia distribución en el
Macizo del Deseado, aunque en afloramientos discontinuos, estimando espesores variables desde 200 a
600 metros en la zona de Ea. El Tranquilo. Aunque cabe señalar que espesores de hasta 1.200 metros
fueron estimados por sísmica y perforaciones (Homovc et al., 1996).
Panza (1982, 1984, 1986, 1995 y 1998), quién realizó Hojas Geológicas para el Servicio Geológico
Minero Argentino en distintas áreas del Macizo del Deseado, la reconoce como unidad independiente,
desvinculándola tanto de la F. Roca Blanca como del Grupo Bahía Laura.
De Giusto et al. (1980) ubican a la Formación Bajo Pobre en el intervalo Aaleniano-Bajociano (Dogger
inferior), debido a que gracias al contenido fosilífero, las unidades que la cubren e infrayacen, están
temporalmente bien fechadas.
Conforme el avance en el conocimiento de los afloramientos de Bajo Pobre del Macizo del Deseado, y
gracias a la información proporcionada por modernas técnicas analíticas (dataciones, elementos traza,
isótopos Nd, Sr y Pb), se han puesto en duda tanto su edad, como su relación con el Grupo Bahía Laura.
Varios autores (Pankhurst et al., 1993b; Pankhurst y Rapela, 1995; Pankhurst et al., 1998; Bertrand
et al., 1999; Féraud et al., 1999; Riley et al., 2001, Echeveste et al., 2001, Guido, 2002 y Guido, et al.
2006) han propuesto la coetaneidad de estos dos eventos volcánicos asignados al Jurásico mediosuperior.
Afloramientos en el área de estudio
Estos están compuestos por la facies Efusiva (subfacies subvolcánica y volcánica), y la facies
Volcaniclástica (subfacies autoclástica) (tabla 3-1, figura 3-4).
Facies
Volcaniclástica
Efusiva
Subfacies
autoclástica
volcánica
subvolcánica
Tabla 3-1: Diagrama de facies y subfacies asignables a la Formación Bajo Pobre en el área de tesis
La más frecuente en el área de tesis, así como en el resto del Macizo, es la subfacies volcánica,
compuesta por distintas asociaciones de lavas intermedias. Todas ellas son de color verde, gris oscuro o
morado según el grado y tipo de alteración. También es variable el grado de porfirismo, con extremos
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 24

prácticamente afaníticos (~10% de fenocristales) a muy porfíricos (~50%) constituido por fenocristales de
plagioclasa y piroxenos en una pasta gris oscura con variable grado de cristalización. Sus afloramientos
se concentran en el centro del área.
Cobos y Panza (2003) citan el afloramiento de esta Formación dentro del área del presente estudio y
describen otros afloramientos próximos al área , como el aglomerado entre las Ea. Aguas Vivas y La
Rosalía compuesto por clastos de andesitas de hasta 1m de eje mayor, con feldespatos, biotita y cuarzo
subordinado. También hacen mención a asomos de basaltos en los alrededores del Cerro Bayo
Saavedra, en los que observaron brechas y aglomerados volcánicos atravesados por un dique
subvertical de naturaleza intermedia, inmediatamente al sur de la Ea La María, asignando todo a esta
unidad. Al no observarse la base en ninguno de los casos, el espesor no se pudo determinar, pero
Panza y Cobos (1998) lo estiman en el orden de los 150 m para la localidad tipo de la Formación (Ea.
Bajo Pobre).
Figura 3-4: Mapa de afloramientos asignables a la Formación Bajo Pobre
FACIES EFUSIVA
Subfacies Subvolcánica
Ubicación y descripción
Pocos metros al norte del tramo noroeste de la veta Eureka, aflorante sobre la barranca oriental de un
profundo valle de rumbo norte-sur, se reconoció un cuerpo de unos 300 m de largo por 40 m de potencia
con la base cóncava hacia arriba y el borde superior subhorizontal (foto 3-4).
Dentro de éste se diferencia un sector central de color negro de unos 30 m de espesor en la parte más
potente, rodeado por un borde de color gris claro de 5 m de espesor.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 25

En muestra de mano, la roca presenta textura porfírica compuesta por fenocristales de plagioclasa y
piroxenos motivo por el cual se la clasificó como fenoandesita en el campo. Fue muy compleja la
delimitación de este cuerpo en relación a las Coladas andesíticas intermedias que se describen más
adelante, debido a su semejanza tanto en patrón de afloramiento como en sus características texturales.
La diferencia de color que se observó a escala de afloramiento se debe a un cambio de coloración en la
pasta, de color gris verdoso claro mientras que la parte central es de color gris verdoso oscuro.
Fotos 3-1:A: Cuerpo subvolcánico andesítico (CSA), donde
puede observarse el borde inferior sobrenfriado, intruyendo
a las Ignimbritas dacíticas (ID) B: Feta representativa del
mismo cuerpo
Las rocas de este cuerpo, al ser examinadas al microscopio, se presentan como holocristalinas
inequigranulares con textura pilofírica (Teruggi y Leguizamón, 1988) por registrar fenocristales de
plagiocasa y clinopiroxeno en una pasta o base compuesta por delgadas tablillas de plagioclasa
dispuestas sin orientación (foto 3-1B).
Los fenocristales de plagioclasas son euhedrales, de hábito prismático corto, y se encuentran con macla
polisintética y frecuente zonación, con individuos de hasta 2,5 mm de largo. Los fenocristales de augita
son subhedrales a euhedrales, con individuos de hasta 0,3 mm de largo.
Las rocas presentan distinto grado de alteración, aunque siempre es de tipo propilítica, compuesta por
clorita, calcita y epidoto.
De acuerdo con la forma del cuerpo y las texturas observadas, se lo clasificó dentro del tipo de Intrusivos
subvolcánicos, como un Criptodomo con el piso hundido en su parte central de acuerdo a la
nomenclatura propuesta por Llambías (2003).
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Relación estratigráfica
Dado que este cuerpo aflora en una quebrada
puede verse claramente que la base (curva)
del mismo se dispone de manera discordante
respecto a las ignimbritas dacíticas que se
encuentran por debajo, mientras que las rocas
que se encontraban por encima fueron
parcialmente erosionadas y por lo tanto el
borde superior aflora en parte (figura 3-5 y
foto 3-1A).
Este cuerpo es, además, la roca de caja de la
veta Eureka en el tramo donde ésta presenta
sus anomalías más altas en oro.
Figura 3-5: Block diagrama esquemático donde puede verse la
morfología del cuerpo subvolcánico y la relación con las rocas
que lo rodean.
Subfacies Volcánica
Dentro de ésta, debido al trabajo de detalle realizado y en base a posición estratigráfica, se han podido
distinguir tres unidades de flujos lávicos: Coladas andesíticas inferiores, intermedias y superiores.
Esta subfacies se encuentra comúnmente con distinto grado de alteración propilítica. Incluso se han
encontrado vetilleos dentro de éstas lavas, siendo su disposición a veces controlada por las fracturas
primarias de las coladas dando lugar a vetillas de calcita de forma subcircular por presentarse como
relleno de los planos de debilidad entre bloque y bloque en lavas tipo “blocky”.
-Coladas andesíticas inferiores
Ubicación y descripción
En el sector central del área, con afloramiento controlado estructuralmente según NO-SE, se encuentran
los asomos más importantes de esta litología.
Fotos 3-2: A: Principal afloramiento de las Coladas andesíticas inferiores y B: Detalle de una de las coladas
Consiste en un conjunto de siete coladas superpuestas de colores negro a verde oscuro (foto 3-2A), de
alrededor de 5 m de espesor cada una (foto 3-2B), motivo por el cual es un tipo de afloramiento muy
poco común para esta litología dentro del Macizo del Deseado.
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Se trata de rocas con textura glomeroporfírica compuestas por fenocristales de plagioclasa de alrededor
de 1,5mm de largo y escasos piroxenos, comúnmente fracturados y oxidados en una base compuesta
por un mosaico de cristales de plagioclasa con dos poblaciones según la forma y el tamaño (una tabular
de alrededor de los 50µ de largo y otra acicular con largo inferior a los 10µ) y vidrio intersticial. Hay
abundantes minerales opacos, posiblemente magnetita, según secciones cuadradas y a veces como
parches irregulares (fotos 3-3).
Fotos 3-3: A: Microfotografía de las lavas con textura glomeroporfírica y B: Nicoles cruzados
Evidencia de mezcla física de magmas (Magma mingling)
Dentro de algunas de las coladas se reconoció una diferenciación en dos dominios (claro y oscuro)
según su coloración en distintos tonos de grises. Estos dominios se manifiestan con aspecto laminar
plano (foto 3-4A), tipo brecha, o como interdigitaciones (foto 3-4B).
Fotos 3-4: Muestras de manos de rocas con evidencia de mezcla de magmas A: mezcla laminar B: interdigitaciones.
Ambos dominios fueron caracterizados al microscopio:
El dominio “claro” está compuesto por fenocristales de plagioclasa sin evidencias de zonación y
clinopiroxeno muy alterados en una base fina, mientras que el “oscuro” tiene fenocristales de plagioclasa
muy zonada y piroxenos, en algunos casos con reborde de anfíboles, en una base fina de igual
composición pero marcada fluidalidad.
Dada la compleja interpretación de esta unidad y las importantes implicancias en la génesis del
volcanismo jurásico, ésta será tratada en el Capítulo 5 (Volcanismo jurásico).
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Relación estratigráfica
La base del conjunto de coladas no se encuentra aflorante. Por encima de las mismas se encontraron las
ignimbritas Anfibolíticas y arriba de éstas lavas riolíticas. En algunos sectores, la extrusión de estas
últimas provocó el basculamiento, hacia el sur, de las ignimbritas y las lavas intermedias que se ubican
por debajo.
-Coladas andesíticas intermedias
Ubicación y descripción
Se ubican al centro oeste de la zona de tesis, rodeando el sector noroeste de la veta Eureka.
Dada la complejidad en la descripción de campo de esta litología, los términos que se utilizaron durante
el trabajo de campo fueron: pórfido negro cristalino, Bajo
Pobre porfírico o pórfido sin cuarzo.
Tienen la misma textura y mineralogía del cuerpo
Subvolcánico pero se distinguen claramente por su
afloramiento tipo colada horizontal. En ocasiones llegan a
presentar un 50% de porfirismo constituido por plagioclasas
de hasta 2mm, eu-subhedrales, macladas y zonadas y
piroxenos bastante fracturados de hasta 5 mm de largo, todo
alterado a calcita, clorita y esmectitas, en una pasta afanítica.
En general presenta diaclasas verticales con un
espaciamiento de 20-30 cm en dirección N80-90.
En los afloramientos al sur de la veta Eureka se han
observado distintas morfologías similares a cuellos o necks
subvolcánicos (foto 3-5), pero es muy compleja su
confirmación.
Foto 3-5: Morfología tipo neck encontrada en
estas lavas, al sur de la veta Eureka
Relación estratigráfica
Los afloramientos que están al norte de la veta Eureka, yacen de manera concordante por sobre las
Ignimbritas anfibolíticas (foto 3-6). El resto de las bases no se observa o es de interpretación confusa. El
techo aparece generalmente sin cobertura.
Foto 3-6: Coladas andesíticas intermedias suprayaciendo a las Ignimbritas dacíticas.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 29

Dentro de este grupo se incluye a un pequeño afloramiento, ubicado en el sector sudoeste del área, que
tiene la singularidad de encontrarse basculando 15° en dirección sudeste. La roca se presenta muy
alterada, aunque puede observarse una textura glomeroporfírica dada por abundantes glomérulos de
plagioclasa y piroxeno, en una base de plagioclasas pequeñas y finas de aproximadamente 75 por 5µ
Este afloramiento representa la base de un pequeño perfil con igual actitud que se completa con
ignimbritas vitrofíricas y lavas riolíticas por arriba. Por debajo de esta colada intermedia se han
encontrado ignimbritas pero aparentemente en contacto por falla.
-Coladas andesíticas superiores
Ubicación y descripción
Esta unidad consiste en dos coladas que están apoyando directamente sobre la porción noroeste del
pórfido dacítico.(foto 3-7A).
Fotos 3-7: A: Coladas andesíticas superiores sobre el Cuerpo subvolcánico dacítico y B: nivel superior de las
coladas, prácticamente afanítico y con evidencias de flujo.
En el perfil, que totaliza unos 10 m, se pueden ver las siguientes texturas desde base a techo (figura 3-6)
Comienza con una brecha en la base, de 2 m de potencia, compuesta por clastos angulosos y matriz de
la misma colada. Cuando la roca comienza a ser
coherente posee textura porfírica dada por
glomérulos de plagioclasa de hasta 2,5mm
alterados a calcita y esmectitas y escasos piroxenos
intensamente alterados a calcita y epidoto, en una
base negra compuesta por tablillas de plagioclasa
orientadas y vidrio volcánico dando lugar a una
textura glomeroporfírica intersertal.
Hacia el techo disminuye el tamaño de grano hasta
llegar a ser prácticamente afanítica (foto 3-7B), la
alteración se hace aún más penetrativa presentando
en la mayoría de los casos observados grandes
parches de óxidos de hierro diseminados en la roca
y se hace manifiesto el patrón de flujo de la colada
Figura 3-6: Perfil mostrando la relación inversa entre
cantidad de cristales y fluidalidad en la lava.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 30

Por lo tanto se interpreta que, aunque posiblemente este paquete comprenda más de una unidad de
flujo, se trata de una única unidad de enfriamiento.
Relación estratigráfica
Se encuentran desarrolladas sobre el Cuerpo subvolcánico dacítico (foto 3-7A, figura 3-6), lo que brinda
una nueva evidencia sobre la alternancia temporal de litologías con variación química.
FACIES VOLCANICLÁSTICA
Subfacies Autoclástica
-Aglomerado volcánico
Ubicación y descripción
Sobre la Quebrada de los Pumas, en el sector noroeste del área de estudios y con aproximadamente 1
km de largo por unos 300m de ancho, orientado en dirección NO-SE, se encuentra un afloramiento de
roca aglomerádica de color verde oscuro, consistente en un paquete de aproximadamente 10 m de
potencia de una roca con fragmentos que oscilan desde el orden de milímetros hasta 1 m de diámetro,
clasto sostén, oligomícticos, de una lava intermedia con cristales de feldespato alcalino, plagioclasa y
piroxeno (foto 3-8A). La matriz es de la misma composición pero de color violeta por meteorización. Los
clastos son medianamente angulosos aunque poseen un borde de reacción de 1-2cm, lo que les da una
aparente redondez (foto 3-8B).
Fotos 3-8: A: Foto del afloramiento del aglomerado volcánico, pueden identificarse algunos de clastos mayores y B:
detalle de la misma unidad donde puede observarse que los clastos y matriz son de una única composición.
Al microscopio se observaron fenocristales y cúmulos de plagioclasa con leve argilización principalmente
en la parte central de los individuos y fenocristales de clinopiroxeno que a veces están totalmente
alterados a cloritas.
También se reconocieron microgrietas rellenas de cuarzo y adularia (prismática y rómbica) y calcita
subordinada.
Relación estratigráfica e interpretación
Esta unidad se encuentra apoyada sobre rocas ignimbríticas al norte y sobre lavas riolíticas al sur (figura
3-8).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 31

Debido a que las características texturales y composicionales descriptas son similares tanto a las de las
Coladas andesíticas intermedias como al Cuerpo subvolcánico andesítico, esta unidad puede
adjudicarse a dos orígenes distintos. Si se encuentra asociada a las lavas se la puede interpretar como
el frente de una colada y por lo tanto, siguiendo el criterio de Scasso y Limarino (1997), se clasificaría
como un depósito Autoclástico, mientras
que si estuviese vinculada al cuerpo
subvolcánico, de acuerdo a los criterios
establecidos por Cas y Wright (1995),
podría ser considerado como un depósito
de tipo de Bloques y ceniza (“Block and
Ash”).
En ambas posibilidades, este depósito se
habría originado con posterioridad a las
ignimbritas y lavas ácidas,
manifestándose otra evidencia de la
alternancia composicional en el área de
estudio.
Figura 3 -8: Perfil esquemático de las relaciones de campo del
aglomerado volcánico
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 32

Geoquímica
Se realizaron trece análisis geoquímicos por elementos mayoritarios y traza sobre las rocas de las
unidades asignables a la Formación Bajo Pobre. Los resultados obtenidos se resumen en la tabla 3-2.
Los porcentajes de pérdida de agua (LOI) se ubican entre 1,58 y 5,93; los valores más altos se deben a
la alteración presente en las rocas. Los valores utilizados fueron los surgidos de recalcular las muestras
al 100% libre de volátiles.
Para la caracterización de las muestras de esta unidad, se discriminó entre las distintas litologías
encontradas (descriptas más arriba), de lo cual surgieron las siguientes interpretaciones:
Dado el elevado valor de LOI registrado en estas muestras se utilizó el diagrama de Winchester y Floyd
(1977) para su clasificación, el cual se realiza en base a los elementos Zr, TiO2 (en ppm), Nb e Y
considerados como menos móviles ante la alteración de las rocas. Es así que en la figura 3-9A puede
observarse que el conjunto de muestras puede dividirse en tres grupos. Por un lado las muestras de las
Coladas andesíticas inferiores y la de las Coladas andesíticas superiores se ubican en el campo de las
andesitas basálticas, mientras que las Coladas andesíticas intermedias y el Cuerpo subvolcánico lo
hacen en el de las andesitas. Finalmente las muestras representantes del Mingling se ubican en la zona
límite entre las andesitas y las riodacitas/dacitas.
Mediante el gráfico de Irvine y Baragar (1971) (figura 3-9B) se observa que las rocas se ubican en el
campo calcoalcalino, aunque la muestra de las Coladas andesíticas superiores y una de las
representantes de las Coladas andesíticas inferiores entran ligeramente al campo Toleítico. Por otro lado
todas las muestras se ubican entre los campos de medio a alto potasio según Le Maitre (1989) (figura 3-
9C).
Ahora bien, mediante la utilización del diagrama petrogenético de Pearce y Cann (1973), se observa
claramente que el conjunto de las muestras aquí analizadas poseen afinidades con basaltos
calcoalcalinos (Figura 3-9D).
Muestra SiO 2 TiO 2 Al 2 O 3 Fe tot MnO MgO CaO Na 2 OK 2 O P 2 O 5 L.O.I. Ba Rb Sr Y Zr Nb Th U Ce Nd
C Subv andesítico (R438) 58,59 0,64 15,75 6,59 0,11 2,67 4,96 2,43 4,03 0,16 3,45 502 139 274 27 114 7 4 1 0 0
Col. and. inf. (R127) 52,07 1,15 18,83 8,06 0,23 3,97 7,28 2,22 1,50 0,27 4,13 587 69 397 30 150 8 7 2 36 9
Col. and. inf. (R373A) 53,12 1,14 19,22 7,59 0,16 2,54 8,47 2,80 1,10 0,22 3,08 620 20 515 31 129 9 1 1 38 5
Col. and. inf. (R373B) 53,56 1,11 18,55 7,43 0,18 2,29 9,10 2,66 1,10 0,22 3,40 605 21 497 35 123 7 9 1 42 14
Mingling claro (R374A) 57,87 0,76 16,07 6,94 0,12 2,12 5,50 2,49 1,82 0,20 5,93 735 46 394 34 193 10 10 2 66 15
Mingling oscuro (R374B) 64,64 0,76 15,56 4,81 0,14 1,15 4,50 2,71 3,57 0,19 1,58 794 138 289 31 180 11 8 5 59 21
Mingling claro (R451A) 57,12 0,71 16,50 6,47 0,16 2,08 5,88 3,21 1,24 0,21 5,46 547 35 560 34 218 9 3 - 0 0
Mingling oscuro (R451B) 63,44 0,64 15,76 5,17 0,13 1,45 4,18 2,99 3,22 0,20 2,31 611 102 308 34 192 9 4 - 0 0
Col. and. sup. (R432) 50,62 1,05 19,18 7,85 0,14 1,54 8,14 3,73 2,44 0,32 4,14 624 57 343 30 143 7 3 - 0 0
Col. and. intermed. (R380) 57,56 0,78 15,96 6,19 0,23 2,56 5,43 2,84 3,08 0,17 4,50 639 157 286 27 134 9 6 6 47 13
Col. and. intermed. (R332) 58,29 0,69 15,71 5,46 0,24 2,61 4,86 2,45 4,33 0,13 5,22 688 213 240 24 126 7 5 8 47 8
Col. and. intermed. (R377) 58,45 0,80 16,64 6,91 0,12 3,41 6,31 2,77 2,15 0,16 1,83 687 81 354 24 127 8 6 3 53 8
Col. and. intermed. (R335) 58,10 1,03 17,25 6,74 0,20 2,78 6,69 3,57 1,00 0,21 2,27 569 102 408 29 129 8 7 4 52 21
Tabla 3-2: Resultados geoquímicos obtenidos. En negro los correspondientes a la Universidad de Trieste y en azul
los de la Universidad de Salta.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 33

Figura 3-9: Gráficos utilizados en la caracterización geoquímica de la unidades asignables a la Formación Bajo
Pobre en el área de tesis. A: Winchester y Floyd (1977), B: Irvine y Baragar (1971), C: Le Maitre (1989) y D:
Pearce y Can (1973).
Edad
Dos muestras representativas del Cuerpo subvolcánico andesítico y de las Coladas andesíticas
intermedias fueron datadas mediante U-Pb en circones en el Centro de Pesquisas Geocronológicas de la
Universidad de San Pablo.
Edad Roca Ubicación Método Autores
177 ± 4 andesita basáltica Sector oriental Ar/Ar (plagioclasa) Guido, et al., 2006
173 ± 8 andesita Sector central Rb/Sr (roca total) Tessone, et al., 1999
164 ± 2 basandesita desconocida Ar/Ar (plagioclasa) Mertz, et al., 1998
164,1 ± 0,3 basandesita Bajo Pobre Ar/Ar (roca total) Féraud, et al., 1999
160,5 ± 0,5 basandesita Bajo Pobre Ar/Ar (roca total) Féraud, et al., 1999
156,7 ± 2,3 andesita Bajo Pobre Ar/Ar (plagioclasa) Alric, et al., 1996
152,8 ± 2,6 andesita Sector central Ar/Ar (plagioclasa) Féraud, et al., 1999
152,7 ± 1,2 andesita Sector central Ar/Ar (plagioclasa) Féraud, et al., 1999
151,3 ± 3,4 andesita basáltica Sector oriental K/Ar (roca total) Guido, et al., 2006
150,6 ± 2 andesita basáltica Bajo Pobre Ar/Ar (biotita) Pankhurst, et al., 2000
Tabla 3-3: Fechados de rocas correspondientes a la Formación Bajo Pobre.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 34

Esta unidad ha sido datada en varias ocasiones y según distintas metodologías (tabla 3-3) registrando
una amplitud de edades que va desde los 177 ± 4 a los 150,6 ± 2 Ma, (Guido, et al., 2006 y Pankhurst,
et al., 2000, respectivamente) para el sector oriental del Macizo. Fechados en rocas del sector central
quedan comprendidos dentro del mencionado intervalo.
En este trabajo se han obtenido las primeras edades radimétricas de unidades asignables a la F. Bajo
Pobre para el oeste del Macizo.
En la muestra representativa de las Coladas andesíticas intermedias (R377) se reconocieron siete
familias de circones de las cuales fueron analizadas tres. De la interpretación de los resultados obtenidos
para cada familia se llegó a la edad de 159 ± 2,1 Ma (figura 3-10).
Para el caso del Cuerpo subvolcánico andesítico (R434) la cantidad de familias reconocidas fue de seis y
debido su variedad morfológica fue necesaria la realización del análisis de cinco de las mismas. Una de
las poblaciones analizadas (M1-A) registró un alto error y por lo tanto no fue considerada en el cálculo de
la edad final de la muestra que fue de 156 ± 1.2 Ma. (figura 3-11).
Figura 3-10: Gráfico utilizado en la obtención de la edad U-Pb en circones de las Coladas andesíticas intermedias.
Figura 3-11: Gráfico utilizado en la obtención de la edad U-Pb en circones del Cuerpo subvolcánico andesítico.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 35

Ambas muestras se ubican dentro del intervalo de fechados conocidos de muestras de la Formación
Bajo Pobre, y concuerdan con la interpretación estratigráfica reconocida en función del trabajo de campo,
sugiriendo que la facies subvolcánica intruye a la secuencia coronada por las Coladas andesíticas
intermedias.
Además, como se verá adelante, estos fechados son contemporáneos, a escala geológica, con el
Cuerpo subvolcánico dacítico que fue datado en este trabajo bajo la misma metodología, evidenciando la
coetaneidad de cámaras magmáticas con distinta composición química, lo cual será discutido en el
capítulo 5 Volcanismo Jurásico.
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FACIES ASIGNABLES AL GRUPO BAHÍA LAURA
Antecedentes geológicos
Fue Darwin (1838) el primero que describió a esta unidad en el extremo sudeste del Macizo del
Deseado en los alrededores de la localidad Puerto Deseado, caracterizándola como “pórfidos rojos, a
veces vitrofíricos, rocas traquíticas, tobas y brechas”. Ameghino (1906), brinda detalles del complejo
volcánico, reconociendo pórfidos y traquitas y asigna, con dudas, una edad precretácica, tal vez jurásica.
A partir del hallazgo de Estheria mangaliensis Jones en una perforación efectuada en Puerto San Julián
Delhaes (1913) al igual que Wichmann (1922); Windhausen (1924, 1931) y Frenguelli (1933)
consideraron a las volcanitas de edad rética o Triásico superior, a pesar de la reserva hecha por
Hermitte (1918), quien creía que la Estheria hallada podía no ser de la especie conocida en el Rético,
sino una especie del Cretácico inferior. Para Frenguelli (1933) la “serie eruptiva porfírica” sería parte de
un complejo que se extendería del Triásico al Terciario inferior, dejando a los niveles tobíferos para
tiempos posdanianos.
Sin embargo, Gothan (1925) al estudiar estróbilos de Araucaria encontrados al sur del Río Deseado por
Windhausen aceptó atribuirlos al Triásico, aunque indicando que él se hubiese inclinado en suponer una
edad más reciente. Posteriormente, Roll (1938) reconoce al sur del curso medio del río Deseado una
discordancia angular entre la “serie Porfírica” y las suprayacentes capas cretácicas del Chubutense,
volviendo a incorporar a los niveles tobíferos al Complejo Porfírico, sospechando para éste una edad
jurásica.
En 1949 Feruglio publica su Descripción Geológica de la Patagonia, donde analiza en conjunto al
“Complejo Porfírico de la Patagonia Extraandina” y llega a la conclusión que el mismo va desde el
Jurásico medio al Neocomiano inferior (Cretácico inferior temprano), proponiendo el nombre Complejo de
Bahía Laura.
Este complejo fue dividido posteriormente por Criado Roque (1953) y Di Persia (1954) en dos unidades:
la “Serie de Bahía Laura” o “Serie Vulcanítica Inferior” compuesta por rocas volcánicas mesosilícicas a
ácidas, de edad Carniano-Noriano y la “Serie de Malacara” o “Serie Tobífera Superior”, en discordancia
sobre la anterior y compuesta por elementos piroclásticos, tobas arenosas, areniscas, conglomerados y
lutitas con restos florísticos.
Stipanicic y Reig (1955, 1956) y Stipanicic (1957), en base a estudios geológico-paleontológicos
subdividen al Complejo en tres pisos: Chon-Aikense, Matildense y Baqueroense, basándose en una
diferenciación litológica y una discordancia con dudas para Chon-Aike/Matildense, mientras que usan
evidencias más contundentes: litológicas, paleontológicas y una clara discordancia angular para la
relación Matildense/Baqueroense.
Para estos autores el Chonaikense , basados en los afloramientos que van desde Puerto Deseado hasta
cerca de Puerto San Julián, comprendía el complejo efusivo basal que estaba compuesto por grandes
masas de pórfidos cuarcíferos y riolíticos, queratófiros varicolores y cuarcíferos, vitrófiros, porfiritas y por
mantos de tobas porfíricas y porfiríticas muy compactas y brechas volcánicas ácidas y mesosilícicas de
colores rojizos, violáceos y verdosos. Posteriores referencias (Herbst, 1965; Archangelsky, 1967;
Stipanicic y Bonetti, 1970) le confieren un valor regional, redefiniendo su litología de modo de cubrir las
variaciones litológicas que se producen hacia el oeste del Macizo.
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Por otro lado el Matildense incluye un conjunto de tobas redepositadas con clastos de conglomerados,
tobas porfíricas y porfiríticas, pórfidos cuarcíferos y porfiritas, y con alguna participación de mantos de
pórfidos cuarcíferos. También los mismos autores realizan una completa descripción de la abundante
colección de fósiles (anuros y plantas), los que le otorgan a este piso la edad mesojurásica superior.
Por último ubican al Baqueroense, constituido por tobas limosas y arenosas, conglomerados y espesos
mantos de arcillas y bentonitas portadoras de flora fósil en el Cretácico (inferior?-medio).
En los años subsiguientes, los geólogos de Y.P.F., postulan una relación de continuidad entre Chon-
Aikense y Matildense considerándolas como parte de un único ciclo piroclástico-efusivo con tendencia a
hacerse sedimentario hacia la parte cuspidal, dejando fuera de este evento al Baqueroense (Di Persia,
1956, 1957, 1958, 1959, De Giusto, 1956, 1958 y Bianchi, 1960).
Ugarte (1966) denomina Serie de Chon Aike a la facies volcánica y Serie de La Matilde a la facies
sedimentaria aunque sostiene que es conveniente considerar que dichas unidades engranan
lateralmente y son integrantes de una unidad-roca mayor para la que mantiene el denominativo de
Complejo de Bahía Laura, de aplicación cuando no se distinguen dichos miembros, desechando la idea
de que ambas series tengan contacto discordante entre si.
Archangelsky (1967) adecuó las series de Stipanicic y Reig (1956) a la nomenclatura estratigráfica,
denominándolas Formación Chon Aike y Formación La Matilde.
Pezzi (1970) considera a las volcanitas ácidas constituidas por tres unidades diferentes y sincrónicas.
Ellas son las Formaciones Chon Aike, La Matilde y Los Pirineos. Esta última fue propuesta para agrupar
exclusivamente la potente sucesión de mantos ignimbríticos que, según dicho autor, afloran al oeste del
meridiano 68° 30' de Longitud Oeste (área de la presente Tesis Doctoral) compuesta principalmente por
mantos ignimbríticos y material tobáceo tanto primario como retrabajado.
El término Grupo Bahía Laura fue propuesto por Lesta y Ferello (1972), quienes realizaron un trabajo de
compilación de los estudios realizados en la región de Chubut Extraandino y norte de Santa Cruz en un
trabajo que sostiene la coetaneidad de las Formaciones Chon Aike y La Matilde por hallarlas
interestratificadas e incluso asumen a la Formación Bajo Pobre como parte basal de este grupo, por tal
motivo cabe aquí aclarar que la utilización de la nomenclatura Grupo Bahía Laura, utilizada en la
actualidad, es según como fue usada por de Barrio el al. (1999), quienes excluyen del mismo a la
Formación Bajo Pobre.
Posteriormente, De Giusto et al. (1980) señalan al Grupo Bahía Laura como el acontecimiento geológico
principal del Macizo del Deseado, planteando interrogantes por las notables variaciones litológicas y por
la falta de buena exposición de la relación de las diferentes unidades. Por otro lado define a la Formación
La Matilde como un depósito cuya composición está relacionada con un ambiente fluvio-lacustre en que
se origina y lo que le otorga una geometría lenticular con engranajes laterales rápidos y una ubicación
indefinida dentro de la columna del complejo volcánico, aunque con una tendencia a ocupar el techo del
mismo. Además menciona varias observaciones regionales de asomos de La Matilde interestratificados
con rocas volcánicas del grupo y concluye que la misma es una variación ambiental dentro del ciclo
piroclástico efusivo considerando a los contactos formacionales como concordantes y continuos.
Sacomani (1981), remarca la notable similitud litológica entre las Formaciones Chon Aike y Los Pirineos
y siguiendo un criterio de prioridad considera válido solamente al primer término, quedando el Grupo
Bahía Laura conformado por las Formaciones Chon Aike y La Matilde. Teruggi et al. (1981); Mazzoni et
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al. (1981); Spalletti et al. (1982) y Mazzoni et al. (1984) señalan que al menos en el Gran Bajo de San
Julián, el Grupo Bahía Laura constituiría un complejo volcánico-piroclástico-sedimentario con pasajes
laterales y verticales frecuentes, pero con predominancia de mantos ignimbríticos. Panza (1982) y
Sruoga y Palma (1984) comparten el criterio asumido anteriormente para el sector costero del área tipo
y consideran entonces como válidas solamente las Formaciones Chon Aike y La Matilde. Hechem y
Homovc (1985) elaboraron el primer modelo de facies volcaniclástico para el Grupo Bahía Laura durante
sus trabajos en el área de Bajo Grande e integraron a la Formación Bajo Grande en el grupo
desechando una discordancia en el contacto entre ambas entidades.
Rapela y Kay (1988), Kay et al. (1989) y Pankhurst y Rapela (1995) introducen los términos Grupo
Chon Aike, provincia Chon Aike y provincia volcánica Jurásica respectivamente, para el conjunto de los
asomos de volcanitas jurásicas de toda la Patagonia extrandina y Pankhurst et al. (1993b) utilizan el
término Complejo Chon Aike exclusivamente para las volcanitas del Macizo del Deseado. Por otro lado
Pankhurst et al. (1998) proponen que las volcanitas jurásicas de Patagonia junto con las del oeste de
Antártida conforman una de las mayores provincias ígneas silícicas (LIP) del mundo, con una extensión
de 100.000 km2 para el Macizo del Deseado y de 235.000 km2 para todo el conjunto.
Finalmente, de Barrio et al. (1999) denomina a este conjunto como un complejo ignimbrítico-lávicosedimentario
y emplea el término Grupo Bahía Laura, con sus dos formaciones. La Formación Chon Aike
formada por espesos mantos ignimbríticos riolíticos a riodacíticos, aglomerados y brechas volcánicas
subordinadas y escasas tobas vítreas y cristalinas y además menciona la presencia de facies
magmáticas, lateral y verticalmente interdigitados con los depósitos de la Formación La Matilde (tobas y
tufitas, con delgados mantos ignimbríticos intercalados).
En cuanto al espesor de este grupo, De Giusto (1956) menciona poco más de mil metros, Panza (1982)
y de Barrio et al. (1999) consideran una potencia oscilante entre 200 y 600 m, con marcadas
variaciones locales, mientras que Féraud et al. (1999) le otorgan espesores mínimos de 500 m y
máximos de 2.200 m. En el caso de la Formación La Matilde se mencionan espesores de 175 m para su
perfil típico en la Estancia La Matilde (Criado Roque, 1953; Stipanicic y Reig, 1956) y 320 metros para
el sector del Bajo Grande (Di Persia, 1958). Panza et al. (1995), interpretan un espesor máximo de 150
m para la Formación, aunque sus asomos expuestos casi nunca superan los 50 m.
Si bien el único antecedente correspondiente al área de la presente Tesis Doctoral es la Hoja Geológica
4769-I “El Pluma” a cargo de Cobos y Panza (2003), donde los autores utilizan la denominación Grupo
Bahía Laura para el volcanismo ácido jurásico, con la subdivisión interna en formaciones Chon Aike y La
Matilde, en zonas aledañas, principalmente hacia el sur estas unidades tuvieron distintos tipos de
interpretaciones, debido a diferencias litológicas con las secuencias del centro y este del Macizo del
Deseado, motivo por el cual fueron temporalmente bautizadas como Formación Los Pirineos (Pezzi,
1970; De Giusto et al., 1980) o Complejo Tobáceo del Río Pinturas (Genini, 1977a), términos que, con
el avance en la descripción e interpretación de estas rocas, fueron dejados de lado volviendo a la
nomenclatura original de Grupo Bahía Laura (Sacomani, 1981 y Mazzoni et al., 1981 entre otros).
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Afloramientos del área de estudio
Como se expresó en la introducción de este capítulo, para el mapeo e interpretación de este conjunto de
rocas se utilizó el concepto de facies y subfacies. Así fue que se llegó al reconocimiento de cuatro facies,
Efusiva, Volcaniclástica, Estromatolítica y de Sinter Silíceo (tabla 3-4), siendo las primeras dos, con
mucho, las más abundantes (figura 3-12).
Figura 3-12: Mapa de facies asignables al Grupo Bahía Laura
La facies Efusiva se ha subdividido en dos, la subfacies subvolcánica representada por un conjunto de
afloramientos de rocas subvolcánicas interpretado como un único cuerpo, y la subfacies volcánica, más
abundante, representada por varios domos y coladas lávicas, con un conspicuo bandeamiento de flujo.
La facies Volcaniclástica, también fue subdividida, por un lado la subfacies piroclástica con tres subtipos:
de flujo, compuesta por ignimbritas con características variables en cuanto a su grado de soldamiento,
cantidad de cristales y composición química, de surge representada por un pequeño nivel fuera de la
escala de mapeo pero con importancia desde el punto de vista interpretativo y de caída aflorando en
toda el área, aunque se hace más abundante hacia el sector este de la misma. Por otro lado la subfacies
epiclástica, con su principal afloramiento en el extremo noroeste del área de tesis, representada por una
potente secuencia de niveles de material piroclástico con estratificación entrecruzada de colores
amarillentos a rojizos.
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Durante el trabajo de campo hubo varios afloramientos que, aunque fueron reconocidos como de
naturaleza volcaniclástica su alto grado de alteración o mala exposición no permitió ubicarlos en ninguna
de las subfacies anteriores por lo que fueron agrupados dentro de “Facies Volcaniclástica
indiferenciada”.
La facies Estromatolítica y la facies de Sinter Silíceo también poseen poca representatividad areal, pero
revisten una gran importancia desde el punto de vista metalogénico, motivo por el cual su interpretación
será desarrollada con mayor detalle en el capítulo 6 (Mineralizaciones y Metalogénesis).
Tabla 3-4: Diagrama de facies y subfacies para las litologías asignables al Grupo Bahía Laura en el área de tesis
modificado de Guido (2004). Entre paréntesis se encuentran los nombres comúnmente utilizados para dichas
subfacies.
FACIES EFUSIVA
Subfacies Subvolcánica
Ubicación y descripción
En el centro del área de estudio se encontró un cuerpo subvolcánico que consta de un afloramiento de
1,2 km de largo en dirección N-S por unos 600 m de ancho, y de otros dos asomos aislados de menor
tamaño, al norte y al sur del principal. La roca posee una coloración gris-verdosa similar a la del Cuerpo
subvolcánico andesítico (pág 26), y al mismo tiempo su mineralogía (a excepción del cuarzo) y el tamaño
de los cristales también son semejantes, motivo por el cual recién se pudo determinar su forma y límites
reales con la realización de un mapeo de detalle.
Este cuerpo posee textura porfírica, con fenocristales de cuarzo transparente, subredondeado, muy
engolfado, con individuos de hasta 0,5 cm de diámetro, plagioclasas, anfíboles propilitizados y sanidina
en una pasta microgranuda, por lo que en el campo se lo clasificó como subvolcánico fenodacítico.
Dentro del mismo se reconocieron enclaves microgranulares máficos (fotos 3-9 A y B). Éstos se
disponen de manera homogénea en todo el cuerpo y suelen ser subredondeados con tamaños que
varían entre 0,5 y 10 cm de diámetro. Se ha podido observar que están compuestos por un apretado
entramado holocristalino de plagioclasas, con biotitas póstumas en los intersticios. Estos dos minerales
se encuentran bastante alterados, al punto de generar pequeños huecos rellenos de cuarzo y calcita
(fotos 3-9 C y D).
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Fotos 3-9: Cuerpo subvolcánico dacítico A: Afloramiento, B: Feta representativa, C: Microfoto de enclave
microgranular máfico y D: Ídem C, con nicoles cruzados.
Relación estratigráfica
Si bien el Cuerpo subvolcánico dacítico es interpretado como de origen subvolcánico somero, no se
puede observar claramente a qué unidad intruye. Lo que si se manifiesta claramente es que las Coladas
andesíticas superiores apoyan sobre el mismo. De igual manera se observa que un domo riolítico lo
intruye en su borde norte.
Subfacies Volcánica
Esta subfacies constituye todos los afloramientos de rocas resultantes del producto de la extrusión de
magmas ácidos de manera efusiva (no explosiva).
Dentro de ésta ha sido posible, en algunos casos, la discriminación entre domos y flujos lávicos. Aunque
fue una tarea compleja que en ocasiones no pudo concretarse, resultó de suma importancia ya que la
determinación de domos aportó información hacia la caracterización del volcanismo, así como para el
entendimiento e interpretación de los sistemas hidrotermales que actuaron en el área.
Se han podido observar un centro volcánico (Centro Volcánico “Cerro Tetis”) y un gran cuerpo dómico
(“Domo Rosado”) dentro del área de tesis.
En cuanto a los flujos lávicos sensu stricto, han sido reconocidos en dos sectores: hacia el centro del
área asociados a un conducto hidrotermal y en el sector centro sur del área, intercalados con flujos
ignimbríticos (figura 3-12).
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Ubicación y descripción
El Centro Volcánico “Cerro Tetis”, de coordenadas centrales 2396800/4809800, se ubica en el sector
central del área, abarcando una superficie aproximada de 1,5km 2 . La morfología en planta es particular
dado que se encuentra compuesto por un conjunto de domos con emplazamiento de fuerte control
estructural, motivo por el cual los mismos se ubican sobre dos fracturas de orientación ONO y ENE, la
primera de carácter regional. A su vez, donde éstas se cruzan es donde se halla el domo de mayor
tamaño (foto 3-10A). En algunos casos afloran como lomadas redondeadas, mientras que en otros lo
hacen como crestones escarpados, con su parte superior erosionada, por lo que resulta más complicada
la individualización de los cuerpos.
Foto 3-10: A: Domo riolítico y B: Dique compuesto por lavas riolíticas brechadas con vetilleo de cuarzo
Aproximadamente a 1 km hacia el sudoeste del afloramiento principal se encontró un dique de 600 m de
largo en dirección ONO, por hasta 100 m de ancho (figura 3-13). El mismo está compuesto por lavas
riolíticas con fino bandeamiento vertical por flujo y esferulitas aparentemente deformadas por el mismo.
En ocasiones se presenta intensamente brechado, con textura en rompecabezas, compuesta por clastos
monolíticos de lavas angulosas cementadas por sílice blanquecina y en algunos casos con intensa
argilización, motivo por el cual llevó a su interpretación como brechas hidrotermales (foto 3-10B).
Figura 3-13: Perfil esquemático del dique riolítico
El otro cuerpo reconocido corresponde al “Domo Rosado”, el cual se encuentra hacia el sector centrosureste
del área de tesis. Presenta forma subcircular con 2 km de largo por 1 km de ancho, aflorante
según lomadas redondeadas. La principal característica del mismo es que si bien se encuentra bastante
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fresco, está rodeado por las evidencias geotermales más importantes del área de tesis, la facies
Estromatolítica y la facies de Sinter Silíceo.
En ambos casos (el Centro Volcánico “Cerro Tetis” y el “Domo Rosado”) los cuerpos dómicos (foto 3-
11A) se encuentran constituidos por un núcleo de lavas riolíticas de colores rosados con conspicuo
bandeamiento por flujo dado por la alternancia de bandas rosadas y blanquecinas (foto 3-11B) en
función del grado de porfirismo, comúnmente con reborde de autobrecha, oligomíctica, con textura en
rompecabezas, de color de alteración gris verdoso (foto 3-11C), producida por el rápido enfriamiento del
mismo, sumado a la presión ejercida por el flujo de un núcleo fundido (McPhie et al., 1993).
Fotos 3-11: A: Foto de conducto de salida de lava riolítica, B: Detalle de riolita bandeada y C: Detalle de autobrecha
Respecto de los asomos de flujos lávicos, son dos los sectores donde estos principalmente afloran: hacia
el sudoeste y en el sector central del área. En cuanto a los del sudoeste, corresponden a una secuencia
constituida de base a techo por lavas andesíticas, ignimbritas anfibolíticas, finalizando con las lavas
riolíticas. En este caso las mismas presentan comúnmente un porcentaje superior al 80% de vidrio
volcánico, desvitrificado a esferulitas, y en los casos donde se manifiesta bandeamiento de flujo, este es
generalmente subhorizontal, mientras que los del sector central están constituidos por pequeños
afloramientos subcirculares, no superiores a los 200 m de diámetro, con intensa silicificación de forma
pervasiva, que solo permite observar la presencia de abundantes de esferulitas.
A modo de generalización de la facies Volcánica, las rocas son de composición modal fenoriolítica,
prácticamente afaníticas, con abundante vidrio volcánico y escasos fenocristales subhedrales de cuarzo
(generalmente con engolfamientos debido a una reabsorción parcial del fenocristal por desequilibrio
físico-químico con el magma durante la extrusión (McPhie et al., 1993) y sanidina de hasta 5 mm de
largo, y subordinadamente de plagioclasa y biotita no superiores a los 2 mm.
Es muy común que estas rocas posean una estructura bandeada constituida por láminas de color rosado
y blanquecino de 1 a 2 mm de ancho, habitualmente replegadas, siendo esto un indicador de que para el
momento en que estas lavas fluían, el magma se encontraba en proceso de vesiculación o exsolución de
la fase vapor (Hibbard, 1995).
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Estas lavas usualmente presentan esferulitas como subproducto del rápido enfriamiento y/o
desvitrificación de las mismas (fotos 3-12A y B). Éstas consisten en masas esféricas de entre 0,5 y 2 cm
de diámetro, compuestas por agregados fibrosos concéntricos de polimorfos de sílice de baja
temperatura y feldespato alcalino. También es característico en el vidrio volcánico la presencia de textura
perlítica (fotos 3-12C y D), consistente en fracturas curvas y concéntricas producidas por expansión de
volumen e hidratación del vidrio volcánico bruscamente enfriado.
Fotos 3-12: Microfotografías de: A: de lava riolítica bandeada donde pueden verse distintas generaciones de
esferulitas, B: Nicoles cruzados, C: Vidrio volcánico con fractura perlítica. En el centro puede observarse un cristal de
sandina fracturado debido a la intensa viscosidad de la lava riolítica y D: nicoles cruzados.
El grado de alteración de esta subfacies es variable. Hay afloramientos, como los del Domo Rosado y las
lavas del sudoeste, que se presentan relativamente frescos, motivo por el cual fue sobre éstos que se
realizaron los análisis geoquímicos. Por otro lado asomos en el extremo noreste del Centro Volcánico
Cerro Tetis y los representativos de las lavas riolíticas del sector central presentan intensa alteración
(silicificación y argilización) y brechamiento hidrotermal.
Relación estratigráfica y yacencia de los cuerpos dómicos
Tanto en el Complejo Volcánico Cerro Tetis como para el Domo Rosado el mecanismo de extrusión del
magma ha sido el producto de la combinación de factores estructurales y estratigráficos, lo que da como
resultado relaciones estratigráficas complejas, típicas de los ambientes volcánicos (Llambías, 2003).
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En el primero de los casos (Cerro Tetis) las lavas intruyen al Cuerpo subvolcánico dacítico en su porción
más occidental (fotos 3-13) mientras que en su extremo este, lo hacen sobre las Coladas andesíticas
inferiores y las Ignimbritas anfibolíticas provocando un basculamiento en la secuencia de 15° al
sudoeste. Por otro lado, el Domo Rosado intruye a una secuencia de tobas y tufitas aprovechando los
planos de estratificación y deformando las capas que se encuentran tanto por encima como por debajo.
Foto 3-13: Foto mostrando la relación de intrusividad de uno de los domos del Centro Volcánico Cerro Tetis con el
Cuerpo subvolcánico dacítico.
FACIES VOLCANICLÁSTICA
El término “volcaniclástico” es utilizado en la presente tesis doctoral a la manera que lo sugieren Cas y
Wright (1995), quienes puntualizan que éste no posee implicancia sobre la génesis de los depósitos,
sino que hace alusión a una principal participación de material volcánico fragmentado o piroclástico en
los mismos.
Esta facies es la más importante en cuanto a la superficie de afloramientos, abarcando
aproximadamente el 50% de la superficie del área de tesis. Se la ha subdividido en cuatro subfacies:
Subfacies Piroclástica de Flujo (Ignimbritas), Subfacies Piroclástica de Surge, Subfacies Piroclástica de
Caída (Tobas) y Subfacies Epiclástica (Tufitas) (figura 3-12).
Subfacies Piroclástica de Flujo (Ignimbritas)
La litología que representa esta subfacies, fue considerada como representativa para el Grupo Bahía
Laura durante muchos años, aunque luego con el aporte de los trabajos en esta provincia, fueron
reconocidas las otras subfacies pertenecientes a este mega evento.
Localmente puede considerarse que ocupa una superficie similar a la subfacies piroclástica de caída
(Tobas) cubriendo solo un poco más de lo que lo hacen las lavas andesíticas y las lavas riolíticas.
En la mayoría de los casos no fue fácil determinar distintas unidades de flujo debido a que al ser el
material vítreo el componente esencial de estas rocas, tanto la alteración hidrotermal como la
meteorización producen importantes cambios en relación a sus propiedades (color, mineralogía, etc.).
Por tal motivo la subdivisión que sigue (Ignimbrita Muy Soldada, Ignimbrita Anfibolítica y Ignimbrita
Pumícea) corresponde a unidades ignimbríticas con un conjunto notable de diferencias entre ellas.
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Ignimbrita Muy Soldada: Estas rocas afloran en la
mitad oeste del área, hacia el norte (Cañadón de los
Pumas) y hacia el sur.
Consisten en paquetes de hasta 40 m de potencia de
potencia de ignimbritas con alto grado de soldamiento,
lo que les otorga una mayor resistencia a la erosión,
motivo por el cual afloran a modo de crestones con
disyunción columnar. Hacia la base poseen una
importante concentración de grandes litoclastos poco
redondeados, de hasta 1 m de diámetro (foto 3-14), de
riolitas y andesitas.
Comúnmente presentan color morado u ocre oscuros,
debido a que este es el color de los fiammes muy
aplastados y la matriz, de composición mayormente
vítrea con abundantes esferulitas por desvitrificación.
Esta unidad es en la cual mejor se observa la textura
eutaxítica propia de este tipo de rocas (fotos 3-15 A y
B).
Foto 3-14: Base de la Ignimbrita Muy Soldada
Fotos 3-15: A y B: Microfotografía de Ignimbrita Muy Soldada, C y D: Microfotografía de Ignimbrita Anfibolítica
Posee también cristaloclastos de cuarzo, feldespato alcalino y biotita euhedral (pseudohexagonal y
orientada). Esta unidad es muy similar a la roca de caja de la veta Eureka, aunque en este último caso la
propilitización y silicificación presentes dificultan su adjudicación a alguno de los tres tipos descriptos.
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Ignimbrita Anfibolítica: Se encuentra principalmente en el centro del área de tesis. Esta unidad es
cortad por importantes quebradas de rumbos N-S y NO-SE, por lo que pueden verse perfiles superiores
a los 50 m. El rasgo más distintivo es la presencia de grandes cristales de anfíboles, con un largo
superior al centímetro, acompañados de cuarzo, sanidina como cristaloclastos (fotos 3-15 C y D). Los
pómez tienen bajo grado de aplastamiento, con abundantes individuos entre los 2 y 5 cm de diámetro,
todos ellos con alta densidad de cristales (foto 3-16A). Los litoclastos no son muy abundantes, y oscilan
entre 0,2 a 0,5 cm de diámetro, todos ellos de lavas intermedias. La unidad tiene muy bajo grado de
soldamiento, por lo que resulta muy fácilmente erosionable.
Ignimbrita Pumícea: Esta unidad se ubica en el sector centro norte del área, pocos metros al sur de la
estancia La Mariana. Su característica más llamativa es su patrón de afloramiento tipo pequeñas
lomadas redondeadas (foto 3-16B) (conocida informalmente como tipo paraguas) debido a su bajo grado
de soldamiento. Es de colores ocres claros, cristaloclástica con individuos de cuarzo, sanidina y biotita.
Los pómez son abundantes, con grado medio de aplastamiento, comúnmente alterados a arcillas de
coloración naranja, mientras que los litoclastos son escasos, generalmente de lavas intermedias.
Fotos 3-16: A: Ignimbrita Anfibolítica, L es litoclasto de lava intermedia y P es pómez. B: Ignimbrita Pumícea
A la subfacies piroclástica de flujo también se asignó a un depósito de brecha, mantiforme, subhorizontal,
de unos 10 m de potencia, ubicado en el sector central del área.
Este depósito se encuentra enteramente compuesto por material piroclástico, con estructura masiva,
matriz sostén, con clastos angulosos y gran variabilidad en el tamaño de los mismos, algunos de más de
1 m de diámetro.
Los litoclastos son de lavas andesíticas, riolíticas, de ignimbritas y hasta de vetas de cuarzo con textura
coloforme-crustiforme (figura 3-12 foto 3-17A). Además poseen material pumíceo de entre 1 y 5 mm de
diámetro, con presencia de tubos de escape de gas y cristaloclastos fracturados de cuarzo y feldespato
de 1 a 2 mm de largo en una matriz tobácea parcialmente silicificada. Tanto los pómez como los cristales
se encuentran argilizados y oxidados.
La base de este nivel no se encuentra aflorante, mientras que sobre el mismo se apoya en relación de
discordancia erosiva una unidad ignimbrítica. Al mismo tiempo, la brecha es intruída por lavas riolíticas.
Este mismo conducto, posteriormente sirvió de canal para la circulación y precipitación de fluidos
hidrotermales, los que además de generar un vetilleo calcedónico y de cuarzo en peine dentro de las
lavas, silicificaron de manera pervasiva la base de las ignimbritas debido a su alta porosidad provocando
que estas últimas sobresalgan en la topografía (foto 3-17B). Por encima de las ignimbritas el vetilleo se
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 48

densifica generando una estructura vetiforme con relleno de brecha hidrotermal (Brecha Hidrotermal
Central - capítulo 6) (figura 3-14).
La brecha posee gradación normal, con individuos de diámetro superior al metro. Está compuesta por
clastos de ignimbritas, lavas ácidas e intermedias.
El término brecha piroclástica, si bien es de uso corriente, hace referencia a una clasificación textural, sin
vinculación con algún tipo de génesis. Estos depósitos son de compleja interpretación pero en función de
que es un depósito piroclástico primario matriz sostén, sin estructura interna, con grandes clastos
angulosos (hasta bloques de más de 1 m de diámetro), se lo interpreta siguiendo el criterio de Cas y
Wright (1995) como un depósito producto de un flujo piroclástico proximal al conducto de salida.
Fotos 3-17: A: Clasto de cuarzo de veta con textura
coloforme – crustiforme B: Manto de ignimbritas silicificado
suprayaciendo al depósito de brecha piroclástica.
Figura 3-14: Perfil interpretativo del depósito de brecha piroclástica.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 49

Relación estratigráfica
Esta subfacies posee relaciones variables con respecto al resto de las unidades.
Respecto de la Ignimbrita Anfibolítica se puede observar apoya sobre las Coladas andesíticas inferiores
y que tanto el Cuerpo subvolcánico andesítico como las lavas riolíticas del Centro Volcánico Cerro Tetis
la intruyen. En su techo, algunos afloramientos de las Coladas andesíticas intermedias se apoyan en
manera concordante (Foto 3-6).
En el Cañadón de los Pumas, la Ignimbrita Muy Soldada se observa a modo de canales en una
secuencia tufítica, como es típico de las márgenes del Río Pinturas, fuera de la zona de tesis. De la
Ignimbrita Pumícea sólo se observan afloramientos aislados, sin relación evidente con alguna otra
unidad, aunque de acuerdo a su ubicación relativa podría sobreyacer a la Ignimbrita Muy Soldada.
Subfacies Piroclástica de Surge
Los depósitos tipo surge, también llamados
“flujos inflados” (Mazzoni, 1986) como
contraparte de los “flujos densos” o depósitos de
flujo piroclástico sensu stricto, están generados
por una suspensión de partículas sólidas en gas
o vapor de agua, con baja concentración de
partículas motivo por el cual los depósitos son
generalmente pequeños. De todas maneras,
existe un espectro continuo entre ambos tipos
por lo que muchas veces es imposible su
interpretación como uno u otro (Llambías, 2003).
Figura 3-15: Perfil del Surge piroclástico
Los surges pueden cubrir la topografía a modo de manto, así como encauzarse en depresiones.
Generalmente poseen estructuras traccionales como estratificación entrecruzada y dunas entre otras,
con buena selección en cada banco que los constituye.
Los afloramientos de este depósito fueron observados en los alrededores de las coordenadas
2396000/4809300 sólo durante los trabajos de mapeo de detalle debido a que posee poco espesor y es
más fácilmente erosionable que las ignimbritas que lo infra y suprayacen (foto 3-18A). Igualmente es
importante la identificación y descripción de los mismos, ya que brindan información sobre el tipo de
erupciones producto del volcanismo.
El depósito está constituido por una secuencia de 25 cm de potencia compuesta por estratos
granocrecientes que poseen en la base material fino (

Relación estratigráfica e interpretación
Tanto por debajo como por arriba este depósito se encuentra en contacto con flujos de la Ignimbrita
Anfibolítica. El contacto basal es de tipo erosivo, ya que puede observarse que el surge erosiona a la
ignimbrita (figura 3-13, foto 3-18C), evidenciado esto porque litoclastos de gran tamaño del flujo inferior
penetran a las cenizas basales del surge.
Por lo tanto, debido a su asociación con flujos piroclásticos y a la relación de contacto con base y techo,
se interpreta que este depósito corresponde a los de tipo Ground Surge (según Cas y Wright, 1995).
Este tipo de surges, según Llambías (2003) se origina debido a que los flujos densos, gracias a su alta
turbulencia e inestabilidad, pueden atrapar bolsones de aire y/o agua, disminuyendo su densidad y
aumentando considerablemente su velocidad, por lo cual se desprenden del flujo piroclástico como
entidades independientes.
Fotos 3-18: A: Afloramiento del depósito de surge entre dos paquetes de las Ignimbritas Anfibolíticas B: Detalle de
los estratos granocrecientes del surge C: Detalle del contacto basal del surge.
Subfacies Piroclástica de Caída (Tobas)
Esta subfacies está constituida por los depósitos generados por la caída de tefra. Este material es
originado en explosiones volcánicas y transportado por el viento, cubriendo áreas muy extensas
disminuyendo su tamaño de grano a medida que se alejan del centro de emisión. Generalmente son
depósitos fríos, con bajo a muy bajo grado de soldamiento, lo que hace que su resistencia a la erosión
no sea buena y por lo tanto tengan baja preservación.
En el área de tesis, los afloramientos de esta unidad se concentran en la mitad este. Constituyen
lomadas suaves y redondeadas de colores claros donde, en general, no tienen buena exposición en la
vertical. Estas lomadas generalmente se encuentran cubiertas por lajas, trozos de rocas y materiales
modernos, sólo interrumpidos por bancos resistentes que generan resaltos de escasa magnitud en el
terreno. Estos materiales se disponen generalmente de manera subhorizontal, aunque en ocasiones,
debido a la carga producida por lavas riolíticas que fluyen sobre los materiales tobáceos, los bancos
pueden llegar a inclinar hasta 15° (foto 3-19).
Las tobas son del tipo vítreo, moderadamente a bien seleccionadas, en bancos tabulares, delgados, con
espesores que no superan el metro, compuestos por cristaloclastos de cuarzo y feldespato alcalino
fracturados y de biotita euhedral, así como pequeños fragmentos de pómez y material lítico.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 51

Gran parte de los afloramientos se encuentra hidrotermalmente alterados ya sea por argilización o
silicificación, algunos de ellos constituyéndose en la roca alojante de las mineralizaciones del área.
También se encuentran en esta unidad las principales evidencias de la actividad geotermal jurásica,
Estructuras Estromatolíticas y Sinter Silíceo.
Dentro de los bancos se han encontrado restos de
hojas y pequeños troncos, algunos de ellos
carbonizados y otros petrificados, que si bien por su
mala calidad no han sido clasificados, son similares a
los identificados por de Barrio et al. (1982)
aproximadamente 100 km al sur del área, quienes
mencionan el hallazgo de una flora fósil con los
géneros Dyctiozamites, Pseudoctenis y Pterophyllum.
Foto 3-19: Afloramiento de material tobáceo (T) basculado
por las lavas (LR) que lo suprayacen.
Relación estratigráfica
Estos depósitos de caída primarios se encuentran por lo general finamente intercalados con material
volcaniclástico retrabajado (tufitas) demostrando que en determinados lapsos se producía el
retrabajamiento en medio ácueo de los materiales inconsolidados, recientemente acumulados, tal como
lo reconocieran Mazzoni et al. (1981) para el área del Gran Bajo de San Julián, generando paquetes de
hasta 50 m de potencia. Al mismo tiempo estas tobas y tufitas se interdigitan con ignimbritas, dejando en
claro que no representan un hiatus significativo en la actividad volcánica (Pankhurst et al., 1998).
Finalmente en algunos afloramientos al noreste y sudeste del área, se los observó en contacto directo
infrayaciendo a basaltos eocenos.
Además los bancos de tobas constituyen la roca de caja del sector sudeste de la veta Eureka.
Subfacies Epiclástica (Tufitas)
Los depósitos de este tipo han tenido variadas interpretaciones e igual cantidad de denominaciones y
ubicaciones estratigráficas a través de los años en localidades próximas, principalmente hacia el sur
sobre las márgenes del río Pinturas. Genini (1977a) denominó Complejo Tobáceo del Río Pinturas a una
secuencia semejante, que reconoció en la confluencia del río homónimo con el arroyo 17. Con el avance
en el entendimiento de las secuencias piroclásticas, sumado al del conocimiento de la geología del oeste
del Macizo, donde se encontraron abundantes domos y lavas riolíticas, esta denominación fue dejada de
lado y se volvió a la utilización, para todo el Macizo, de la nomenclatura Grupo Bahía Laura.
En el área de tesis esta subfacies posee afloramientos bastante dispersos, pero en función del buen
grado de exposición en el sector cañadón de los Pumas, las descripciones siguientes, corresponderán
principalmente a las observaciones de este lugar. Allí se pueden ver paredones de hasta 30 m de altura
(foto 3-20A). Esta secuencia posee un ligero basculamiento (de 5 a 10°) al este, lo que hace que pueda
verse una sección aún mayor. Desde oeste a este, se observa un paquete de 50 m de potencia de
estratos de entre 5 y 50 cm de espesor (foto 3-20B), con laminación fina y estratificación entrecruzada
plana o de bajo ángulo, compuestos por material tobáceo desde ceniza hasta grava fina a veces
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 52

mezcladas y a veces separadas en bancos de diferente granulometría. En algunos bloques caídos se
observaron ondulitas de unos 10 cm de longitud de onda. Algunos de estos bancos están intensamente
silicificados, lo que les infiere una fuerte coloración roja y alta resistencia a la erosión.
Fotos 3-20: A: Afloramiento de secuencia piroclástica retrabajada B: Detalle de los bancos.
Relación estratigráfica e interpretación
La base de estos sedimentos en el sector cañadón de los Pumas no se encuentra aflorante pero sobre
su techo se encuentra, en relación de discordancia erosiva, la ignimbrita Muy Soldada, generando
canales en las rocas de material retrabajado (foto 3-21).
Se la interpreta como una secuencia continental característica de un ambiente fluvial de baja energía,
contemporáneo con el intenso volcanismo ocurrido en áreas aledañas. Como fuera puntualizado por
Cobos y Panza, 2003, la falta de aportes extracuencales, la escasez de rocas de granulometría gruesa y
las estructuras sedimentarias halladas, demuestran que las corrientes ácueas fueron de baja energía y
fluidez relativamente alta. Los depósitos
pelíticos laminados indican que hubo
pequeños cuerpos de agua (lagunas o
pantanos) diseminados en la planicie de
inundación.
Como fue visto precedentemente (subfacies
piroclástica de caída) la alternancia de
material volcaniclástico retrabajado con
rocas primarias, representa lapsos donde se
producía el retrabajamiento en medio ácueo
de los materiales previamente acumulados.
Foto 3-21: Ignimbrita Muy Soldada (IMS) canalizada sobre
material piroclástico retrabajado (T).
FACIES VOLCANICLÁSTICA INDIFERENCIADA
Se agruparon dentro de ésta a los afloramientos de rocas volcaniclásticas que por razones de mala
calidad de afloramiento o alteración no pudieron ser incluidos en ninguna de las subfacies anteriores.
Niveles de Oxidación
Esta denominación se debe a que si bien estos sectores están compuestos por niveles de arcillas de
tonalidades multicolores, son las de color rojo las que más llaman la atención dentro del paisaje jurásico.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 53

Estos niveles se encuentran principalmente en el sector este-sudeste del área de estudio y están
representados por afloramientos en pequeñas zonas deprimidas con morfología tipo Bad Lands (foto 3-
22).
Foto 3-22: Vista general de los niveles de oxidación.
Figura 3-16: Perfil representativo de los niveles
oxidados próximos al puesto de la Ea. Cerro Negro.
En las proximidades del puesto de la Ea. Cerro Negro se realizó un perfil de detalle con la consecuente
toma de muestras que posteriormente fueron analizadas mediante difracción de rayos X.
El perfil realizado (figura 3-16 y foto 2-23B), de 4 m de potencia, está constituido por una intercalación de
paquetes arcillosos de colores rojo, castaño y blanco, algunos de ellos con óxidos de hierro como
cemento.
Mediante el estudio de difractometría de rayos X efectuado sobre dos muestras representativas se
reconocieron cuarzo, illita y caolinita (figura 3-17).
Figura 3-17: Difractogramas representativos de dos de los niveles arcillosos estudiados.
Estos niveles se disponen generalmente en un mismo nivel topográfico en lugares donde unidades
suprayacentes más resistentes los protegieron de la erosión. En el área de estudio se encuentran
cubiertos por sedimentos terciarios o por depósitos glacifluviales (fotos 3-23), mientras que en las
cercanías de la Estancia Ana María a unos 100 km al sureste del área de tesis, se los reconoció
cubiertos por un manto de de ignimbritas.
Por su yacencia y composición mineralógica se los interpreta como representantes de superficies de
meteorización jurásica (superficies de paleo weathering).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 54

Fotos 3-23: A: Depósitos glacifluviales protegiendo de la erosión a los niveles de oxidación. B: Misma relación en el
sector donde se realizó el perfil de detalle.
Área Cerro Solo
En el extremo nororiental del área de tesis, con coordenadas GK 2403500/4811500, se ubica un
pequeño cerro aislado (Cerro Solo), de unos 500 m de diámetro, sobresaliendo de una topografía
totalmente plana compuesta por sedimentos modernos, aluviales, coluviales y de bajos.
En el campo se determinó que este cerro está compuesto por una secuencia volcaniclástica, de difícil
discriminación litológica debido a que se le sobreponen intensa silicificación, argilización y oxidación.
Alojada dentro de estas rocas se encuentra una estructura vetiforme en dirección NO-SE de color
morado rellena por una brecha de clastos de rocas volcaniclásticas y cemento calcedónico. Al mismo
tiempo todo el cerro se encuentra diaclasado en la misma dirección, dando lugar a paquetes de 10 a 20
cm. Algunas de estas fracturas, especialmente en la parte central del cerro se encuentran rellenas con
limonitas de hierro. Se realizaron análisis por metales sobre estas rocas en los que detectaron anomalías
en As y Sb.
FACIES ESTROMATOLÍTICA
Los estromatolitos (Kalkowsky, 1908) son, por definición, estructuras organo-sedimentarias laminadas
producidas por atrapamiento, construcción y/o precipitación de sedimentos, como resultado del
desarrollo y actividad metabólica de distintos tipos de microorganismos bajo diversos ambientes (Walter,
1976). La variedad orgánica depende del tipo de ambiente en que estuvieron creciendo: hipersalino,
lacustre, intermareales, etc.
Dentro del Macizo del Deseado se han hallado estructuras de este tipo en las áreas de La Marcelina y El
Macanudo-El Mirasol (Marchionni et al., 1999 y Schalamuk et al., 2000), mientras que Guido et al.
(2002a) estudiaron las estructuras presentes en el área y su vinculación con las mineralizaciones
existentes en la misma.
Las estructuras halladas se ubican en el centro del área estudiada y están alojadas en las subfacies
piroclásticas de caída (tobas) y volcaniclástica retrabajada (tufitas), aflorando en una superficie
aproximada de 9 km 2 .
Se han observado dos niveles, separados por 40 m de materiales tobáceos y tufíticos con abundantes
hojas y troncos, cada uno compuesto por cuerpos estromatolíticos individuales que oscilan desde el
orden centimétrico hasta los 15 m de diámetro.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 55

Uno superior que aflora en la cima de los cerros y es de composición silícea (foto 3-24 A) y uno inferior
que se encuentra exclusivamente en los valles de los arroyos y es de composición principalmente
carbonática.
En ambos se han determinado tres tipos de estructuras: cuerpos subcirculares concéntricos, estructuras
cilíndricas a cónicas y estructuras laminares.
Cuerpos subcirculares concéntricos
Estos fueron hallados en tamaños que van desde pocos centímetros para las pequeños, hasta 15 metros
de diámetro en el caso de los mayores.
Los más pequeños, de composición silícea, tienen una estructura interna definida por láminas
concéntricas onduladas de colores entre blanco y pardo, hasta negro, muchas veces con pequeñas
ramas o troncos en la parte central, a partir de los cuales mediante actividad biogénica se generaron las
estructuras (foto 3-24 B).
Los mayores, de composición mayoritariamente carbonática, corresponden a estructuras coalescentes y
fueron hallados únicamente en el nivel inferior (foto 3-24 C y D).
Formas cilíndricas a cónicas
Éstas se reconocieron únicamente en el nivel superior, y por lo tanto son de composición silícea. Sus
diámetros varían entre las decenas de centímetros a 2 m. Se encuentran generalmente en posición
vertical, perpendiculares a la estratificación y presentan capas concéntricas gruesas sin estructura
interna visible (foto 3-24E).
Estructuras laminares
Están representadas por paquetes subhorizontales, a modo de estratos, de 1,5 –2 m de espesor,
dispuestos entre las estructuras del nivel superior. Internamente están formadas por capas milimétricas
silíceas, de color gris, blanco, negro y pardo, con formas parcialmente irregulares (foto 3-24F).
Las estructuras subcirculares concéntricas han sido interpretadas como estromatolitos, siguiendo las
definiciones de Walter (1976), mientras que las estructuras cilíndricas son interpretadas como
geyseritas, conductos de salida a la superficie de aguas calientes, debido a su similitud con los geysers
tipo cono de campos geotermales actuales como Yellowstone (EEUU) y El Tatio (Chile).
Por otro lado, las laminaciones son interpretadas como depósitos de tufitas reemplazados por sílice
debido a que si bien pueden ser confundidos con sinters silíceos, las características típicas de estos
depósitos están ausentes.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 56

Fotos 3-24: Estructuras halladas dentro del campo estromatolítico del área de estudio. A Vista general del
afloramiento del nivel superior caracterizado por la silicificación, B: Estromatolito silicificado, C y D: Grandes
estructuras subcirculares de composición carbonática, E: Geyserita y F: Niveles tufíticos silicificados.
Debido a que las texturas de las formas estromatolíticas calcáreas y silíceas son muy similares, y que en
varias estructuras silíceas es posible hallar restos de carbonatos, además de evidencia de silicificación
en las tobas superiores, se interpreta que los estromatolitos del nivel superior corresponden a
silicificaciones de estructuras primariamente calcáreas.
A esto se le agrega la consideración del marco geológico alrededor de este nivel silíceo representado por
tobas y tufitas del Complejo Bahía Laura con un alto grado de silicificación.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 57

Los resultados geoquímicos y de isótopos estables de estas estructuras serán desarrollados en el
Capítulo 6 (Mineralización y Metalogénesis).
FACIES DE SINTER SILÍCEO
Los sinters son precipitados químicos y bioquímicos de composición silícea que se originan cuando los
fluidos hidrotermales saturados en sílice y pertenecientes a sistemas geotermales activos se descargan
en superficie (White et al., 1989; Henley y Hedenquist, 1986). Existen en la actualidad ejemplos que se
encuentran vinculados a actividad volcánica, como los de Steamboat Springs (White et al., 1964) y
Yellowstone (Walter et al., 1972; Walter, 1976) en USA, Broadlands en Nueva Zelanda (Ewers y
Keays, 1977), entre otros. La relación inequívoca de estos depósitos con la parte superior de un sistema
epitermal les ha conferido una gran importancia en la prospección de metales preciosos. Su potencial de
preservación es relativamente bajo porque son volumétricamente reducidos y se originan en ambientes
superficiales muy expuestos a procesos erosivos.
En el Macizo del Deseado se han descrito varias áreas con sinters silíceos como La Josefina, Manantial
Espejo, El Macanudo (Schalamuk et al., 1999b), La Marciana (Guido et al., 2002b) y Las Margaritas,
esta última dentro del área de la presente tesis (Lopez et al., 2003).
El sinter Las Margaritas se ubica a sólo 300 metros hacia el norte del extremo sur de la veta Eureka,
aflorando en una superficie de unas dos hectáreas sobre la ladera de una pequeña quebrada. El perfil
que se observa alcanza los 15 m de espesor donde puede reconocerse la intercalación de subfacies
piroclásticas de caída y material retrabajado de colores violáceo y pardos.
Dentro del cuerpo del sinter Lopez et al. (2003) han definido tres facies de acuerdo a las formas,
tamaños y estructura interna, que son: facies brechosas, facies con laminación irregular porosa y facies
tufítica . Tanto las rocas en las que el sinter se aloja, como las facies y las estructuras secundarias del
mismo muestran colores rojo, naranja, pardo hasta negro.
La descripción del perfil desde la base hacia la superficie es la siguiente:
Comienza, en la base, con un nivel subhorizontal de 3 m de potencia, compuesto enteramente por
brecha hidrotermal con clastos de estromatolitos y de la facies laminada (foto 3-25 A). Continúa una
laminación irregular silícea de alta porosidad (foto 3-25 B), que está dada por huecos dejados por
pequeños troncos y estructuras estromatolíticas, teniendo un espesor de 2,5m. Ambos niveles se repiten
nuevamente. Luego, y por unos 2 m esta laminación comienza a intercalarse con material tobáceo, con
menor proporción de la facies laminada a medida que se asciende. Finalmente, se encuentran tufitas
finamente estratificadas (foto 3-25 C) con espesores variables, llegando a un máximo de 50 cm.
Hacia la superficie, donde en algunos sectores se observan grietas de desecación (foto 3-25 D), las
unidades se encuentran curvadas generando montículos de forma circular de 3 a 6 m de diámetro (foto
3-25 E) que poseen en el centro una abertura de unos 50 cm (foto 3-25 F). Se han visto unos 20 cuerpos
de este tipo.
Toda esta secuencia se encuentra cortada por brechas hidrotermales de conducto compuestas también
por clastos de estromatolitos y de la facies laminada, en este caso el cuerpo de brechas posee forma
cónica, haciéndose más angosta en la parte superior (figura 3-18).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 58

Fotos 3-25: A: facies brechosa con clastos de estromatolitos, B: facies con laminación irregular porosa, C: facies
tobácea, D: grietas de desecación, E: geyseritas y F: abertura circular de las geyseritas.
Los montículos encontrados en la superficie se interpretan como los centros de salida del material silíceo
(geyseritas) dado que poseen un conducto central constituido por brecha hidrotermal que culmina en
superficie con una apertura circular en forma de cráter. La gran cantidad de estromatolitos en conjunto
con restos de plantas, muestran una intensa actividad orgánica en todo el perfil descripto.
Las anteriores características, en conjunto con la laminación irregular de alta porosidad, brechas
hidrotermales, y grietas de desecación permiten interpretar a esta secuencia como un sinter silíceo.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 59

Figura 3-18: Perfil integrado del Sinter silíceo Las Margaritas
La alternancia de niveles con laminación irregular porosa y brechas hidrotermales es considerada como
la expresión de períodos de relativa tranquilidad con eventos explosivos. Esta situación es común en
este tipo de depósitos donde la precipitación lenta de la sílice origina el taponamiento de los conductos
con la consecuente generación de sobrepresiones que producen explosiones y alivio de la presión, para
así volver a la lenta precipitación de niveles silíceos.
Se han realizado análisis por metales preciosos y elementos traza en muestras del Sinter, los que
arrojaron anomalías principalmente en As, Sb y Tl de forma similar a las obtenidas para otros ejemplos
de sinters del Macizo y en ejemplos mundiales.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 60

Geoquímica
Se han seleccionado 12 muestras de rocas representativas de las distintas subfacies asignables al
Grupo Bahía Laura y analizado por elementos mayoritarios y traza. Los resultados se presentan en la
tabla 3-5.
Es importante aclarar que este tipo de rocas generalmente se encuentra hidrotermalmente alterado con
un enriquecimiento en K, Rb, Ba, Si y S y una disminución en Na, Ca y Sr para las rocas silíceas según
Riley et al. (2001). En el caso de las muestras analizadas en este trabajo, se ha registrado que una de
las muestras de las lavas riolíticas posee valores de K mayores a los comúnmente registrados (3-5%) y
una disminución considerable en la cantidad de Na, posiblemente producto de hidratación a baja
temperatura y desvitrificación del vidrio volcánico.
Debido a los altos valores de Pérdida por ignición (LOI) registrado en algunas de estas muestras, se ha
utilizado al diagrama de Winchester y Floyd (1977) (figura 3-19 A) para su clasificación. Así es que el
conjunto de las muestras se dispone de manera continua entre el campo de las andesitas y el de las
riodacitas/dacitas extendiéndose hasta las andesitas basálticas si se tiene en cuenta a los enclaves
microgranulares máficos presentes en el Cuerpo subvolcánico andesítico.
Ahora bien, este conjunto podría subdividirse en dos grupos: uno dentro del campo de las
riodacitas/dacitas, pero muy próximo al de las riolitas, que es el compuesto por las Lavas Riolíticas y la
Ignimbrita Muy Soldada; el otro está compuesto por las muestras de la Ignimbrita Anfibolítica (en el
campo de las andesitas salvo una muestra de un pómez que apenas entra al campo riodacitas/dacitas) y
las del Cuerpo subvolcánico dacítico que también se ubican en el campo riodacitas/dacitas muy
próximas al límite con las andesitas.
El conjunto de las muestras tiene tendencia calcoalcalina según puede verse en la figura 3-19 B (Irvine y
Baragar, 1971)
Mediante el índice de Shand, de Maniar y Piccoli (1989), se observa que las rocas se disponen entre
los campos de rocas peraluminosas y metaluminosas (figura 3-19 C) y de entre medio y alto potasio,
según el gráfico (figura 3-19 D) de Le Maitre (1989).
Por otro lado se han hecho aproximaciones petrogenéticas con el fin de evaluar el posible origen de
estas rocas. Así es que mediante el diagrama de Pearce et al. (1984) (figura 3-19 E) se evidencia que la
totalidad de las rocas estudiadas pertenecen al campo de los granitoides de arco volcánico, siendo los
tenores de la mayoría menores a 12 ppm de Nb, hecho característico de riolitas de márgenes
continentales (Macdonald et al., 1992). Por otro lado el diagrama ACF (figura 3-19 F) indica que la
mayoría de las muestras se ubican en el campo de los granitoides tipo S de White y Chappell (1977).
Teniendo en cuenta los resultados obtenidos, este volcanismo se habría generado por magmas con
amplio rango composicional, desde andesitas basálticas a riodacitas, tanto metaluminosos como
peraluminosos con tendencia calcoalcalina. Estos magmas poseen moderados a altos tenores de potasio
(1,23 a 7,34%) mientras que son pobres en TiO2 (no superiores a 0,84%). Para los valores de CaO, Fe tot
y MgO se registra un patrón que marca un escalón entre la facies Lávica y el resto de las litologías
mostrando en promedio valores de 0,60 y 4,27% de CaO, 1,37 y 4,74% de Fe tot y 0,3 y 1,8% de MgO
respectivamente.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 61

Figura 3-19: Gráficos utilizados en la caracterización geoquímica de las unidades asignables al Grupo Bahía Laura:
A: Winchester y Floyd (1977); B: Irvine y Baragar (1977); C: Maniar y Piccoli (1989); D: Le Maitre (1989); E:
Pearce, et al. (1984) y F: White y Chappell (1977).
De los gráficos petrogenéticos (figuras 3-19 E y F) se puede concluir que este conjunto de rocas posee
características de arco volcánico y posiblemente se hayan formado por anatexis de un protolito cortical
sedimentario, coincidiendo con las características genéticas postuladas por Gust et al., 1985; Kay et al.,
1989; de Barrio, 1993; Pankhurst et al., 1993b; Pankhurst y Rapela, 1995; Pankhurst et al., 1998;
Riley et al., 2001 y Guido, 2002 entre otros.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 62

Muestras SiO 2 TiO 2 Al 2 O 3 Fe tot MnO MgO CaO Na 2 OK 2 OP 2 O 5 L.O.I. Ba Rb Sr Y Zr Nb Th U Ce Nd
Cuerpo subv. dac. (R358A) 61,71 0,48 15,16 4,82 0,16 1,73 4,94 2,84 2,89 0,12 5,27 1155 77 239 29 140 10 6 3 37 0
Cuerpo subv. dac. (R375) 64,98 0,49 15,30 4,42 0,08 1,88 3,33 3,47 2,98 0,13 3,38 1068 109 251 29 150 9 6 4 58 15
Encl. Micgrog. Máf. (R358B) 62,76 0,84 13,81 5,85 0,15 1,50 4,91 2,81 2,20 0,21 4,99 1086 76 229 39 93 13 5 3 54 10
Cuerpo subv. dac. (R375) 64,98 0,49 15,30 4,42 0,08 1,88 3,33 3,47 2,98 0,13 3,38 1068 109 251 29 150 9 6 4 58 15
Lava riolítica (R342) 76,00 0,18 12,13 1,46 0,02 0,15 0,42 1,66 7,34 0,03 1,48 1011 225 55 24 111 9 19 8 64 11
Lava riolítica (RL28) 75,34 0,14 12,47 1,28 0,05 0,45 0,77 2,66 4,81 0,04 1,22 866 185 129 28 134 9 6 - 0 0
Ign. Anfibolítica (R347) 63,62 0,58 15,30 5,06 0,11 2,18 3,63 3,49 3,24 0,11 2,89 700 133 248 21 111 7 8 5 42 9
Ign. Anfibolítica (R378A) 62,36 0,63 15,18 5,13 0,10 2,19 3,86 3,55 2,58 0,11 4,60 841 97 331 22 149 8 8 3 37 13
Ign. Anf. Pomez (R378B) 53,96 0,62 15,99 6,89 0,14 3,11 5,64 2,74 1,23 0,12 9,20 599 62 878 29 169 8 16 2 53 10
Ign. Anfibolítica (R334A) 64,10 0,61 14,56 5,56 0,11 1,64 4,04 2,86 2,69 0,12 4,08 733 103 234 19 108 7 13 4 33 6
Ign. Anf. Pomez (R334B) 57,84 0,63 17,17 4,84 0,13 1,91 5,30 3,53 3,77 0,12 5,06 939 151 252 28 127 8 17 5 55 5
Ignimbrita MS (R338) 66,97 0,32 15,34 2,38 0,06 0,66 3,25 3,50 3,19 0,06 4,43 915 161 275 24 160 9 16 6 51 5
Ignimbrita MS (R433) 65,71 0,29 14,84 2,42 0,04 1,21 3,81 1,99 3,16 0,12 6,91 876 107 433 29 192 9 6 - 0 0
Tabla 3-5: Resultados de química de rocas asignables al Grupo Bahía Laura. En negro los análisis realizados en la
Universidad de Trieste y en azul en la Universidad de Salta
Edad
Dataciones radimétricas previamente realizadas limitan a las rocas del Grupo Bahía Laura al intervalo
177,8 ± 1,8 (Pankhurst, et al, 2000) – 148 ± 2 Ma. (Tessone et al., 1999), que comprende desde el
Jurásico inferior alto (Toarciano) al Jurásico superior bajo (Oxfordiano), abarcando un intervalo temporal
de aproximadamente unos 30 Ma., similar a lo registrado en otros plateaux ignimbríticos del mundo
(Arribas et al., 1996).
Cabe destacar que según Pankhurst et al. (2000) el volcanismo ácido del Macizo del Deseado se habría
desarrollado entre los 172 y 153 Ma., según dos episodios volcánicos uno entre los 172 y 162 Ma y otro
entre los 157 y 153 Ma.
Dentro de los trabajos de la presente tesis doctoral se pudo realizar la datación de una muestra (R375)
del Cuerpo subvolcánico dacítico que fue analizada en el Centro de Pesquisas Geocronológicas del
Instituto de Geociências de la Universidade de São Paulo, mediante el método U/Pb en circones.
Se eligió a la misma en función de varios criterios. Por un lado es una litología no datada hasta el
momento para el Macizo del Deseado, mientras que desde el punto de vista estratigráfico es de
particular interés para el área en estudio ya que, según las relaciones de campo encontradas representa
una de las litologías más antiguas.
Finalmente, la proximidad de este cuerpo subvolcánico con la veta Eureka, da lugar a la consideración
del mismo como una de las principales fuentes de calor que motorizaron el sistema hidrotermal que dio
lugar a las mineralizaciones auro-argentíferas.
De la muestra en cuestión se estudió la morfología de los circones, consiguiéndose seis fracciones aptas
para el análisis. De éstas se analizaron cuatro (figura 3-20), y dado que la fracción M(0)D presentó un
error muy alto, solo fueron utilizadas las restantes tres fracciones para el cálculo de la edad, cuyo
resultado dio una edad de 157 ± 1,7 Ma.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 63

Figura 3-20: Gráfico utilizado en la obtención de la edad U-Pb en circones del Cuerpo subvolcánico dacítico.
La edad obtenida resulta levemente superior a la mayoría de las dataciones previas de este Grupo
realizadas en el sector Noroccidental del Macizo (tabla 3-6), habiendo sido éstas siempre sobre rocas
ignimbríticas. Esto podría indicar que posiblemente las facies subvolcánicas sean contemporáneas con
los primeros flujos piroclásticos.
Al mismo tiempo, en comparación con el resto de las dataciones existentes en el Macizo, es coincidente
con la tendencia a la migración del volcanismo hacia el OSO del Macizo, en forma perpendicular al
desarrollo de los hemigrabens jurásicos, señalada por varios autores (Pankhurst et al, 1993b;
Pankhurst y Rapela, 1995; Alric, et al., 1996; Bertrand et al., 1999; Feraud, et al., 1999 y Pankhurst
et al., 2000) para la provincia Chon Aike (unidad que comprende todas las volcanitas jurásicas de la
Patagonia extrandina, tanto las del Macizo del Deseado, como las del Somuncurá).
Referencia Roca Localidad Método Edad (M.a.)
Baker et al., 1981 Ignimbrita (roca total) Aº Page, zona Pinturas K/Ar 155,0 ± 15
de Barrio, 1993 Ignimbrita (roca total) NO de Santa Cruz Rb/Sr 161 ± 5
Alric et al., 1996 Ignimbrita (sanidina) Puesto El Recreo Ar/Ar 151,5 ± 0,5
Féraud et al., 1999 Ignimbrita (sanidina) NO de Santa Cruz Ar/Ar 153,4 ± 0,3
Pankhurst, et al, 2000 Ignimbrita (sanidina) Río Pinturas Ar/Ar 156,4 ± 2,4
Pankhurst, et al, 2000 Ignimbrita (circón) Río Pinturas U/Pb 156,2 ± 1,8
Este trabajo Cuerpo subvolcánico (circón) Área de estudio U/Pb 157 ± 1,7
Tabla 3-6: Fechados de unidades asignadas al Grupo Bahía Laura en el noroeste del Macizo del Deseado
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 64

UNIDADES TERCIARIAS Y CUATERNARIAS
BASALTO CERRO DEL DOCE
Esta unidad fue por primera vez descripta en el Macizo del Deseado por Panza (1982), quién reconoció
una serie de afloramientos de volcanitas básicas alcalinas, en forma de coladas o necks.
Anteriores trabajos de Roll (1938) y Di Persia (1958) habían definido de forma genérica a estos mantos
lávicos, asignándolos al Terciario superior y Cuaternario. Fueron De Giusto et al. (1982) quienes
englobaron todos los basaltos del sector norte del Macizo bajo la denominación de Formación Chapalala,
asignándole una edad eocena-oligocena. Finalmente Panza y Cobos (1998) integraron a esta última, y a
las Formaciones San Agustín (de Barrio, 1984) y Cerro Sombrero (de Barrio, 1985) dentro del Basalto
Cerro del Doce.
Ubicación y descripción de los afloramientos
En el área de estudio fueron reconocidos dos sectores con afloramientos adjudicables a esta unidad:
hacia la parte central y hacia el este (figura 3-21). Esta unidad aflora en la parte alta de lomadas llegando
a generar pequeñas mesetas, con bardas que no superan los 5 m de altura. Las rocas se presentan
particularmente frescas, de color pardo oscuro a negro, con marcada disyunción columnar (foto 3-26).
Figura 3-21: Ubicación de los afloramientos del Basalto Cerro del Doce en el área de estudio
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 65

Mientras que el basalto del sector central se presenta horizontal, el conjunto de afloramientos del este,
interpretado como el desmembramiento erosivo de una única colada original, posee una inclinación
variable entre 15° y 30° posiblemente debido a un basculamiento local posterior.
Éstas rocas se presentan esencialmente afaníticas en muestra de mano, mientras que en los cortes
delgados pudieron observarse fenocristales de
olivinas eu-subhedrales de entre 0,5 y 1cm de
diámetro (fotos 3-27), en ocasiones engolfadas, en
una base con textura intergránulos dada por
angostas tablillas de plagioclasa de alrededor de
200µ de largo, fuertemente orientadas, con cristales
de olivina en los intersticios.
Se ha observado una leve desferrización en las
olivinas y alrededor de un 20% de minerales opacos
cúbicos diseminados, posiblemente minerales de
hierro asociados a este último proceso.
Foto 3-26: Afloramiento de basaltos terciarios
Fotos 3-27: Microfoto de fenocristal de olivina en los basaltos terciarios A: nicoles paralelos y B: nicoles cruzados
Geoquímica
Se ha tenido la posibilidad de realizar un análisis por elementos mayoritarios y algunos traza (tabla 3-7),
que fueron utilizados en la caracterización geoquímica preliminar de esta unidad.
SiO 2 TiO 2 Al 2 O 3 Fe 2 O 3 FeO MnOMgOCaONa 2 OK 2 OP 2 O 5 L.O.I. Ba Rb Sr Y Zr Nb Th U Ce Nd
R379 44,24 3,09 16,01 2,48 9,68 0,19 6,05 9,53 3,54 1,59 0,75 2,12 285 21 829 28 251 49 4 1 83 39
Tabla:3-7: Valores químicos registrados por los Basaltos Cerro del Doce
La figura 3-22 A (Le Maitre, 1989) indica que la muestra se ubica en el campo alcalino, dentro de los
traquibasaltos, pero muy próximo al punto triple que divide a éstos de los basaltos y las tefritas (o
basanitas).
Por otro lado el diagrama de la figura 3-22 B es aquí utilizado con el fin de establecer un posible
ambiente en el cual tuvo origen este magmatismo. Es así que en función de la relación Ba/Nb (5,82) se
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 66

puede establecer que esta unidad tendría un origen en un ambiente de Intraplaca, como fuera notado por
D’Orazio, et al. (2004) para la mayoría de las rocas subsaturadas en sílice en una recopilación de
información del magmatismo basáltico cenozoico de la Patagonia extrandina.
Figura 3-22: Gráficos utilizados en la caracterización geoquímica de los Basaltos Cerro del Doce. A: Le Maitre
(1989), B: Diagrama Ba vs. Nd con campos según lo establecido por D’Orazio et al. (2004)
Relación estratigráfica y edad
En el área de estudio las coladas de esta unidad se apoyan sobre distintas facies del Complejo Bahía
Laura, mientras que por encima, únicamente en algunos afloramientos del este, se encuentran los
niveles glacifluviales del Pleistoceno, motivo por el cual el rango de edad posible es muy amplio.
En el área tipo, situada a unos 100 km al este-sudeste del área de estudio, Panza (1982) denominó
Basalto Cerro del Doce a todas las volcanitas básicas asignadas al ciclo efusivo eoceno, donde se
obtuvo una edad de 39 ± 5 Ma (Linares y González, 1990). (Eoceno superior, Bartoniano), mientras que
unos 50 km al norte en una datación radimétrica efectuada por el método K-Ar sobre roca total, una
muestra obtenida cerro Portugués, dio una edad de 55 ± 2 Ma (Eoceno inferior bajo).
FORMACIÓN SANTA CRUZ
Antecedentes
Esta unidad fue reconocida por Darwin (1846), Ameghino (1889, 1898) y Hatcher (1897, 1900). Se
encuentra caracterizada por pelitas, areniscas finas a medianas y escasos conglomerados con tobas y
tufitas subordinadas. Presenta una importante y variada fauna de vertebrados, siendo denominada por
Hatcher (1897) como Santa Cruz Beds. Roll (1938) usó el término Santacruciano y Feruglio (1949) la
llamó Santacrucense y fueron Zambrano y Urien (1970) los que le dieron el nombre de Formación
Santa Cruz.
Cobos y Panza (2003) interpretan que la Formación fue depositada en un ambiente continental de tipo
fluvial, probablemente de tipo meandriforme con predominio de las facies de llanura aluvial distal sobre
las facies de canales aluviales, al mismo tiempo que se producía el levantamiento principal de la
Cordillera Patagónica, lo que originó la importante participación piroclástica y el aporte de materiales
clásticos.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 67

Ubicación y descripción de los afloramientos
Los afloramientos principales de esta unidad se ubican sobre el límite este del área de estudio, aunque
también se reconocieron algunos pequeños y aislados asomos hacia el centro sur del área.
Las principales litologías están representadas por tobas y areniscas tobáceas de color gris, estratificadas
y en posición horizontal.
Relación estratigráfica y edad
Relaciones estratigráficas: Casi siempre se la encuentra apoyada sobre rocas jurásicas, aunque a veces
no se observa el contacto en su base. Con respecto a su techo, se encuentra cubierta por depósitos
glacifluviales de edad cuaternaria.
En cuanto a su edad, en función de su contenido fosilífero (Pascual et al., 1965 y de Barrio et al.,
1984), es asignada al Mioceno inferior, mientras que edades radimétricas en la sección basal de la
Formación, dieron como resultado edades comprendidas entre 17,76 ± 0,02 y 13,30 ± 3,3 Ma (Bown y
Larriestra, 1990; Fleagle et al., 1995), lo que indicaría una extensión al menos hasta la parte alta del
Mioceno medio.
DEPÓSITOS GLACIFLUVIALES
Antececentes
Caldenius (1932) manifestó la dificultad para discriminar esta unidad de los Rodados Patagónicos, sin
embargo fue el mismo autor quien los interpretó como de origen glacifluvial, razón por la cual Fidalgo y
Riggi (1965 y 1970) los excluyeron de dicha unidad constituida exclusivamente por rodados
representantes de Pedimentos, Terrazas Fluviales, Pie de Montes y Pedimentos de Flanco, previos a los
procesos glaciales que dieron lugar a la unidad en cuestión.
Para sectores próximos al área de estudio Cobos y Panza (2003) consideran que estos depósitos están
constituidos por gravas de hasta 10 cm de diámetro, arenas finas a medianas y escasos limos, siendo
los colores más frecuentes el gris y el amarillo. Dentro de la gran variedad litológica de los clastos, son
dominantes las volcanitas (75%) a las que se subordinan las plutonitas y metamorfitas.
Ubicación y descripción de los afloramientos
En el área de estudio, los afloramientos representan remanentes aislados de las planicies glacifluviales,
cubriendo gran parte del borde oeste y sudeste.
Estos depósitos se caracterizan por ser mesetiformes, representando parte de las mayores alturas del
área. Tanto en sus laderas como en la parte superior, se reconocen fragmentos de rocas volcánicas,
plutónicas y en menor medida metamórficas, subredondeados, con tamaños entre los 2 y 10 cm.
Relación estratigráfica y edad
En los sectores donde su base no está cubierta se puede ver que esta unidad apoya sobre sedimentos
de la Formación Santa Cruz, el Basalto Cerro del Doce, o directamente sobre rocas jurásicas. En función
de su posición estratigráfica Cobos y Panza (2003) los ubicaron dentro del Pleistoceno.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 68

DEPÓSITOS ALUVIALES Y COLUVIALES INDIFERENCIADOS
Son pequeñas acumulaciones detríticas modernas que conforman capas delgadas constituidas por
material de distintas unidades estratigráficas. Estos depósitos están constituidos por arenas finas a
medianas y variables proporciones de limos y arcillas, pudiéndose encontrar escasos rodados
redondeados a subredondeados de volcanitas. (Cobos y Panza, 2003)
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 69

CAPÍTULO 4
GEOLOGÍA ESTRUCTURAL

Introducción
En este capítulo se desarrollará el estudio estructural realizado en base a observaciones de campo y
mediante el estudio, mapeo y análisis de lineamientos sobre las imágenes satelitales del sector noroeste
del Macizo. Asimismo se llevó a cabo la interpretación de la orientación de las mineralizaciones para este
sector.
Antecedentes del Macizo del Deseado
Durante la evolución geológica del Macizo del Deseado, ubicado en el extremo sur de la placa
sudamericana (figura 4-1), ha habido una historia de deformación compleja conforme las variaciones que
en el marco geotectónico, esta placa ha sufrido.
Muchos han sido los aportes realizados en esta materia, más aún dada la importancia en la comprensión
del comportamiento estructural del extremo sur de la misma, teniendo en cuenta que posee importantes
yacimientos petrolíferos (cuenca del Golfo San Jorge y cuenca Austral principalmente) y depósitos
minerales (Macizo del Deseado).
Fue Harrington (1962) el primero en caracterizar esta región asignándole un comportamiento
tectónicamente estable, persistentemente subpositiva e indeformable tangencialmente, denominándola
“Nesocratón” del Deseado.
Figura 4-1: Disposición actual de las placas tectónicas en el ámbito sudamericano
Se han desarrollado dos caminos posibles en la descripción de la deformación para una determinada
región. Por un lado hay quienes enmarcan a los procesos de deformación dentro de Ciclos Orogénicos,
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 71

períodos finitos donde se desarrollan eventos tales como intenso magmatismo, modificación de las
velocidades o sentido del movimiento de las placas, en si, importantes cambios geotectónicos que sin
lugar a duda van a gobernar la dinámica y cinemática de la deformación, mientras que otros autores
puntualizan en las Fases Diastróficas, eventos de deformación en sentido estricto.
Debido a que ambos conceptos se consideran importantes, de aquí en delante se ubicarán, cuando sea
posible, las distintas Fases Diastróficas dentro de los Ciclos Orogénicos lo que les brindará un marco
geotectónico regional.
Si bien las rocas que afloran en el área de tesis pertenecen a los ciclos Patagonídico y Ándico, es
importante tener en cuenta la estructuración previa, habida cuenta que las estructuras del basamento
prejurásico jugaron un control fundamental en el comportamiento ante los esfuerzos de las rocas de la
comarca, por tal motivo a continuación se examinarán brevemente los ciclos orogénicos y las fases
diastróficas que ocurrieron sobre el Macizo y sectores aledaños.
Evolución geotectónica del Macizo del Deseado
Ciclos Pampeano y Famatiniano
Durante el ciclo Pampeano, del Precámbrico superior al Paleozoico bajo según Aceñolaza y Toselli
(1973) y Ramos (1999b), es cuando comienza la evolución tectónica del Macizo. Los mismos autores
señalan que el ciclo Famatiniano se ha desarrollado desde el Ordovícico al Devónico medio.
Ambos ciclos fueron tratados conjuntamente por Ramos (2002), puntualizando en las teorías existentes
sobre el origen del basamento de la comarca:
-Origen autóctono: Se considera al Macizo del Deseado como un núcleo relativamente estable en el
margen suroccidental de Gondwana, originado por acreción sedimentaria neopaleozoica hacia el
sudoeste contra un núcleo precámbrico antiguo correspondiente, básicamente, con el Macizo de
Somuncurá. Esta hipótesis no explica el magmatismo eopaleozoico observado en el Macizo del Deseado
suponiendo que la subducción sobre el margen pacífico, habría comenzado en tiempos ordovícicos y
persistido en el Silúrico. En este sentido, Rapela y Pankhurst (2002), señalan, en base a los estudios de
los basamentos de Sierra de la Ventana y Sierra Grande, que los pulsos graníticos del Paleozoico
inferior estuvieron asociados a un régimen transpresivo que culmina con un magmatismo alcalino a los
510 Ma y que precedieron a la colisión y acreción del Terreno Pampeano.
-Origen alóctono: El Macizo del Deseado habría sido un terreno alóctono (terreno Deseado) respecto del
resto de la Patagonia. Esto surge de la interpretación del magmatismo Famatiniano del noreste del
Macizo, como originado en un arco producto de una subducción (paleozoica inferior) hacia el sudoeste.
Como consecuencia de esta misma se llegaría a la colisión del terreno Deseado con Gondwana para el
Pérmico inferior (Palma, 1989; von Gosen, 2001) generando una deformación orogénica de rumbo NO
a NNO, la misma orientación que según Palma et al. (1993) poseen las cuencas de rift jurásicas de la
cuenca del golfo San Jorge.
Ciclo Gondwánico
Para el ciclo Gondwánico, que comprende el Carbonífero-Triásico según Du Toit (1937) o el Pérmico
según Ramos (1999b) se reconocen los siguientes elementos tectónicos según un perfil desde el
margen pacífico hasta el atlántico:
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 72

- Prisma de acreción Devónico superior a Carbonífero (del lado argentino) y Triásico hasta Cretácico
(hacia el margen pacífico), representado por la Formaciones Río Lácteo (leptometemorfitas) y Bahía La
Lancha (sedimentitas).
- Plataforma Precámbrica a Paleozoica inferior formada por el basamento del Macizo del Deseado.
- Magmatismo de arco neopaleozoico en el Macizo de Somuncurá.
- Cuenca de rift intracratónica (Palma y Ubaldón, 1988) con relleno pérmico de sinrift, denominada
Cuenca La Golondrina.
Para la interpretación de estos elementos existen distintos modelos geotectónicos, los principales son:
A) A modo de resumen de las propuestas de Lock, (1980); Dalziel, (1982) y Dalziel et al., (2000) se
explica la evolución gondwánica en tres etapas: primero una arco magmático en el Macizo de
Somuncurá, luego subhorizontalización de la placa en el margen pacífico de Gondwana que genera la
deformación pérmica del Sistema de Ventana y finalmente un período de levantamiento y extensión que
generaría el rift pérmico de La Golondrina, mientras que una anomalía térmica representada por las
volcanitas del Karoo sería responsable del amplio desarrollo en el Jurásico, de la provincia magmática de
Chon Aike sensu Kay et al. (1989).
B) La hipótesis toma a Patagonia como una unidad alóctona exponiendo que ésta habría colisionado con
Gondwana en el Pérmico inferior con subducción hacia el sudoeste y magmatismo en el margen noreste
del Macizo Nordpatagónico hasta llegar a la colisión que produjo la deformación del sistema de Ventana.
Hacia el Pérmico superior se produciría distensión (Macizo del Deseado y cuencas La Golondrina y San
Julián al sur) e intenso magmatismo ácido (al norte). Al mismo tiempo el margen pacífico de Patagonia
pudo haber estado sometido a subducción con la consecuente generación de un arco magmático
Mesozoico distal (Rapela y Pankhurst, 1996) para el del Macizo del Deseado (Formación La Leona).
Sin embargo, Kay et al. (1989) plantean que este magmatismo pudo deberse a fusión de corteza,
generada por arcos antiguos, bajo régimen extensional.
Es importante destacar que como consecuencia de la extensión que comenzó en el Pérmico superior
hacia fines del ciclo anterior comienza a generarse la apertura del Atlántico sur y que, ya en el Jurásico
medio, da lugar a la provincia magmática Chon Aike definida por Kay et al. (1989).
Ciclo Patagonídico
Se considera que este ciclo tectónico se extiende en Patagonia desde el Triásico superior (230 Ma) al
Cretácico superior (65 Ma) y es en este período donde se registra la mayor actividad magmática en la
región Patagónica austral (Ramos y Ramos, 1978; Ramos, 1983; Uliana et al., 1986 y Ramos, 2002).
Según Ramos (1988), el proceso de subducción del margen sudoccidental de Gondwana tuvo lugar
durante el Mesozoico y Cenozoico, con dos regímenes tectónicos diferentes:
El primer régimen de subducción se desarrolla desde el Triásico (230 Ma) al Cretácico temprano (135
Ma) con una velocidad de convergencia entre placas lenta a muy lenta, generando un régimen
extensional en el arco (donde se generaron grandes volúmenes de volcanitas del Complejo El Quemado)
y en el sector de intraplaca (donde se produjo el importante volcanismo jurásico). Varios autores vinculan
también esta extensión y volcanismo con un punto caliente (Betrand et al., 1999; Féraud et al., 1999 y
Riley et al., 2001) y sostienen una migración del magmatismo jurásico hacia el SO. Se producen en el
Macizo del Deseado grandes hemigraben basculados hacia el este que estructuran el basamento y son
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 73

ellenados por volcanitas sinextensionales (Ramos, 2002). Por otro lado, Rapela y Pankhurst (1992),
proponen un sistema transcurrente dextrógiro en fallas NO de escala continental que atraviesan la
Patagonia en el Jurásico inferior.
Para este ciclo, MacDonald et al., (2003) proponen el comienzo de una etapa de sinrift en el Triásico
superior-Jurásico inferior donde casi todo el borde sur y occidental de Gondwana es afectado por
magmatismo: arcos volcánicos en el margen activo (occidental) y el comienzo de un importante
magmatismo ácido extensional ubicado entre margen activo y la línea del cinturón plegado Gondwánico.
Durante la última fase de la etapa de sinrift (Jurásico medio-superior) comienza a formarse corteza
oceánica en el Mar de Weddell (proto océano Atlántico), al mismo tiempo que Gondwana oriental
(Antártida, India y Australia) se separa del resto del supercontinente (figura 4-2).
Figura 4-2: Modelo geotectónico del sudoeste de Gondwana a los 160 Ma. Modificado de MacDonald et al. (2003)
Luego, en el Cretácico inferior (Aptiano), hay otra reactivación extensional que se vincula a la
depositación de la Formación Baqueró (Hechem y Homovc, 1986).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 74

El segundo régimen de subducción se produce cuando se inicia la separación entre África y Sudamérica,
y se caracteriza por un incremento de la deriva continental y consecuente aumento del proceso
subductivo.
Ciclo Ándico
El régimen se torna francamente compresivo durante el Cretácico superior (100 Ma), comenzando
entonces la deformación y sobreelevación de la cordillera Andina. Desde el Terciario inferior y con un
pico de deformación en el Mioceno superior, se desarrolla en el ámbito de la Cordillera Patagónica una
faja plegada y corrida (Ramos, 1989) con corrimientos y sobrecorrimientos (producidos por rebote de la
deformación en el bloque rígido del Macizo del Deseado) de rumbo principal N-S.
A pesar de los movimientos de este ciclo, el Macizo del Deseado se caracteriza por secuencias
subhorizontales desde el Cretácico superior alto hasta el Cenozoico superior (Ramos, 1999a), por lo
tanto ha sido estable durante la mayor parte del Fanerozoico tal como fue señalado por Panza et al.
(1995).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 75

Análisis estructural del noroeste del Macizo del Deseado
Introducción
El principal estilo de deformación desarrollado sobre las secuencias jurásicas del Macizo del Deseado es
de comportamiento netamente frágil. Por tal motivo las principales estructuras generadas (o reactivadas)
se restringen a fracturas (fallas y diaclasas). Es posible encontrarlas a escala regional, superando los
100 km de largo, como el caso de la falla donde corre el río Pinturas, así como las de escala de detalle,
más vinculadas a acomodamientos que a esfuerzos regionales.
Figura 4-3: A: Área involucrada en el estudio de lineamientos. En el recuadro amarillo se indica el área de tesis y en
el negro un sector de referencia donde se mostrarán los procesamientos de imágenes satelitales llevados a cabo. B:
Producto final con el total de lineamientos marcados.
El grado de preservación de estas estructuras es muy bajo debido a que son fácilmente erosionables,
salvo en la ocasiones en que fueron rellenadas por fluidos hidrotermales silíceos, sectores en los cuales
se encuentran sobresaliendo del resto del terreno.
Es así que son muy escasas las posibilidades de realizar mediciones en el campo sobre las estructuras
(inclinación, estrías, movimientos relativos, etc.) más allá de la determinación de su rumbo.
Por tal motivo se llevó a cabo el estudio de lineamientos estructurales mediante la utilización de
imágenes satelitales y de procesamientos digitales especialmente confeccionados para este fin.
En el Macizo del Deseado Panza (1982) realizó los primeros estudios de lineamientos en el sector
central mientras que Echavarría (1997a) realizó un estudio a escala regional.
En esta ocasión, el trabajo se llevó a cabo en el área comprendida entre las coordenadas 46° 30’ y 47°
30’ de lat. S y 70° 00’ y 70° 45’ de long. O con el fin de abarcar el área de tesis y zonas aledañas (figura
4-3 A).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 76

Antecedentes del sector de estudio
Aquí la estructura es el resultado de la acción de varias fases diastróficas, todas desarrolladas dentro de
los ciclos Patagonídico y Ándico aunque con un fuerte control de la estructuración previa.
Es así que se comienza en el límite Triásico – Jurásico (Fase Rioatuélica) con la actividad magmática
que hacia el Jurásico medio inicia el derrame del importante evento volcánico – piroclástico aflorante en
el área de trabajo. La compresión ejercida por los Movimientos Intramálmicos de la Fase Araucánica o la
Fase Catanlílica produce un fuerte dislocamiento del sustrato, que es fracturado generando una
estructura de bloques elevados y hundidos.
Un nuevo episodio diastrófico correspondiente a la Fase Austríaca genera la discordancia entre los
depósitos de la F. Bajo Grande y el Grupo Chubut (hacia el noreste del sector noroccidental del Macizo).
Los Movimientos Intersenonianos o Fase Patagonídica Principal (compresivos), producen la reactivación
de antiguas estructuras generando el plegamiento suave de la cobertura cretácica.
El ciclo Ándico comienza con un primer movimiento en el Paleógeno que produce un período de
distensión que genera las efusiones basálticas durante el Eoceno (Basalto Cerro del Doce).
Posteriormente se produjo un lento y progresivo descenso del continente, quizás por efecto de la Fase
Incaica, lo que permitió el ingreso de un mar somero durante el Oligoceno superior representado por la
Formación Monte León mientras que la regresión se vincularía con los movimientos de la Fase
Pehuénchica. Durante el Mioceno se producen efusiones basálticas previas a la Fase Quéchuica,
responsable del ascenso de la cordillera que generó material psefítico para la formación de depósitos de
agradación.
Metodología de trabajo
En primer término se efectuó el procesamiento de las imágenes satelitales, con el programa ER
Mapper®, tomando como base el producto de la superposición de dos tipos de imágenes satelitales
(Landsat 5 TM 230/93 y Landsat 7 ETM Pancromática) según Sabine (1999). Mediante este
procesamiento se logró una imagen con la resolución espectral de la primera y la resolución espacial
(píxel de 15 m) de la segunda.
Con el fin de realzar y brindar una mejor visualización de las estructuras, los procesamientos específicos
realizados fueron los siguientes:
Anaglifos
Superposición de imágenes contiguas que permite la interpretación visual en tres dimensiones sumando
criterio a la investigación estructural del área (figura 4-4 A).
Cociente entre bandas
A la combinación entre las imágenes se le sumaron cocientes entre bandas que beneficiaron la
detección de estructuras no observadas con los otros procesamientos. (figura 4-4 B).
Filtrados espaciales
Para este proceso se utilizó la banda pancromática. Se realizaron diferentes procesos de filtrado espacial
como el “sun shading” consistente en la iluminación del área, a modo de luz solar, dando lugar a luces y
sombras para enfatizar los rasgos lineares presentes en el área (figura 4-4 C y D).
Una vez obtenidos estos productos con la utilización del software ER Mapper®, se marcaron los
lineamientos observados: fracturas, estructuras mineralizadas, bordes rectilíneos de distintas unidades
de flujo (coladas basálticas, flujos piroclásticos), cursos de agua, etc.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 77

Figura 4-4: Procesamiento digital de las imágenes satelitales utilizados en el mapeo de lineamentos. A: Anaglifo, B:
cociente entre bandas, C y D: Filtro “Sun shading” en distintas orientaciones.
Este mapeo se realizó sistemáticamente a varias escalas: 1:250.000, 1:100.000 y 1:50.000
aproximadamente, sin perder definición en el pasaje de una a otra, debido a la gran resolución de las
imágenes utilizadas.
Así se generaron archivos de tipo vectorial con los lineamientos marcados (figura 4-3 B) y utilizando el
mismo programa se obtuvieron diagramas de rosas.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 78

Análisis e Interpretación de los resultados obtenidos
El resultado del relevamiento arrojó 700 lineamientos (tabla 4-1) los que fueron graficados, mediante el
programa ER Mapper®, según diagramas de rosas con intervalos de 10 grados cada uno.
Vale aclarar aquí, en función de que más adelante el
resultado del estudio de lineamientos será cotejado con
datos de campo (en este caso las mineralizaciones
encontradas en el área) para la realización de los diagramas
de rosas se utilizó la frecuencia según la orientación de las
estructuras, ya que no es conveniente realizar ponderación
por su longitud debido a que en la toma de datos de campo,
no se tiene en cuenta su longitud y, por lo tanto, se estarían
contrastando resultados procesados de distinta manera.
Así fue que como resultado de la medición de lineamientos
se confeccionaron diagramas de rosas, sobre los que se
han identificado una dirección principal N340 y dos
secundarias según N-S y E-O (figura 4-5).
Figura 4-5: Diagrama de rosas de los
lineamientos identificados en el área
Autores como Panza (1982) y de Barrio (1989), ya habían realizado estudios similares, reconociendo a
estas orientaciones como unas de las direcciones de fracturación más importantes del Macizo. La
dirección N340 fue integrada dentro de un sistema denominado El Tranquilo por el primer autor, mientras
que las orientaciones N-S y E-O fueron interpretadas como orientaciones conjugadas, asignadas al
sistema Río Pinturas por el segundo.
Es válido aclarar que, coincidiendo con Echavarría (1997a) y Saunders (1998), se interpreta que gran
parte de los fracturas presentes en las rocas jurásicas corresponden a reactivaciones de antiguas
estructuras, por lo que no sería apropiada la interpretación de estas orientaciones como sistemas
conjugados ya que por definición este tipo de sistemas se generan al mismo tiempo y a partir de rocas
indeformadas.
Variaciones dentro del área
Con el fin de analizar posibles variaciones internas como respuesta a los esfuerzos se realizó la
subdivisión del área en bloques.
Se efectuó una cuadrícula cuyos bloques fueron denominados de NO a SE: A1, A2, B1, etc. cubriendo
cada uno de ellos 500 km 2 aproximadamente y con el resultado del mapeo se confeccionó una tabla
comparativa con los rumbos de mayor frecuencia y la cantidad de datos correspondientes a esa
orientación (tabla 4-1).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 79

A1 A2 B1 B2 C1 C2 D1 D2 Total
DP 300/15 80/16 340/27 340/8 340/17 10/8 0/9 340/9 340/76
DS 90/12 70/9 0/26 330/6 90/9 350/7 340/6 330/9 0/58
DT 45/11 50/5 330/21 60/6 355/8 0/4 90/6 10/8 90/58
Total Lin. 124 66 221 52 95 46 67 72 700
Tabla 4-1: Bloques: azimut principal / cantidad de datos. DP: dirección principal, DS: dirección secundaria, DT:
dirección tercera, Total Lin: total de lineamientos mapeados.
En relación a la orientación de los lineamientos, puede llegarse a una conclusión similar a la alcanzada
con el análisis del área conjunta ya que se observa que la orientación N340 se encuentra entre el primer
y segundo lugar según la frecuencia en 5 de las 8 subdivisiones y que también en la mayoría de los
bloques las orientaciones N-S y/o E-O tienen buena representación.
Respecto del bloque denominado A2, el cual representa al extremo noreste del área, puede interpretarse
que su diferenciación en cuanto a las orientaciones principales de los lineamientos se debe a que en
este sector existen importantes afloramientos de basaltos terciarios que cubren a las rocas jurásicas.
Sí se verificó que la densidad de lineamientos en los bloques es distinta. Esto se debe a que si bien los
bloques fueron generados regularmente, en la mitad oeste del área de estudio tienen mayor
representación areal unidades que poseen un mayor comportamiento rígido frente a los esfuerzos como
por ejemplo flujos ignimbríticos con alto grado de soldamiento, y por lo tanto se fracturan con mayor
facilidad. Hacia el este, son las rocas tobáceas no soldadas o rocas volcaniclásticas retrabajadas las
unidades más abundantes y por lo tanto presentan una fracturación de menor densidad.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 80

Relación de la estructura con las mineralizaciones
Introducción
Para el mismo sector donde se realizó el análisis de lineamientos se analizaron estadísticamente datos
de mineralizaciones existentes, en su mayoría recopilados por Schalamuk et al. (2002), obtenidos en
trabajos de prospección y exploración llevados a cabo por la Secretaría de Minería Delegación
Comodoro Rivadavia, el Instituto de Recursos Minerales (UNLP-CICBA) y diversas empresas.
Se trabajó en base a las siguientes hipótesis:
-Las mineralizaciones jurásicas penetraron en estructuras contemporáneas o en estructuras heredadas
de la geología pre-jurásica, reactivadas durante el período de las efusiones volcánicas.
-Las estructuras y la mineralización fueron controladas por un complejo campo de esfuerzos regional que
finalmente dio lugar al desmembramiento de Gondwana, pero posiblemente sujeto a condicionamientos
locales.
-Es posible elaborar un modelo del control estructural de las mineralizaciones para este contexto
geotectónico.
Ubicación de las mineralizaciones
A partir de las orientaciones de las estructuras (vetas,
vetilleos, etc.) del área de estudio, dentro de la cual se
encuentran importantes prospectos mineros como por
ejemplo Cerro Negro, Eureka y Huevos Verdes, se realizó
un diagrama de rosas agrupando los datos según intervalos
discretos de 10°.
En total fueron 11 los datos graficados, con los que quedó
evidenciada una dirección de mineralización principal con
rumbo N290° con el 45,5% de los datos, luego las
direcciones N320° y N340° con el 18% y finalmente las
direcciones N220° y N270° con 9% (figura 4-6).
F
Figura 4-6: Diagrama de Rosas de las
mineralizaciones conocidas en el área
estudiada.
Si bien mediante el análisis de lineamientos llevado a cabo, la dirección N290° había registrado una baja
frecuencia (figura 4-5), la presencia en el campo de un largo y profundo valle relleno por el Aglomerado
volcánico andesítico, está demostrando que dicha orientación ejerció un importante control sobre la
geología para este período.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 81

Discusión y Conclusiones
A partir del tratamiento estadístico de los lineamientos se obtuvo una moda principal N340° y dos
secundarias según N-S y E-O.
Se interpreta que no existen cambios significativos en la orientación de las estructuras dentro del área,
sino que solo se manifiesta una variación en cuanto a la densidad de lineamientos, que es adjudicada
principalmente a las diferencias de competencia entre las rocas aquí aflorantes.
Del análisis de las orientaciones de las mineralizaciones conocidas en el área surge la orientación N290°
como la de principal frecuencia en cuanto a la yacencia de los depósitos. Es notable que esta dirección
se encuentra muy poco representada en el estudio de lineamientos, teniendo en cuenta la importancia
del control tectónico en los depósitos epitermales de baja sulfuración (Hedenquist et al., 2000 y Tosdal,
2001, entre otros).
De aquí surge la importancia de la comprensión de la dinámica de los esfuerzos al momento de
emplazamiento de las mineralizaciones. Durante los trabajos de campo realizados se han encontrado
estrías sobre planos de fallas de carácter subhorizontal, pero no se han hallado indicadores cinemáticos
que permitieran definir el movimiento relativo de los bloques. Según Panza (1982), en base a
observaciones puntuales en el sector central del Macizo del Deseado, la orientación N340° tendría un
desplazamiento de tipo sinestral.
Teniendo en cuenta los modelos teóricos de Petit (1987) modificados por Allmendinger (1999) (figura 4-
6) para la relación espacial entre las principales estructuras y mineralizaciones vetiformes asociadas en
zonas de cizalla frágil, se ha intentado una modelización estructural de la ubicación de las
mineralizaciones para un esquema de esfuerzos en el contexto geotectónico jurásico.
Figura 4-6: Modelo teórico de Allmendinger (1999) mostrando relación espacial y cinemática entre fracturas
estériles (A) y mineralizaciones (B) para Zonas de Cizalla Frágil.
Para este fin se han utilizado las orientaciones principales de fracturamiento detectadas mediante el
análisis de lineamientos, el rumbo de mayor importancia de las mineralizaciones conocidas y el criterio
de una cinemática sinestral para la orientación N340° de Panza (1982).
De este modo se llega a la figura 4-7 mediante la cual puede explicarse que para el momento en que
ocurrió la mineralización, la máxima extensión fue en dirección N020° y por lo tanto facilitó el
emplazamiento de las manifestaciones epitermales con orientación perpendicular a ésta (N290°).
Mediante esta misma figura se interpreta que la razón por la cual las orientaciones N340, N-S y E-O
poseen pocas mineralizaciones o se presentan directamente estériles es debido que han tenido un
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 82

comportamiento de tipo compresivo o transpresivo que, por lo tanto, no favoreció la penetración de
fluidos hidrotermales.
Figura 4-7: Modelo de ubicación de esfuerzos y estructuras frágiles mineralizadas y estériles para el
sector noroeste del Macizo del Deseado (modificado de Lopez et al., 2002).
Ahora bien, en estos casos el mecanismo por el cual se genera espacio para el flujo y emplazamiento de
los fluidos hidrotermales puede ser de diversas maneras, siempre teniendo como punto en común la
generación de sectores puntuales con régimen extensivo.
Esto puede deberse al solapamiento (figura 4-8 A), curvatura (figura 4-8 B) o terminación tipo cola de
caballo (figura 4-8 C) de las fracturas (para este caso la dirección N340), con la consecuente formación
de espacios abiertos propensos a la penetración de fluidos mineralizantes.
Figura 4-8: Mecanismos de generación de espacios a partir de fracturas con régimen transtensivo.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 83

Debido a lo expuesto anteriormente se interpreta que el mecanismo de deformación para el momento de
la mineralización y para el sector noroeste del Macizo del Deseado, fue del tipo Zona de Cizalla Frágil
con orientación principal N340, fundamentalmente como producto de la reactivación de estructuras del
basamento.
Las mineralizaciones vetiformes con otras orientaciones (N320°, N340°, N220° y N270°) pudeden
deberse a que fueron varias las direcciones que durante algún momento atravesaron un período con
régimen extensivo (o transtensivo) que facilitó el espacio para la penetración de fluidos mineralizantes.
De cualquier manera esto no implica la necesidad de una variación en la dirección de los esfuerzos,
dado que bajo un mismo régimen tectónico ocurren distintos patrones de esfuerzos locales para cada
uno de los sectores, y a su vez estos pueden cambiar en el transcurso del tiempo a medida que varía su
intensidad, originando de esta manera extensión en distintas orientaciones.
Así por ejemplo, las fracturas paralelas a los esfuerzos principales compresivos, de por sí sufren
extensión perpendicular a su rumbo, y las transversales a éstos, una vez finalizada la acción de los
mismos y debido a la relajación del cuerpo, también soportan extensión.
Respecto de la disyuntiva existente vinculada a si los fluidos mineralizantes fueron los generadores de
las fracturas o si éstos se emplazaron en antiguas fracturas reactivadas, luego del estudio realizado se
puede comprender que si la primera de las posibilidades fuera la correcta, al menos existió un fuerte
control estructural sobre las fracturas (hidráulicas), ya que, como pudo observarse, la orientación de las
mismas nunca responde a un patrón aleatorio.
Por lo anteriormente desarrollado se propone que para el caso de las mineralizaciones jurásicas del
Macizo del Deseado, lo ocurrido fue una combinación de ambas posibilidades, donde las fracturas en las
rocas hospedantes de las mineralizaciones, han sido originadas en tiempos previos a la mineralización
epitermal, o que al menos han estado presentes como zonas de debilidad en el basamento pre-jurásico
(Giacosa et al., 2006) luego, y debido a la interacción entre el campo de esfuerzos local y las
sobrepresiones puntuales generadas por los fluidos mineralizantes, éstas se han reactivado, permitiendo
el flujo y espacio para el emplazamiento de las mismas.
Finalmente se confirma que la orientación ONO es uno de los metalotectos más característicos para las
mineralizaciones epitermales de oro y plata al menos para el noroeste del Macizo del Deseado.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 84

CAPÍTULO 5
VOLCANISMO JURÁSICO

“La composición del complejo en estudio cambia de un sitio a
otro, como por lo demás es regla para las formaciones volcánicas.
En todo caso, la falta aparente de horizontes litológica y
paleontológicamente bien determinados dificulta la correlación
aún de lugares tentativamente cercanos. Hasta ahora no se ha
hecho ningún tipo de estudio sistemático de esta formación, ni
siquiera de una parte de sus extensos afloramientos, basado en
levantamientos de detalle y en un examen petrográfico, por lo que
no estamos en condiciones de intentar una subdivisión
estratigráfica, y ni siquiera sabemos si ella sería factible”
Feruglio, E. (1949). Descripción Geológica de la Patagonia. Dirección
Nacional de Yacimientos Petrolíferos Fiscales.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 86

Introducción
En este capítulo se desarrolla uno de los objetivos centrales del presente trabajo consistente en la
“Ampliación de los conocimientos en la identificación y caracterización del ambiente volcánico y
piroclástico para el Jurásico del Macizo del Deseado”.
Otro de los aspectos que se trata es la revisión de los distintos criterios utilizados en la diferenciación
entre las unidades jurásicas y la evaluación de la aplicabilidad de los términos Formación Bajo Pobre y el
Grupo Bahía Laura en las rocas del área investigada para el trabajo final de tesis.
Para tal fin se llevó a cabo un el levantamiento geológico de detalle que permitió definir las relaciones
estratigráficas. Sobre las muestras recolectadas se realizaron estudios petrográficos y se aplicaron
distintas técnicas analíticas (geocronología y geoquímica de elementos mayoritarios y traza), los que
brindaron información fundamental para la interpretación del volcanismo jurásico.
Antecedentes
Desde las primeras descripciones llevadas a cabo por Darwin (1838) comenzaron los intentos de
comprensión de este conjunto de rocas con gran expresión areal en la mitad norte de la provincia de
Santa Cruz (Macizo del Deseado) y en el subsuelo de la porción sur (Cuenca Austral).
Fueron distintos los objetivos que motivaron a gran número de autores a trabajar sobre el volcanismo
jurásico y los productos del retrabajamiento de los mismos.
En un principio solo se habían descripto las rocas de naturaleza ácida (ignimbritas, tobas y lavas
riolíticas), ya que son las que mayor representación areal poseen. Descripciones tales como
“queratófiros, pórfidos rojos y tobas arenosas” con edades que van del Triásico al Terciario inferior y con
nombres como “Serie eruptiva porfírica” y “Complejo de Bahía Laura“ fueron reportados durante éste
período (tabla 5-1).
Los primeros trabajos que hacen alusión a las rocas de la Formación Bajo Pobre son los de Di Persia
(1956) incluyéndolas en la parte superior de la Serie de Roca Blanca. De ahí en adelante y en función de
distintos criterios, este conjunto de rocas constituido mayormente por andesitas, basaltos y aglomerados
volcánicos básicos fue incluido y excluido de las unidades supra e infrayacentes en reiteradas ocasiones
(tabla 5-2).
En relación a los aportes realizados vinculando a la Formación Bajo Pobre con el Grupo Bahía Laura, el
primer trabajo corresponde a Lesta y Ferello (1972) siendo de fundamental importancia, ya que incluyen
a los términos intermedios a básicos de las volcanitas jurásicas en la base del Grupo Bahía Laura,
proponiendo para aquellos el nombre de Formación Bajo Pobre. Con posterioridad y en base a
evidencias de campo, dataciones y geoquímica son más los autores que apoyan esta relación (tabla 5-
3).
En los últimos años ha habido un gran avance en el conocimiento del megaevento jurásico gracias a la
realización de trabajos de carácter regional, trabajos de detalle en distintos sectores del Macizo,
dataciones radimétricas sobre distintas litologías jurásicas y diferentes tipos de análisis de geoquímica
de rocas (elementos mayoritarios, traza e isotopía) (tablas 5-1, 5-2 y 5-3).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 87

Tabla 5-1: Resumen de los principales aportes realizados sobre el Grupo Bahía Laura
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 88

Tabla 5-2: Resumen de los principales aportes realizados sobre la Formación Bajo Pobre.
Tabla 5-3: Resumen de los principales aportes vinculados a la relación entre el Grupo Bahía Laura y la Formación
Bajo Pobre.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 89

Relaciones estratigráficas
En función de la buena calidad de afloramientos y de la existencia de un relieve abrupto (en relación al
resto del Macizo) con desniveles de alrededor de 60 a 80 m, se llevó a cabo un reconocimiento de
detalle al norte del extremo noroeste de la veta Eureka, sobre un área aproximada de 2,5 km 2 (figura 5-
1), con la intención de observar relaciones estratigráficas entre las distintas unidades jurásicas, que
pudieran ser de importancia en la interpretación del evento volcánico.
Figura 5-1: Levantamiento geológico de detalle del noroeste de la veta Eureka.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 90

En base a las relaciones estratigráficas encontradas (figura 5-2) se ha reconstituido la historia geológica
para este sector. La nomenclatura de las distintas litologías es la misma que la utilizada en su
descripción en el capítulo 3.
La primera unidad jurásica aflorante (al este del área de mapeo de detalle) corresponde a las Coladas
andesíticas inferiores (ver Anexo A1 Mapa Geológico) dentro de las cuales se reconocieron, lentes con
evidencias de mezcla física de magmas. Sobre éstas se disponen de manera concordante las
Ignimbritas anfibolíticas. Ya dentro del área de detalle se observa que a continuación de las ignimbritas
se produce otro derrame de lavas denominadas Coladas andesíticas intermedias que apoyan de manera
concordante sobre las ignimbritas (foto 3-7). Esta secuencia de litologías concordantes es intruida por
distintos cuerpos subvolcánicos someros de composición dacítica y andesítica (foto 3-2A), en este último
caso con abundantes enclaves microgranulares máficos.
Posiblemente utilizando las mismas fracturas que los cuerpos anteriores aparece un conjunto de domos,
diques y lavas de composición riolítica (Centro Volcánico Cerro Tetis) con típico bandeamiento de flujo,
que intruye y derraman sobre el cuerpo subvolcánico dacítico (foto 3-13). La última unidad de carácter
extrusivo corresponde a un nuevo derrame de las Coladas andesíticas superiores, que se apoyan en
contacto directo sobre el cuerpo subvolcánico dacítico (foto 3-5A).
Finalizando la secuencia jurásica se encuentra, hacia el norte, un depósito de tipo autoclástico
correspondiente al Aglomerado volcánico andesítico apoyando directamente sobre ignimbritas y lavas
riolíticas (figura 3-8).
Dentro de esta área no se registran afloramientos de depósitos piroclásticos de caída, sin embargo, en
las proximidades hay abundantes afloramientos de este tipo que en su mayoría se encuentran por
encima de ignimbritas y lavas andesíticas y son intruidos por domos riolíticos.
Los productos del retrabajamiento de estas unidades tampoco afloran en el área de detalle, pero dentro
del área de tesis se los ha observado hacia la parte superior de la secuencia, aunque en ocasiones se
encuentran coronados por rocas ignimbríticas (foto 3-21).
Figura 5-2: Perfiles geológicos actuales.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 91

Geocronología
Se han llevado a cabo tres dataciones de las volcanitas jurásicas correspondientes al área de tesis
mediante la metodología U-Pb en circones en la Universidad de San Pablo (Brasil). Éstas fueron
realizadas sobre unidades ubicadas en las partes medias de la secuencia jurásica y son representativas
de las Coladas andesíticas intermedias, del Cuerpo subvolcánico dacítico y del Cuerpo subvolcánico
andesítico.
Figura 5-3: Comparación de las dataciones obtenidas.
Los resultados obtenidos (figura 5-3) reflejan concordancia con las relaciones estratigráficas observadas
en el campo, indicando que las facies subvolcánicas intruyeron a la secuencia coronada por las Coladas
andesíticas intermedias (figuras 5-2 y 5-7). Además, demuestran la coexistencia de magmas de distintas
composiciones, reafirmando el concepto de coetaneidad entre ambas unidades, ya propuesto por
Echeveste, et al. (2001) y Guido (2002).
En base a dataciones mediante Rb-Sr sobre roca total, Pankhurst y Rapela (1995) llegan a la
conclusión de que si bien el volcanismo tuvo una duración de alrededor de los 20 Ma., cada centro
eruptivo local permaneció activo durante solo 1 o 2 Ma. A partir de este concepto se puede interpretar
que dentro del área de estudio existió más de un centro eruptivo, como es modelizado en la figura 5-7.
Uno de los aportes más recientes, que realiza una integración e interpretación de las dataciones
realizadas sobre el volcanismo jurásico de la Patagonia (incluida la Península Antártica), es el de Riley
et al. (2001), quienes subdividen este volcanismo en tres grandes episodios: V 1 , V 2 y V 3 , quedando la
gran mayoría de las volcanitas jurásicas del Macizo del Deseado dentro del episodio V 2 (172-167 Ma),
mientras que el V 3 (162-153 Ma) incluiría a las rocas del Complejo El Quemado (Argentina) y de la
Formación Ibáñez (Chile). Por lo tanto, las dataciones aquí presentadas quedarían dentro del evento V 3 .
Ahora bien, debe tenerse en cuenta que las muestras más occidentales correspondientes al Macizo
utilizadas por estos autores se localizan en los alrededores del área denominada Bajo Pobre (+/- 100 km
al este del área de la presente tesis), por lo tanto es posible interpretar que el volcanismo en el Macizo
se registró durante un intervalo de tiempo mayor al propuesto por estos autores, y que posiblemente la
actividad volcánica ha sido continua y no “escalonada” tal como lo sugieren los citados autores para la
Patagonia.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 92

Geoquímica
Para el análisis geoquímico conjunto de todas las muestras representativas de rocas jurásicas, se han
volcado los resultados obtenidos en la figura 5-4.
Como fuera explicado anteriormente, algunas de las muestras analizadas registran altos valores de LOI,
motivo por el cual no sería recomendable su clasificación a través del diagrama TAS (Le Maitre, 1989),
de todas formas, al ser el diagrama más utilizado con este fin en trabajos previos sobre las volcanitas del
Macizo, y tomando las salvedades del caso, pudo verse en la figura 5-4A que las muestras se distribuyen
desde el campo de las andesitas basálticas al de las riolitas con una buena representación en el campo
de las andesitas-dacitas, llamativamente contrario a lo marcado por Pankhurst y Rapela (1995) y Guido
(2002) quienes mencionan una ausencia, o al menos una marcada disminución en la frecuencia de rocas
entre las composiciones intermedias y ácidas. Por el contrario, las rocas asignadas a la FBP se ubican
entre 50,62 y 64,64% SiO 2 y las correspondientes al GBL entre 57,84 y 76,00% SiO 2 , manifestando una
superposición entre ambas unidades. Todo el conjunto de muestras se ubica dentro del campo
subalcalino, salvo la muestra de las Colada andesíticas superiores, que se encuentra levemente por
encima de la curva de Irvine y Baragar (1971) (figura 5-4A).
Figura 5-4: Gráficos de clasificación y afinidades de las distintas facies jurásicas.
A algunas de las muestras que no se encontraban ubicadas de la manera esperada en función de su
estudio petrográfico, probablemente debido a un alto grado de alteración, se las graficó en el diagrama
de clasificación de Winchester y Floyd (1977) (figura 5-4B). En este también pudo observarse una clara
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 93

superposición entre las poblaciones de ambas unidades, principalmente en el campo de las andesitas.
La muestra correspondiente a las Coladas andesíticas superiores que se ubicaba en el campo
subalcalino, se encuentra aquí en el límite entre las andesitas y las andesitas basálticas, lejos de las
rocas alcalinas. Asimismo, la muestra representativa de los Enclaves microgranulares máficos hallados
en el cuerpo subvolcánico dacítico que según el diagrama TAS correspondía a las dacitas, en este
gráfico se encuentra dentro del campo de las andesitas basálticas, próxima a las muestras de mayor
carácter básico asignadas a la Formación Bajo Pobre y lejos del conjunto de las muestras con mayor
tendencia ácida. Posiblemente esto se deba a que las biotitas que estos poseen estén reemplazando a
piroxenos originales producto de un magma con una afinidad similar al originario de la FBP.
Asimismo, una gran superposición ocurre cuando las muestras son graficadas en el diagrama de
afinidades de Irvine y Baragar (1971) (figura 5-4C). Si bien la mayoría de las muestras se manifiesta en
el campo calcoalcalino, el conjunto representativo del Grupo Bahía Laura lo hace hacia el extremo de los
elementos alcalinos (Na 2 O + K 2 O), mientras que las muestras asignables a la Formación Bajo Pobre
tienden a concentrarse en el centro del diagrama.
Por otro lado, se han realizado los diagramas de variación de óxidos de elementos mayoritarios y
elementos traza versus el contenido en SiO 2 (diagramas Harker), siendo los que presentan algún tipo de
trend de diferenciación los que se muestran en la figura 5-5. Aquí queda de manifiesto que los óxidos de
Al, Fe, y Ti tienen una clara relación inversa con el aumento de la acidez en las rocas, presentando el Mn
y Ca comportamiento similar, pero con un mayor grado en la dispersión de los datos, posiblemente dado
por un aumento en la sensibilidad frente a la alteración (Rollinson, 1993). El caso inverso es el de la
sumatoria de los óxidos de Na y K y de los elementos traza Ba y Rb, con una correlación positiva
directamente proporcional al aumento de acidez, mas allá de un posible aumento en la dispersión
producto de alteración.
De la comparación de las muestras entre unidades en estos mismos gráficos, surge que también existe
un intervalo de superposición en los valores registrados para cada óxido. Un comportamiento particular
reviste el caso del TiO 2 , ya que prácticamente, si consideramos a los Enclaves Microgranulares Máficos
como producto de un magma intermedio, no existe intervalo de superposición entre las muestras de la
FBP y el GBL.
Se ha incluido el contenido de los elementos traza (tabla 5-4) en un diagrama expandido (spider)
normalizado a MORB (Pearce, 1981) (figura 5-6). Del análisis de las unidades Bajo Pobre y Bahía Laura
por separado (figuras 5-6 A y B) surge que en las dos Rb y K crecen conforme al aumento en la acidez,
mientras que un comportamiento inverso tienen Ce, Ti y Sr. El resto de los elementos analizados (Ba, Y,
Nb, Zr y Th) no tiene un comportamiento claro en este sentido. Ambas unidades también registran, en la
gran mayoría de las muestras analizadas, valores de Nb menores a 12 ppm como, según Macdonald et
al. (1992), es característico para rocas de ambiente de margen continental (tabla 5-4).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 94

Figura 5-5: Principales diagramas de variación de óxidos y elementos traza versus SiO 2 (tipo Harker). Realizados en
base anhidra. Referencias como tabla 5-4
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 95

De la comparación conjunta de todas las facies jurásicas (figura 5-6C), surge un resultado similar al
obtenido mediante los diagramas de clasificación y de afinidades (figura 5-4), con un intervalo de
superposición de valores para cada elemento. Únicamente en los casos de Ba, Th y Ti existe una
cantidad de muestras significativas que no se superponen.
Litologías SiO2 TiO2 Al2O3 Fe tot MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 L.O.I. Ba Rb Sr Y Zr Nb Th Ce Nd
CSA 58,59 0,64 15,75 6,59 0,11 2,67 4,96 2,43 4,03 0,16 3,45 502 139 274 27 114 7 4 0 0
CAI 52,91 1,13 18,87 7,69 0,19 2,93 8,28 2,56 1,23 0,24 3,54 604 37 470 32 134 8 6 39 9
MC 57,50 0,73 16,29 6,71 0,14 2,10 5,69 2,85 1,53 0,20 5,70 641 40 477 34 206 9 6 33 8
MO 64,04 0,70 15,66 4,99 0,13 1,30 4,34 2,85 3,40 0,19 1,95 703 120 298 33 186 10 6 29 10
CAS 50,62 1,05 19,18 7,85 0,14 1,54 8,14 3,73 2,44 0,32 4,14 624 57 343 30 143 7 3 0 0
CAM 58,10 0,76 16,10 6,19 0,19 2,86 5,54 2,69 3,19 0,15 3,85 671 150 293 25 129 8 6 49 10
CSD 63,34 0,49 15,23 4,62 0,12 1,81 4,13 3,16 2,93 0,12 4,33 1112 93 245 29 145 10 6 47 8
EMM 62,76 0,84 13,81 5,85 0,15 1,50 4,91 2,81 2,20 0,21 4,99 1086 76 229 39 93 13 5 54 10
LR 75,67 0,16 12,30 1,37 0,03 0,30 0,60 2,16 6,08 0,04 1,35 939 205 92 26 122 9 12 32 5
IA 63,36 0,61 15,01 5,25 0,10 2,00 3,84 3,30 2,84 0,11 3,86 758 111 271 20 123 7 10 37 10
IAP 55,90 0,62 16,58 5,87 0,13 2,51 5,47 3,14 2,50 0,12 7,13 769 107 565 29 148 8 17 54 8
IMS 66,34 0,30 15,09 2,40 0,05 0,93 3,53 2,75 3,18 0,09 5,67 896 134 354 26 176 9 11 25 2
Tabla 5-4: Resultados geoquímicos, en promedio por litologías. Referencias: CSA: Cuerpo subvolcánico andesítico,
CAI: Coladas andesíticas inferiores, MC: Mingling claro, MO: Mingling oscuro, CAS: Coladas andesíticas superiores,
CAM: Coladas andesíticas intermedias, CSD: Cuerpo subvolcánico dacítico, EMM: Enclave Microgranular Máfico en
el Cuerpo subvolcánico dacítico, LR: Lavas riolíticas, IA: Ignimbrita anfibolítica, IAP: Pómez de ignimbrita anfibolítica
e IMS: Ignimbrita muy soldada.
Comparando con muestras pertenecientes a los sectores centro y este del Macizo del Deseado (figura 5-
6D) (Pankhurst y Rapela, 1995, Guido, 2002 y 2004 y Echeveste, 2005), surge que la Formación Bajo
Pobre (únicamente representada por facies lávicas) presenta marcadas anomalías positivas en Sr y Ti, y
negativas en K, Rb y Th, en relación a las muestras del Grupo Bahía Laura. Dentro de este grupo, existe
una tendencia a que las lavas representen los términos más diferenciados, mientras que la facies
subvolcánica sería la menos diferenciada.
Se puede concluir que los patrones generales de las muestras analizadas de la zona de tesis resultan
similares a la de las del centro y este del Macizo, salvo algunos casos puntuales:
-Tanto las muestras del Cuerpo subvolcánico dacítico, como los enclaves microgranulares máficos
(EMM) que éste incluye, presentan un patrón muy similar al de la Formación Bajo Pobre para K, Rb y Th,
y Ti en el caso de los EMM.
-Las Coladas andesíticas intermedias, el cuerpo subvolcánico andesítico y el “Mingling oscuro” presentan
valores anómalos en K y/o Rb, pudiendo esto deberse a un proceso de alteración sufrido por estas
rocas.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 96

Figura 5-6: Diagramas expandidos (“spider”) normalizados a MORB, según Pearce (1981). A y B de litologías
asignables al Grupo Bahía Laura y a la Formación Bajo Pobre respectivamente, C: Comparativo de ambas unidades
y D: correspondiente a muestras del centro y este del Macizo del Deseado.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 97

Isotopía Sm-Nd
Introducción
Existen varias técnicas analíticas que son utilizadas en la actualidad con el fin de comprender el origen y
procedencia de las rocas volcánicas. En este trabajo se ha tenido la posibilidad de analizar por isótopos
de Sm-Nd a una muestra representativa de las Coladas andesíticas inferiores reconocida como la unidad
jurásica más antigua del área en estudio, asignable a la F. Bajo Pobre (Lopez et al., 2006a). El análisis
fue realizado en el Centro de Pesquisas Geocronológicas del Instituto de Geología Isotópica de la
Universidad de Sao Paulo, Brasil.
Escasos trabajos previos presentaron información de este tipo para el Macizo del Deseado. Pankhurst y
Rapela (1995) han obtenido edades modelo Sm-Nd que sugieren una edad “Grenvilliana” para la corteza
inferior (según los valores de εNd obtenidos por los mismo autores y Pankhurst, et al., 2000) que
posteriormente da origen al magma que en el Jurásico da lugar al Complejo Bahía Laura.
Metodología y resultados obtenidos
El análisis realizado consistió en la determinación de los isótopos de Sm y Nd sobre roca total, mediante
las técnicas analíticas desarrolladas en el capítulo 2 y el resultado obtenido está expuesto en la tabla 5-
5.
Nro. Material Sm Nd
147 Sm/ Error
143 Nd/ Error f Sm/Nd T DePaolo εNd
muestra
(ppm) (ppm)
144 Nd
144 Nd (Ga)
R373 Basandesita 5,191 21,074 0,1489 0,0005 0,512514 0,000008 -0,24 1,2 -2,43
Tabla 5-5: resultados obtenidos de Sm-Nd, con los errores correspondientes a cada valor.
Los datos fueron procesados con el programa de Ludwig (2000) obteniéndose una edad según el
modelo manto empobrecido (“depleted-mantle model age”) de 1,2 Ga. Esta edad, según DePaolo et al.
(1991) marcaría el momento en el que un magma es separado del manto.
Por otro lado se obtuvo el parámetro denominado εNd, el cual consiste en la comparación de la relación
isotópica de la muestra con la relación isotópica del condrito (calculado para la misma edad en ambos
casos).
Discusión e Interpretación
En el trabajo de Pankhurst y Rapela (1995) fueron analizados dos grupos de muestras
correspondientes al Macizo del Deseado (tabla 5-6), uno compuesto por rocas intermedias colectadas en
el sector central y otro con muestras de tendencia ácida, representativas de la parte oriental del Macizo.
Por un lado la edad modelo obtenida en este trabajo se ubicó dentro del rango de valores obtenidos por
otros autores, mientras que para el caso del parámetro εNd, el valor obtenido resultó mayor a los de las
rocas intermedias y menor al de las rocas ácidas. Si bien este dato es significativo, sería necesario una
mayor cantidad de datos, abarcando también una amplia gama litológica, como para definir si se trata de
una tendencia puntual, local o regional.
Esta muestra también se encuentra incluida en los valores de εNd (-2 a -5) obtenidos para los eventos
volcánicos V2 (172-162Ma) y V3 (157-153Ma) según Pankhurst, et al. (2000).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 98

Muestra Localidad Material Sm(ppm) Nd(ppm) Sm/Nd Nd/Nd εNd T DM (Ga)
BL Puerto Deseado n/d 24,860 117,643 0.1292 512472 -1,8 1,1
PD130 Puerto Deseado riolita 5,095 28,132 0.1095 0.512419 -1,9 1,2
PD128 Puerto Deseado traquidacita 1,422 38,646 0.1161 512352 -1,1 1,3
BP3 Bajo Pobre basandesita 10,767 51,909 0,1254 0,512362 -3,8 1,3
BP5 Bajo Pobre andesita 3,188 15,027 0,1282 0,51234 -4,3 1,3
BP7 Bajo Pobre andesita 3,172 14,867 0,129 0,512347 -4,2 1,3
BP9 Bajo Pobre andesita 3,075 14,469 0,1285 0,512351 -4,1 1,3
R373 área de Tesis basandesita 5,191 21,074 0,1489 0,512514 -2,4 1,2
Tabla 5-6: Valores obtenidos en el presente trabajo y por Pankhurst y Rapela (1995).
De todos modos como se ha visto antes, los estudios de petrología, geoquímica y geocronología,
sumados al detallado mapeo de campo, evidencian una íntima relación entre las facies volcánicas y
volcaniclásticas jurásicas, permitiendo asignar a la muestra de las Coladas andesíticas inferiores, como
representativa del volcanismo jurásico a escala local. A esto se le suma la proximidad entre valores
registrados por muestras intermedias y ácidas que llevó a Pankhurst y Rapela (1995) a asumir una
cogénesis de ambos grupos para el sector central del Macizo del Deseado.
Es así que puede asumirse que el valor de T DM = 1,2 Ga representa la edad en la cual el protolito crustal
andesítico se diferenció del manto, y por lo tanto estaría reflejando una edad Proterozoico medio
(“Grenvilliana”) para la primitiva corteza continental de la región (figura 5-7), concordando con las
conclusiones de Pankhurst y Rapela (1995) para las muestras del centro y este del Macizo.
Figura 5-7: Esquema interpretativo del momento en el cual una diferenciación del manto da origen a la corteza
inferior.
El valor de εNd indica una proveniencia de la corteza continental inferior al menos para las coladas
andesíticas inferiores de la secuencia volcánica del área.
Finalmente, y como fuera puntualizado por Lopez et al. (2006a), este valor estaría de acuerdo con la
hipótesis de que el volcanismo jurásico fue generado a partir de un magma andesítico-dacítico,
isotópicamente uniforme (εNd~-3) producto de la anatexis de una corteza inferior de composición máfica,
de edad “Grenvilliana” (Riley et al., 2001).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 99

Discusión y Conclusiones
Marco geotectónico y Fuente de calor
Se han reconocido en el mundo varios ejemplos de volcanismo similares al desarrollado en el Macizo del
Deseado durante el Jurásico, tanto asociados a márgenes continentales, rifts continentales e
intracontinentales como vinculados a magmatismo derivado de plumas mantélicas.
Para el caso del Macizo del Deseado, o de la Patagonia a mayor escala, se han propuesto diversos
modelos geotectónicos como procesos principales en el origen del volcanismo jurásico:
1- Inicio del desmembramiento de Gondwana (Storey et al., 1992): Episodio de rift generalizado durante
el Jurásico medio a superior (Uliana et al., 1986).
2- Desarrollo inicial del arco magmático andino (Jurásico medio) con sistema de rift de retroarco
(Bertrand et al. ,1999; Feraud et al. 1999): con una migración hacia el sudoeste, posiblemente
controlada por un empinamiento de la zona de subducción o una velocidad de roll-back negativa de la
trinchera oceánica, como lo evidencia la acumulación de rocas de arco en sistemas de hemigrábenes de
orientación NNO-SSE.
3- Impacto periférico de la pluma KAT (Karoo-Antartic-Tasmania) (Cox, 1992; Pankhurst et al., 2000):
Emplazamiento de la doleritas Ferrar y rocas máficas asociadas en sectores adyacentes a la Patagonia.
Riley et al. (2001) sostienen que debido a que las temperaturas alcanzadas en ambientes de arco
suelen ser menores a 1000°C, es probable que la fusión se haya iniciado por el calentamiento asociado
a efectos periféricos de la pluma mantélica del Karoo.
Sin embargo, estudios de petrología experimental (Rushmer, 1991) sugieren que la fusión parcial puede
obtenerse por adelgazamiento cortical bajo un campo de deformación extensional (Dalziel et al., 2000),
sin necesidad de un gran aporte de calor.
Posiblemente ha sido una combinación de todos estos factores los que dieron lugar a las condiciones
tectónicas favorables para la generación y emplazamiento de las rocas jurásicas.
Génesis de las volcanitas jurásicas
Pankhurst y Rapela (1995) proponen un origen por fusión parcial de la Corteza Inferior para los
términos intermedios, y a continuación varios estadíos de fusión parcial y cristalización fraccionada que
da lugar a los términos más ácidos, basándose principalmente en el enriquecimiento en elementos
livianos (LILE), como puede observarse en la figura 5-6.
Sin embargo, Riley et al. (2001), sostienen que a partir de la anatexis de una corteza inferior máfica
hidratada (de edad “Grenvilliana”), mezclada con componentes fraccionados de un subplacado máfico se
dio lugar a un magma isotópicamente uniforme de composición andesítico- dacítica a través de procesos
de mezcla, asimilación, almacenamiento y homogenización (MASH según sus iniciales en inglés).
Luego, y como consecuencia de procesos de asimilación (de rocas de composición isotópica similar) y
cristalización fraccionada (ACF) en cámaras mágmáticas ubicadas en la corteza superior, se originaron
grandes volúmenes de magmas riolíticos (figura 5-8).
También proponen que pequeñas variaciones isotópicas registradas pueden deberse a variables grados
de contaminación en los niveles corticales medio y superior, dejando en claro que cámaras magmáticas
individuales tuvieron patrones evolutivos distintos a partir del mismo magma original (producto del
MASH) debido a pequeñas diferencias en cuanto a la naturaleza y cantidad del material asimilado.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 100

Aceptando estas teorías sobre la génesis de las volcanitas, una manera razonable de interpretar el por
qué son mucho más abundantes los términos riolíticos que los intermedios, es que la mayoría de los
magmas andesítico - dacíticos generados por la fusión parcial de la corteza inferior, en su ascenso hacia
la superficie sufrieron procesos de asimilación de roca hospedante, dando lugar a mayores volúmenes
de magmas y de mayor contenido en SiO 2 , mientras que solo unos pocos llegaron directamente a la
superficie manifestándose como lavas o cuerpos subvolcánicos y diques someros, mediante un
volcanismo de tipo fisural.
Figura 5-8: Esquema representativo de los modelos genéticos para el Complejo Bahía Laura
Criterios de diferenciación entre FBP y GBL
Estratigráfico
Como se ha evidenciado precedentemente, existe en el sector noroccidental del Macizo del Deseado
una interdigitación tanto entre las facies piroclásticas de caída y retrabajadas con las facies piroclásticas
de flujo, como entre éstas últimas y lavas intermedias, tal como fuera manifestado por Echeveste et al.
(2001) y Guido (2002) para los sectores centro y este respectivamente, indicando que no sería correcto
utilizar este tipo de relaciones para adjudicar nombres formacionales independientes a estas dos
unidades.
Para interpretar el por qué de esta situación habría, al menos, dos escenarios posibles:
-Uno es que pequeñas cámaras magmáticas muy próximas ente sí, evolucionen individualmente, y a
través de procesos de cristalización fraccionada, pasen de intermedias a ácidas, dando lugar a que sus
productos efusivos y explosivos se intercalen en la superficie, pero de esta forma sería muy difícil de
explicar el gran volumen de magma riolítico en relación al escaso magma intermedio.
-El otro es que la mayor parte de los magmas andesítico – dacíticos producto de la fusión parcial de la
corteza inferior, en su ascenso a la superficie hayan asimilado gran cantidad de material con una
composición isotópica similar, dando lugar a grandes volúmenes de magma riolítico, a pesar de que en
algunos casos pudieran haber llegado, a través de fracturas profundas, rápidamente a la superficie
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 101

dando lugar principalmente a coladas intermedias, marcando una coexistencia de “cámaras magmáticas”
con composiciones diferentes lo que también brinda un marco para la generación de mezcla de los
magmas a medida que éstos avanzan hacia la superficie dando origen a nuevos magmas o dando lugar
a los procesos de mezcla.
Así podría explicarse la diferencia en volumen entre ambas unidades y la tendencia a que los términos
intermedios, que aunque se encuentran intercalados con unidades ácidas, se concentren hacia la base
de la columna jurásica.
Esta última hipótesis estaría de acuerdo con la génesis del volcanismo jurásico propuesta por Riley et
al., (2001) y es la que se interpreta como más correcta, por lo que fue la utilizada en el presente trabajo
(figura 5-8).
Geocronológico
A partir de la recopilación de las dataciones existentes del volcanismo jurásico del Macizo queda
manifiesto que los intervalos temporales representativos de ambas unidades prácticamente se
superponen, dado que la Formación Bajo Pobre estaría circunscripta entre los 177 ± 4 y 150,6 ± 2 Ma
(Pankhurst et al., 2000 y Guido et al., 2006) y el Grupo Bahía Laura entre los 177,8 ± 1,8 y los 148,0 ±
2 (Pankhurst et al., 2000 y Tessone et al., 1999), con lo cual la edad tampoco sería un criterio válido
como elemento de diferenciación entre ambas unidades.
Petrográfico
Para la presente investigación se han realizado en el orden de 150 cortes petrográficos, sobre un total de
aproximadamente 250 muestras de rocas jurásicas recolectadas.
Del estudio de los especímenes en muestra de mano y bajo el examen microscópico se observó que
todas las muestras asignadas al Grupo Bahía Laura en los trabajos de mapeo, salvo los enclaves
microgranulares máficos de cuerpo subvolcánico dacítico, presentaban individuos de cuarzo y feldespato
alcalino (sanidina) subvolcánico o en la pasta en el caso de las lavas riolíticas.
CSA CAI MC MO CAS CAM CSD EMM LR IA IAP IMS
Qz X X X X X
Sa X X X X X
Plag X X X X X X X X X X
Cpx X X X X X X
Anf X X X X
Bt X X X X
Tabla 5-7: Resumen de los principales minerales encontrados en las distintas litologías. según: CSA: Cuerpo
subvolcánico andesítico, CAI: Coladas andesíticas inferiores, MC: Mingling Claro, MO: Mingling Oscuro, CAS:
Coladas andesíticas superiores, CAM: Coladas andesíticas intermedias, CSD: Cuerpo subvolcánico dacítico, EMM:
Enclaves microgranulares máficos, LR: Lavas Riolíticas, IA: Ignimbrita anfibolítica, IAP: Pómez de Ignimbrita
anfibolítica e IMS: Ignimbrita Muy Soldada.
Por otra parte, las muestras representativas de la Formación Bajo Pobre, presentan menor variabilidad
en cuanto a la mineralogía presentada, estando constituidas básicamente por plagioclasa intermedia,
generalmente zonada y clinopiroxeno.
De aquí se desprende que, si sólo se realiza una clasificación en base a la mineralogía (tabla 5-7), se
puede llegar a una diferenciación entre unidades que en realidad solo esté reflejando distintas
condiciones de evolución y emplazamiento de los magmas, y que no se encuentra reflejada en un
marcado cambio en la composición química de las rocas.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 102

A esto se debe que los trabajos de décadas atrás hayan utilizado la separación de las unidades en
distintas formaciones, mientras que desde que comenzaron a realizarse análisis geoquímicos por
elementos mayoritarios, traza e isótopos, la tendencia es a unificarlas dentro de un único grupo
(Pankhurst y Rapela, 1995, Riley et al., 2001, Guido, 2002, entre otros).
Asimismo, a partir de los estudios llevados a cabo en este trabajo se considera que no es adecuado
tomar como parámetro de diferenciación entre la Formación Bajo Pobre y el Grupo Bahía Laura la
presencia o no de cuarzo y el color de roca. Esto es claro haciendo el ejercicio práctico de, una vez
realizada la separación según este parámetro, hacer un promedio de los elementos traza. Como
resultado se obtendrán dos patrones separados por un intervalo, mientras que utilizando todas las
muestras por separado podríamos observar que muestras con y sin cuarzo muestran patrones muy
similares como puede verse en la figura 5-6 C.
Geoquímico
Se ha abarcado el estudio del volcanismo jurásico, desde el punto de vista geoquímico, mediante la
utilización de diversos tipos de gráficos: de clasificación, de afinidades, con diagramas tipo Harker, y
diagramas normalizados, utilizando tanto elementos mayores como trazas.
Si bien se han podido determinar patrones generales para cada unidad (Formación Bajo Pobre y Grupo
Bahía Laura), al realizar los estudios discriminando las distintas facies litológicas, como en la presente
tesis, queda de manifiesto que varias de ellas tienen comportamientos intermedios entre ambos
patrones, posiblemente debido a variables grados y mecanismos de mezclas de magmas, entre cámaras
en evolución contemporánea.
Nomenclatura estratigráfica
A partir de lo desarrollado anteriormente, surgen los siguientes interrogantes: ¿Cuál sería la
nomenclatura estratigráfica más indicada para el volcanismo jurásico del Macizo del Deseado? ¿Es
conveniente incluir a la Formación Bajo Pobre dentro del Grupo Bahía Laura?
Para abordar estas preguntas se debería, como primer paso, dejar en claro que aunque hoy en día
siguen siendo ampliamente usados los términos formacionales de Chon Aike para las lavas, ignimbritas y
pórfidos ácidos y La Matilde para depósitos piroclásticos de caída y retrabajados, estos fueron
adjudicados hace alrededor de medio siglo.
Basándose en los nuevos enfoques sobre terrenos volcánicos, alcanzados durante los últimos 20 años,
sería conveniente reunir a todas las litologías de ambas unidades dentro de un conjunto más amplio,
utilizando nomenclaturas litofaciales al momento de realizar mapeos, lo que permitiría una correlación
directa entre unidades alejadas, y colaboraría hacia un entendimiento más acabado de los procesos
volcánicos ocurridos. Esto se propone con un fin mucho más allá que el del orden estratigráfico en la
confección de mapas u otras tareas. Por el contrario esto debería llevar a quien comenzara a trabajar en
el Macizo del Deseado a la rápida idea del vinculo genético entre estas unidades, más allá de su
diferencia mineralógica, química, etc.
Ahora bien, en cuanto a la relación entre la Formación Bajo Pobre y el Grupo Bahía Laura, es evidente a
partir de las observaciones en la presente tesis doctoral, que durante el tiempo que duró el volcanismo
jurásico, coexistieron magmas de distintas composiciones, y que además, cuando las condiciones fueron
las propicias, estos se mezclaron para dar lugar a “rocas de mezcla”.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 103

A su vez, la naturaleza volcánica de ambas unidades da lugar a la generación de facies con grandes
variabilidades en cortas distancias, dando lugar a relaciones de discordancia angular entre unas y otras
que fueran depositadas de manera contemporánea a escala geológica.
Por tal motivo se cree conveniente la unificación del conjunto de las rocas jurásicas bajo del nombre de
Complejo Bahía Laura del modo que fuera propuesto pioneramente por Feruglio (1949) y sugerido
también, luego del conocimiento regional del Macizo del Deseado por Sruoga (1989), de Barrio et al.
(1999) y Guido (2002).
Conclusión - Modelo genético para el Jurásico en el área de estudio
A partir de la integración de todos los datos analizados anteriormente, se ha esbozado un modelo
geológico evolutivo para el área estudiada.
El desarrollo del volcanismo jurásico comenzaría con la extrusión continua de un conjunto de lavas e
ignimbritas que finaliza con las Coladas andesíticas intermedias, que posteriormente es intruido por los
Cuerpos subvolcánicos dacíticos y andesíticos (figura 5-8 A).
Luego de un período de calma en el volcanismo, dominado por la erosión, los Cuerpos subvolcánicos
llegan a la superficie donde, al menos el de composición dacítica, que es parcialmente cubierto por los
productos del magmatismo riolítico y la Colada andesítica superior (figura 5-8 B), manifestando la llegada
directa de magmas intermedios, ácidos y el producto de la mezcla de ambos.
Figura 5-7: Modelo de evolución jurásica para el sector estudiado. A: al momento de intrusión de los cuerpos
subvolcánicos. B: al momento de finalización del magmatismo jurásico.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 104

CAPÍTULO 6
MINERALIZACIONES
Y
METALOGÉNESIS

Las mineralizaciones epitermales en el Macizo del Deseado
En el Macizo del Deseado se tiene conocimiento de la existencia de concentraciones auríferas desde hace
alrededor de 30 años. Los primeros trabajos consisten en los informes inéditos de Genini (1976 y 1977b),
que más tarde se cristalizaron en publicaciones de Genini (1984, 1990), donde se destacaba la presencia de
depósitos epitermales, dando lugar al descubrimiento del yacimiento Cerro Vanguardia, principal mina en
explotación en la región.
Los trabajos de esta índole, llevados a cabo en el Macizo, siguieron el ritmo del precio del oro y la plata en el
mercado mundial, además de variables de tipo local (legislación, logística, etc.)
Por tal motivo se da que durante la década del 80 y principios de los ’90 la exploración haya sido llevada a
cabo principalmente por el estado nacional (Plan Patagonia Comahue - Secretaría de Minería de la Nación),
mientras que alrededor de los años 93 – 94, comienza su entrada un gran número de empresas mineras
internacionales. Es allí cuando el Instituto de Recursos Naturales comienza a realizar trabajos enfocados a la
prospección de depósitos epitermales, pero sobre todo apuntando al entendimiento del modelo de
mineralización y al marco geológico en el que éstos se habían generado.
Así se fueron encontrando áreas con vetas, vetilleos, stockworks, brechas y en algunos casos mineralización
diseminada en domos riolíticos, asignados al tipo epitermal de baja sulfuración por Fernández y de Barrio
(1994) en primera instancia.
Al mismo tiempo, desde los primeros trabajos se adjudicó una vinculación tanto espacial como temporal
entre las mineralizaciones y el volcanismo jurásico, siendo Arribas et al. (1996) los primeros en datar la
mineralización mediante K-Ar sobre Illita del depósito Cerro Vanguardia, obteniendo edades entre 151 y
152,4 ± 3,6 Ma (Jurásico superior).
Varios trabajos de síntesis se han llevado a cabo (Schalamuk et al., 1995, 1997, 1999a y 2002), logrando
una integración mediante un modelo de mineralización regional bajo la denominación de Provincia
Auroargentífera del Deseado, vinculado a un magmatismo bimodal, en el marco de la antesala de la apertura
del océano Atlántico, con la formación de hemigrábenes de rumbo NNO.
Recientemente, estudios de detalle que se encuentran en desarrollo sobre los depósitos de Mina Martha y
Cerro León (Gonzalez Guillot et al., 2004 y Jovic et al., 2004) han abierto el espectro de mineralizaciones
del Macizo hacia depósitos de tipo sulfuración intermedia, quizás alta sulfuración (según Hedenquist et al.,
2000) con mena argentífera constituida por pirargirita, miargirita, freibergita, polibasita, plata nativa, argentita
y cerargirita en el primero de los casos y anomalías en Sn, W, Bi, In, Cd y Ag dada por la presencia de
arsenopirita, calcopirita, kesterita, casiterita, estannita, hubnerita, ferberita, sulfosales de Bi-Ag-Pb, argentita,
freibergita, esfalerita rica en In, tetraedrita, enargita, galena, bournonita, greenockita y wurtzita (Jovic et al.,
2005) en el segundo caso. De esta forma se ve acrecentado el potencial minero del Macizo hacia metales
base o elementos traza, antes no tenidos en cuenta en las tareas de exploración.
En la actualidad la minería en el Macizo del Deseado se encuentra en plena actividad, con Cerro Vanguardia
(CV) y Mina Martha (MT) en producción, Manantial Espejo (ME) y San José (SJ) en estudios de factibilidad y
alrededor de un centenar de proyectos en distintas etapas de exploración (mapeos de detalle, estudios
geofísicos, perforaciones, etc) de los cuales los más importantes son:
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 106

Microondas-Martinetas (MM), Cerro Chato (CC), Tres Hermanas (TH), Bajo La Leona (BL), Chispas (CH),
Buena Esperanza (BE), Laguna Guadalosa (LG) y Cerro Moro (CM), en la zona oriental; La Josefina (LJ), El
Dorado-Montserrat (DM), La Valenciana (LV), Cerro León (CL) El Puntudo (EP), La Esperanza (EZ) y La
Manchuria (LM) en la zona central y Cerro Negro (CN), Eureka-La Mariana (área de la presente tesis-AT), La
Emilia (LE), Río Pinturas (RP), El Macanudo (EM), La Marcelina (ML) y La Marciana (MR) en la zona noroccidental
y (figura 6-1).
Figura 6-1: Ubicación de las principales mineralizaciones epitermales del Macizo del Deseado, modificado de
Schalamuk et al. (1997).
En el sector Noroccidental del Macizo, el estudio de los depósitos epitermales ha tenido una evolución
similar, aunque con una concentración mayor de los trabajos en los últimos años, principalmente debido esto
a una logística un tanto más complicada. Los primeros aportes aquí fueron los de Genini (1977a) quien
realizó mapeo y muestreo de detalle para el Plan Patagonia-Comahue. Las conclusiones fueron el hallazgo
de tres sectores de interés minero: A° Colorado, A° Paralelo y A° 17, consistentes los primeros dos, en áreas
con alteraciones de color pardo, amarillo y rojo con impregnaciones de óxidos de manganeso, paraatacamita
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 107

y cuprita. En cambio el área A° 17 (conocido en la actualidad como proyecto Río Pinturas) tiene como rasgo
más destacable la presencia de un intrusivo riolítico, según petrografía, intruyendo a una serie de tobas
estratificadas. El cuerpo presenta en su parte inferior intensa piritización, acompañada de silicificación,
sericitización y caolinitización, al mismo tiempo que guías de galena y esfalerita, aunque el muestreo
geoquímico allí realizado no reveló anomalías auríferas de consideración.
Sobre el cuerpo subvolcánico del A° 17 se hicieron varios trabajos posteriores apuntado a la exploración de
Pb-Zn. Ametrano et al. (1978), realizaron una caracterización petrográfica de las rocas jurásicas y su
alteración hidrotermal, identificando para el cuerpo Subvolcánico la presencia de un 10% de fenocristales,
con tamaño máximo de 4mm, representados por cristales tabulares de feldespato alterado y escaso cuarzo.
Microscópicamente se identificó que la pasta estaba compuesta por agregado de cuarzo y feldespato con
texturas felsítica, microesferulítica y microgranosa con insignificante participación de mineral fémico,
posiblemente biotita. También se detectaron gránulos de rutilo y escasos granos de pirita, al mismo tiempo
que algunas vetillas con óxidos de hierro.
En este mismo trabajo se remarca el pequeño tamaño del cuerpo, menor aún que el sugerido por Genini
(1977a), al caracterizar mediante la petrografía a algunos de los afloramientos que este último otorgara al
cuerpo Subvolcánico, como pertenecientes a un nivel ignimbrítico.
Desde el punto de vista de las alteraciones, se reconocieron silicificación, argilización y sericitización.
La mineralización está representada por galena, esfalita y pirita en finas vetillas de hasta 2 mm de espesor y
diseminado exclusivamente de pirita, localizados en tobas brechosas blanquecinas próximas al cuerpo
Subvolcánico que solo cuenta con una fina y escasa pirita diseminada.
De los restantes proyectos del noroeste es San José (Minera Santa Cruz, producto de la unión entre Minera
Andes y Mauricio Hochschild & Cia.) el que en la actualidad reviste la mayor importancia desde el punto de
vista minero. Los estudios de factibilidad que se encuentran en desarrollo fueron llevados basándose en la
veta Huevos Verdes, estructura vetiforme de cuarzo, discontinua a lo largo de 2,2 km. donde se han
encontrado principalmente tres clavos mineralizados: norte, centro y sur con valores de hasta 50,12 g/t Au y
5149 g/t Ag a lo largo de 0,55 m, 19,23 g/t Au y 598 g/t Ag en 0,41 m y 46,78 g/t Au y 2093 g/t Ag sobre 0,36
m respectivamente. Durante estos estudios y basándose en anomalías geofísicas, se encontró otra
estructura, paralela, cubierta por los basaltos terciarios. Se la denominó veta Frea y se cree que
incrementará en mucho las reservas del proyecto ya que una perforación ha cortado un clavo mineralizado
con 155,51 g/t Au y 11619 g/t Ag sobre 0,40 m. (www.minandes.com).
El área de tesis se encuentra dentro del Proyecto Cerro Negro (Andean Resources Ltd.) de
aproximadamente 25000 hectáreas de extensión (figura 6-2), cubierta en su totalidad por propiedades
mineras (figura 6-3). Las principales áreas dentro de este proyecto son: Vein Zone, Mariana sur y Eureka
(estas últimas dos dentro del área de tesis). Si bien empresas que antes tuvieron los derechos de
exploración (Pegasus Gold International Inc., MIM Argentina, y Oroplata Limited entre otras) llevaron a cabo
mapeo detallado, perfiles geofísicos y perforaciones en las mineralizaciones del área de tesis, los principales
esfuerzos exploratorios están hoy concentrados en el área Vein Zone. Las campañas de perforaciones allí
realizadas, hallaron mineralización vetiforme con relleno de cuarzo, calcedonia y adularia, con texturas
típicas de sistemas epitermales de baja sulfuración, en gran parte cubierta en superficie por sedimentos
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 108

modernos. Algunos de los resultados obtenidos han arrojado valores como 83,6 m con 6,16 g/t Au, 22,1 m
con 4,2 g/t Au y 8,6 m con 9,5g/t Au. En base al conjunto de datos colectados, la empresa ha reportado
reservas inferidas por 6.000.000 tn con 3,2 g/t Au (620.000 onzas) (www.andean.com.au).
Figura 6-2: Límite de las áreas involucradas en el proyecto Cerro Negro.
Dentro del área de tesis se destaca por sus dimensiones la veta Eureka, rasgo que fue detectado alrededor
de los años 95-96 en una campaña de exploración mediante vuelos en helicóptero llevado a cabo por la
empresa Pegasus Gold Incorporated. A partir de este hallazgo se comenzaron a prospectar las áreas
vecinas y así fue como se encontraron las vetas correspondientes al sector Mariana sur y otras
manifestaciones vecinas.
Más allá de la documentación anteriormente presentada, la cual es de dominio público, no se ha podido
contar con la información obtenida por estas empresas motivo por el cual se ha trabajado desde el comienzo
casi sin información de base.
El presente capítulo tiene como objetivo la caracterización de éstas mineralizaciones y de otros rasgos
producto de la acción de los sistemas hidrotermales jurásicos en el área (rasgos geotermales de superficie,
áreas de alteración, etc.).
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Figura 6-3: Cateos mineros y manifestaciones de descubrimiento (con un reticulado interno) sobre el área de tesis.
Tomado del Catastro Minero de la provincia de Santa Cruz, Mayo 2005.
Las manifestaciones más importantes, se han caracterizado en base a su mineralogía, alteración
hidrotermal, texturas de cuarzo y geoquímica y se han investigado los fluidos mineralizantes a través de
estudios de inclusiones fluidas, de isótopos estables e isótopos de plomo, con la intención de definir el origen
de los mismos.
Finalmente se realiza el modelado del sistema hidrotermal y se brindan claves utilizables en la exploración
de estas mineralizaciones.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 110

Depósitos de tipo epitermal
A modo de introducción se realizará un breve resumen de los distintos tipos de depósitos epitermales
existentes, sus distintas clasificaciones (tabla 6-1), las características generales (tabla 6-2) y los principales
elementos para su diferenciación en el campo (tabla 6-3), aunque no faltan ejemplos puntuales que
contradigan estas generalidades.
Si bien las primeras menciones de este tipo de depósitos fueron las de Lindgren (1901), Lindgren y
Ransome (1906) y Ransome (1907) quienes trabajaron sobre mineralizaciones de los EEUU, los primeros
intentos de esquemas clasificatorios fueron hechos por Emmons (1918) y Lindgren (1922, 1933),
basándose en los principales minerales y elementos encontrados (tabla 6-1).
Tabla 6-1: Evolución en el tiempo de los esquemas clasificatorios de los depósitos epitermales, modificado de Sillitoe y
Hedenquist (2003). Los términos acuñados por Hedenquist et al. (2000), son los utilizados en la presente tesis.
Pero no fue hasta el final de los años 70 y principios de los 80, a propósito del aumento en el precio del oro,
que se generó en el mundo de la minería un fuerte interés en los depósitos de este tipo, dado que, sin
contabilizar al depósito de Witwatersrand (República Sudafricana) que cuenta aproximadamente con el 50%
del oro encontrado hasta el momento, los depósitos epitermales proveen al mundo alrededor del 25% del oro
(Hedenquist, 2002).
Por lo tanto desde esa época comienzan a hacerse los aportes fundamentales, en gran parte por los autores
citados en la tabla 6-1, dando lugar a la comprensión de éstos sistemas, su clasificación y guías de
exploración. Como características generales se ha llegado a que los depósitos epitermales forman parte de
sistemas hidrotermales relacionados a magmas que se emplazan en sectores poco profundos de la corteza.
Se forman a temperaturas menores a los 300ºC, correspondiendo a profundidades de menos de 1-1,5 km
bajo el nivel paleofreático. En estos sistemas el Au se moviliza como complejo bisulfurado y clorurado,
siendo la principal causa de precipitación la ebullición (Hedenquist et al., 2000; Cooke y Simmons, 2000).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 111

Durante los últimos 25 años las clasificaciones fueron fundamentalmente realizadas en base a los minerales
de mena y de ganga encontrados, así como a los principales productos de la alteración hidrotermal y los
metales de importancia económica hallados, todos estos criterios en dependencia directa de las
características (composición, pH, Eh, salinidad, etc.) del fluido mineralizante. Así fueron principalmente dos
los tipos de mineralización reconocidos, aunque con una gran variabilidad de nomenclaturas otorgadas.
Estudios más recientes de la variación en los estilos de estos depósitos, desde el ambiente tectónico a la
mineralogía, han dado lugar a tres ambientes principales reconocidos (John et al., 1999; John, 2001; tabla
6-1).
En el presente trabajo de tesis se utilizaron los términos universalmente aceptados en la actualidad: Alta
sulfuración (AS), Sulfuración intermedia (SI) y Baja sulfuración (BS), según Hedenquist et al. (2000), los
cuales se basan en el estado de “sulfuración” de las paragénesis hipógenas de los sulfuros (tabla 6-2). Este
concepto fue introducido por Barton y Skinner (1967) y Barton (1970) y se refiere a la estabilidad o estado
de los sulfuros en función de f S 2 (fugacidad de azufre) y temperatura (figura 6-4).
Figura 6-4: Estado de sulfuración de las paragénesis hipógenas de los sulfuros y ubicación de los distintos tipos
epitermales dentro de este marco. Modificado de Einaudi, et al. (2003).
Como puede verse en esta figura los tres tipos de depósitos evolucionan hacia los estados de “sulfuración”
más baja, principalmente producto de la interacción fluido-roca. Lo que también queda claramente manifiesto
es que las mayores diferencias entre los tres estilos radican fundamentalmente en las primeras etapas en la
evolución del fluido mineralizante.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 112

Además del estado de “sulfuración”, hay otros conceptos generales que le dan el marco a cada uno de estos
tipos. Así las características del fluido (principalmente su salinidad), el ambiente geotectónico, los controles
en el emplazamiento de la mineralización, y el origen del azufre, entre otros, son utilizados en la
diferenciación de estos tipos (tabla 6-2).
Vale la aclaración de que, según se ha visto en los ejemplos a nivel mundial, suele ser común la transición
entre AS y SI para un mismo depósito, siendo más rara la relación espacial como genética entre AS y BS o
SI y BS.
Tabla 6-2: Características generales en la diferenciación entre los tres tipos principales de depósitos epitermales.
Compilado de Sillitoe (1993); Hedenquist et al. (1996); Cooke y Simmons (2000); Hedenquist et al. (2000); Gemmell
(2002); Sillitoe y Hedenquist (2003) y Camprubi (2003).
Ahora bien, como las características descriptas en la tabla 6-2 se refieren principalmente a la génesis de los
depósitos de tipo epitermal, resulta muy compleja su aplicación en la exploración de los mismos.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 113

En la tabla 6-3 se resumen los rasgos característicos de campo que presentan cada uno de estos tipos,
obviamente producto de interacción entre los items involucrados en la tabla 6-2. De esta manera se llega a
los principales puntos a tener en cuenta al momento de la búsqueda de estos depósitos, y fue a través de la
combinación entre las propiedades de ambas tablas que se llegó a la clasificación de las mineralizaciones
ubicadas dentro del área de tesis.
Para la asignación de un depósito mineral a uno de los subtipos epitermales debe usarse la mayor cantidad
de elementos posibles, ya que casi cualquiera de éstos puede dar lugar a una clasificación errónea por si
solo, ya sea por evolución de un subtipo a otro o por superposición de subtipos dentro de un distrito minero,
como por características particulares de un determinado lugar.
Tabla 6-3: Fundamentales criterios de campo para la diferenciación entre los tres tipos principales de depósitos
epitermales. Compilado de Sillitoe (1993); Hedenquist et al. (1996); Cooke y Simmons (2000); Hedenquist et al.
(2000); Gemmell (2002); Sillitoe y Hedenquist (2003) y Camprubi (2003).
Los depósitos epitermales de tipo Baja Sulfuración se forman por la precipitación de fluidos hidrotermales
ricos en gases (CO 2 y H 2 S), de pH casi neutro, en general a temperaturas menores a 300°C, con un aporte
principalmente de aguas meteóricas, aunque a veces con participación de aguas magmáticas.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 114

Finalmente, a medida que se fueron conociendo los depósitos, surgieron, con base empírica, varios intentos
de subdivisiones entre los depósitos de baja sulfuración (Bonham, 1986; Sillitoe, 1993; White y Poizat,
1995, Sillitoe y Hedenquist, 2003), aunque de todas maneras, existen mineralizaciones de este tipo pero
con características muy particulares como el Cerro Rico de Potosí (Bolivia) con Sn-Ag y metales base, que
aún permanecen poco estudiados.
De la integración de las subdivisiones propuestas surge como principal herramienta de discriminación la
composición del magma asociado al depósito, lo que a su vez da lugar a variación en la composición del
fluido hidrotermal y mineralogía entre otras.
De esta manera se los subdivide según se encuentran relacionados a rocas alcalinas o a rocas subalcalinas.
Seguramente con el aumento del conocimiento sobre este tipo de depósitos, los subtipos serán más
claramente diferenciables, pero hasta el momento son los criterios manifiestos en la tabla 6-2 los utilizados
para la realización de esta discriminación.
Tabla 6-4: Características de los dos subtipos de depósitos epitermales de baja sulfuración. Compilado de Sillitoe (1993)
y Sillitoe y Hedenquist (2003).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 115

MINERALIZACIÓN EN EL ÁREA
En el área de trabajo se han reconocido varias manifestaciones de actividad hidrotermal jurásica, como
vetas y brechas epitermales con anomalías en oro y plata, sectores con alteración hidrotermal,
estructuras estromatolíticas (Guido et al., 2002a) y sinter silíceo (Lopez et al., 2003), representantes de
los distintos niveles reconocidos dentro de un sistema epitermal en actividad durante el Jurásico, que
gracias a la acción de la erosión y tectónica post-jurásica se presentan aflorando en forma contigua
(figura 6-5).
Dentro del conjunto de las mineralizaciones se destacan la veta Eureka y las vetas del Sector La Mariana
(también conocido como Mariana sur o Marianas), tanto por sus dimensiones, como por sus texturas y
valores en metales preciosos.
Figura 6-5: Distribución de las manifestaciones hidrotermales en el área de estudio (ver Anexo A2).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 116

SECTOR VETA EUREKA
Esta estructura se halla en el extremo sudoeste del área de estudio, en campos de las estancias Los
Tordos (al oeste) y Cerro Negro (al este) (figura 1-3) y posee como coordenadas centrales aproximadas:
2396500 / 4807000 (figura 6-6, ver Anexo A3).
Figura 6-6: Mapa de detalle de la veta Eureka.
Al norte del extremo noroccidental de la veta se encuentra un conjunto de vetas y vetillas de cuarzo,
calcedonia y calcita, que debido a sus particulares características fueron reunidas bajo la denominación
Vetilleo Norte (figura 6-5) y se tratarán por separado.
La veta Eureka fue descubierta por geólogos de la Empresa Pegasus Gold International Inc. durante la
primera etapa de intensa actividad exploratoria por parte de las empresas mineras en el Macizo del
Deseado promediando el año 1995, luego del hallazgo del Distrito Minero Cerro Vanguardia. Después de
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 117

elevamientos de superficie y un pequeña cantidad de perforaciones, pasó a ser de la compañía minera
Newcrest Inc. quien realizó una “Joint Venture” (Unión Transitoria de Empresas) con MIM Argentina S.A.
Juntas realizaron mapeo de las estructuras presentes, distintos tipos de muestreos, perfiles geofísicos y
algunas perforaciones. Durante el primer semestre del año 2000 esta Joint Venture decidió no continuar
con las tareas de exploración que se encontraba haciendo en Argentina, al igual que la gran mayoría de
las empresas mineras, en gran parte debido a una baja importante en el precio del oro. Tres años más
tarde la empresa australiana Oroplata Inc. realiza una nueva Joint Venture con la empresa MIM
Argentina y más tarde, para mediados de 2003, pasa a hacerse cargo del 100% del proyecto la empresa
Andean Resources Limited, pero en éstos últimos casos con el fin principal de realizar tareas de
exploración en las adyacencias del Cerro Negro, dejando postergada para una segunda etapa
exploratoria a la veta Eureka.
Dentro de las tareas realizadas en la presente tesis doctoral y en función del tamaño y complejidad de la
veta, se han realizado varios trabajos de campo, donde se fueron tomando muestras para la
caracterización del cuerpo mineralizado mediante distintas técnicas analíticas (petrografía, calcografía,
difracción de rayos X, inclusiones fluidas, entre otras). Además, sobre la misma se confeccionó un
levantamiento de detalle con teodolito escala 1:2.500, que finalmente fue graficado en un mapa a escala
aproximada 1:15.000 y en un conjunto de perfiles (figura 6-6, figura 6-7).
De todo este trabajo surge que la veta está representada principalmente por un relleno multipulso de
composición silícea (cuarzo-calcedónico), que aflora en forma discontinua a lo largo de 4,5 km mediante
un conjunto de lomadas ligeramente dislocadas, de rumbo general ONO (azimut N 300° a 310°).
La veta es de carácter subvertical, inclinando la mayoría de los casos hacia el SSO.
Aunque las características de la veta son muy variables a lo largo de su corrida, desde un principio, se la
ha podido subdividir en tres sectores con rasgos comunes: Noroeste, Centro y Sudeste (figura 6-6). Se
verá más adelante que el resto de las características de la veta (mineralogía, texturas de cuarzo,
geoquímica, etc.) apoyan esta subdivisión.
Es así que en relación al tipo de rocas que alojan la veta se ha visto que hacia el extremo noroeste la
veta está emplazada en un pequeño afloramiento del Cuerpo subvolcánico dacítico fuertemente alterado;
siguiendo por su corrida pasa rápidamente a tener como roca de caja a las coladas andesíticas
intermedias mientras que hacia el sector central prevalecen las ignimbritas y en el sudeste las tobas, en
éstos dos últimos casos con intensa silicificación (figuras 6-6 y 6-7).
Con la morfología y espesor de la veta ocurre algo similar: en el noroeste es característica la presencia
de un cuerpo principal de hasta 25 m de potencia, pasando al sector central a estar subdividida en 2 ó 3
ramas de 1 a 4 m de potencia, mientras que hacia el sudeste se manifiesta como angostas ramas que se
entrecruzan, en el orden de centímetros a decenas de centímetros, con “caballos” de roca de caja
silicificada entre ellas (fotos 6-1, figura 6-7).
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Figura 6-7: Perfiles de detalle de los sectores Noroeste, Centro y Sudeste de la veta Eureka.
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Fotos 6-1: vista de los afloramientos de la veta Eureka A: Noroeste, B: Centro y C: Sudeste.
Otra característica que se pudo observar en el campo es que se trata de una veta compuesta por un
conjunto de pulsos de relleno y reemplazo con crecimiento de tipo sintaxial (Durney y Ramsay, 1973),
esto es, a partir de un único plano ubicado en el centro de la fractura por donde penetra el fluido
hidrotermal cristalizando sobre ambas paredes. Por lo tanto el último material precipitado es el que se
encontrará hacia el centro de la veta mientras que los primeros estadíos se ubicarán hacia el contacto de
la veta con la roca de caja. Por otra parte se ha visto que este crecimiento puede ser tanto de tipo
simétrico como asimétrico.
La sucesión en el tiempo de estos pulsos es lo que permite que, producto de un continuo cierre
(principalmente por precipitación de minerales) y apertura (debido a sobrepresiones originadas por los
propios fluidos hidrotermales y/o por movimientos tectónicos) de espacios abiertos (mecanismo tipo
“crack-seal” según Ramsay, 1980) se generen espesores mayores a la decena de metros, como en el
caso de la veta Eureka (foto 6-1A).
Sobre ésta se ha podido discriminar un total de siete pulsos, en base a los componentes principales y a
sus texturas mesoscópicas. Más adelante se analizará la relación entre esta discriminación de pulsos
basada en observaciones de campo y el estudio microscópico de las texturas de cuarzo.
Los eventos en orden cronológico son:
Bandeado Costriforme: caracterizado por bandas de 5 a 10 cm., compuestas por cuarzo sacaroide
blanco, cuarzo gris con cristales de pirita fresca o boxwork de la misma y cuarzo cristalino. Asociado a
este y hacia los bordes hay también unos 2-3 cm reemplazos pseudomórficos de cristales de calcita de
tipo “bladed” (Morrison et al., 1989) (fotos 6-2).
Fotos 6-2: A: Bandeado costriforme en el sector noroeste de veta Eureka y B: detalle donde en el borde derecho se
observa estructura brechosa.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 120

Brecha Silícea: Clastos del evento anterior, subangulares de hasta 3 cm de diámetro en un cemento de
cuarzo sacaroide, a veces ferruginoso. La relación clasto / cemento es aproximadamente de 1:1,5.
Bandeado Coloforme: Milimétricas bandas de cuarzo fino y calcedonia de colores claros blanco, gris y
amarillo, con abundantes drusas o con cuarzo sacaroide rosado hacia el sector central (fotos 6-3 A). Es
muy común que dentro de este evento, algunos pulsos generen brechas dando lugar a texturas en
cucarda (fotos 6-3 B).
Fotos 6-3: Bandeado coloforme A: formando geodas y B: estructura en cocarda.
Brecha Silíceo Ferruginosa: Compuesta por clastos de los pulsos anteriores, generalmente angulosos,
de entre 2 y 5 cm de diámetro, aunque con individuos hasta 20 cm. Comúnmente tiene la particularidad
de presentarse con textura en rompecabezas. El cemento silíceo-ferruginoso de color rojo (fotos 6-4).
Fotos 6-4: Brecha silíceo ferruginosa A: vista de afloramiento y B: detalle donde pueden observarse clastos con
bandeado coloforme.
Evento Limonítico: Caracterizado por la presencia de limonitas y óxidos de manganeso, de colores negro
y ocres, en la mayoría de los casos mezclado con sílice. Muchas veces puede verse un reborde de color
caramelo rodeando sectores centrales de color negro, lo que puede interpretarse como que el color
caramelo se debe a la oxidación de minerales de Fe y/o Mn (foto 6-5 A). Se dispone como cemento de
brecha o metido en los pulsos bandeados anteriores originando un Pseudobandeado (fotos 6-5 B).
También aparece como reemplazo de carbonatos.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 121

Fotos 6-5: Evento limonítico A: en afloramiento B: detalle donde se observa el “Pseudobandeado”.
Cuarzo Masivo: Venas de espesor irregular de hasta 30 cm de potencia, de cuarzo blanco, sacaroide a
lechoso, que se disponen cortando los pulsos anteriores. Es característico de sector central de la veta
Eureka (fotos 6-1 B).
Multibrecha: En esta brecha se distinguen clastos
silíceos blancos de aparente textura maciza con
bordes desdibujados, en un cemento silíceo
ferruginoso. Como este evento aparece en el sector
sudeste de la veta, llegando a ser el único pulso
presente en el extremo sudeste, se interpreta que los
clastos pueden pertenecer a varias de las texturas
anteriores, que al brecharse, ser transportados,
reaccionar con el fluido, y recristalizar perdieron su
textura original.
Fotos 6-6: vista del afloramiento de la “Multibrecha”.
Cabe aclarar en algunas partes del sector central, y concentrándose hacia el SE, aparecen dentro de la
veta, lentes con una textura altamente porosa denominada durante los trabajos de campo como
estructura en Panal de Abejas (fotos 6-7). Se interpreta a la misma, como el reemplazo de las rocas
piroclásticas (ignimbritas y tobas) por sílice a poca
profundidad (50-100 m).
No es clara su vinculación con alguno de los
eventos que generaron las texturas anteriormente
descriptas, pero no genera brechamiento, sino
reemplazo de la matriz y milimétricas bandas
costriformes simétricas paralelas a la orientación
general de la Veta Eureka. Se entiende, por lo
tanto, que estas bandas se ubican en las fracturas
por donde ascendieron los fluidos hidrotermales
silíceos.
Fotos 6-7: Estructura en Panal de abejas.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 122

A modo de generalización se podría decir que en el sector Noroeste los principales pulsos encontrados
son Bandeado Costriforme, Brecha Silícea, Bandeado Coloforme, Brecha Silíceo Ferruginosa y Evento
Limonítico, mientras que en el central los más abundantes son Bandeado Coloforme, Brecha Silíceo
Ferruginosa, Cuarzo Lechoso y textura en Panal de Abejas y en el sector sudeste solo se encuentran
presentes la Multibrecha y la textura en Panal de Abejas (figura 6-7) .
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 123

SECTOR ESTANCIA LA MARIANA
Este sector fue reconocido por distintas compañías mineras que le otorgaron denominaciones varias
como Proyecto Marianas, Mariana Sur, etc. La historia de exploración en este sector es similar a la de la
veta Eureka. Aquí se llevaron a cabo muestreos en canaleta, perfilajes geofísicos, trincheras y algunas
perforaciones, porque si bien las corridas y anchos aflorantes eran muy inferiores a los de la veta
Eureka, los valores registrados en superficie resultaron más alentadores, hasta 200 g/t Au
(www.andean.com.au).
En este sector se destaca la presencia de dos estructuras vetiformes (La Mariana Norte y La Mariana
Sur), así como sectores con intensa argilización y oxidación.
Sobre las vetas se realizó un mapeo de detalle a escala 1:2500, utilizando cinta métrica y brújula (figura
6-8). Al mismo tiempo se hizo un toma sistemática de muestras con el fin de llegar a la caracterización
de estas vetas. Las observaciones llevaron a las siguientes descripciones e interpretaciones:
La Mariana Norte
Esta estructura mineralizada aflora discontinuamente a lo largo de 250 m según rumbo N80°, inclinando
fuertemente al norte (75°-85°). Tiene un espesor
promedio de 1 m, con sectores llegando a los 5 m
en el extremo oriental (foto 6-9A).
La roca de caja observada en superficie
corresponde a ignimbritas con alto grado de
argilización y oxidación, mientras que se ha
observado la presencia de facies fenoandesíticas
como clastos dentro de la veta (foto 6-8), así
como en los rechazos de las perforaciones de aire
reversa, lo que hace pensar que pocos metros
debajo de la superficie se encuentra el contacto
entre ambas unidades.
Foto 6-8: Clastos de fenoandesitas en la veta La Mariana
Norte.
Desde este a oeste, comienza con 50m de rodados alineados de cuarzo masivo sacaroide con un halo
de alteración de 5 m de ancho compuesto por roca volcaniclástica oxidada.
Cuando comienzan los afloramientos in situ de la veta, se reconoce la misma textura, en este caso con
algunos granos de pirita de tamaño muy fino (de 100 a 500 µ), a la que se les suma un bandeado
coloforme conformando por milimétricas bandas de cuarzo fino, calcedonia y algunas pequeñas bandas
de adularia parcialmente argilizada (foto 6-9B). Las bandas de cuarzo con mayor porosidad, presentan
limonitas y minerales de Fe-Mn de colores amarillo, naranja y negro, rellenando los huecos. También en
este sector aparece la textura brechosa, compuesta por clastos de roca fenoandesítica con intensa
piritización en un cemento silíceo microcristalino.
En este sector de la veta pero a unos 40 m hacia el norte se encontró la locación de un antigua
perforación perpendicular a la veta e inclinando aproximadamente 50° en dirección a la misma. Allí se
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 124

pudo observar, en los rechazos (“cutting”), fragmentos de veta y roca de caja (andesita) con cristales y
boxwork de pirita de 2 mm de lado.
Figura 6-8: Mapa de las vetas del sector Estancia La Mariana.
Siguiendo hacia el oeste, la estructura comienza a aflorar de manera saltuaria y en sectores pasando a
ser un vetilleo en lugar de una única rama, con las mismas texturas, aunque aparecen también algunas
cucardas y reemplazos pseudomórficos de cristales de calcita.
La alteración de la roca de caja sigue siendo argilización, oxidación y en menor grado piritización,
aunque disminuyendo en intensidad hacia la parte occidental.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 125

Fotos 6-9: Veta La Mariana Norte. A: vista del afloramiento hacia el oeste, en el fondo basaltos terciarios. B:
Bandeado costriforme con cuarzo masivo en la parte inferior y bandeado coloforme hacia arriba.
La Mariana Sur
Esta estructura aflora de manera discontinua a lo largo de 100 m en dirección N100°-110° (foto 6-10A),
aunque se extiende en cada uno de sus extremos unos 50 m como pequeños rodados alineados o
“floats”. Se presenta vertical, con espesores máximos de 1 m. La roca de caja es de carácter
volcaniclástico, pero de difícil asignación debido a su alto grado de alteración (argilización, silicificación y
oxidación).
La estructura consiste en un vetilleo fino (en el orden de centímetros, llegando a 40 cm de potencia) de
cuarzo sacaroide, llegando muchas veces, a formar brechas o stockwork (foto 6-10B). Una característica
destacable de esta estructura es la alta porosidad que poseen los “caballos” de roca de caja entre las
vetillas, en la mayoría de los casos rellena por óxidos de Fe y Mn.
Fotos 6-10: Veta La Mariana Sur. A: vista del afloramiento al este. B: Brecha con clastos de cuarzo blanco masivo en
cemento limonítico.
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OTROS SECTORES CON EVIDENCIAS DE MINERALIZACIÓN
Dentro del área de tesis existen otros sectores con evidencias de mineralización, que aunque sin
importancia desde el punto de vista minero, revisten un importante complemento para la interpretación
del sistema hidrotermal en su conjunto. Estos se han denominado: Vetilleo Norte, Cerro Solo, Área
Puesto Solo, Paragüitas, Brecha Hidrotermal Central, Brecha Centro Volcánico Cerro Tetis y Brecha
Marianas (figura 6-5).
Vetilleo Norte
Consiste en un conjunto de vetas y vetillas que se ubica al norte del sector noroeste de la veta Eureka y
se diferencia de esta última principalmente por su composición, orientación y roca de caja (figura 6-9 y
fotos 6-11).
Se puede subdividir en dos: las vetillas del norte, de composición cuarcítica y las del sur representadas
principalmente por calcita.
Figura 6-9: Mapa geológico-minero del área Vetilleo Norte
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 127

Las de relleno silíceo aparecen dentro de franjas de propilitización y argilización cuando se ubican dentro
de rocas de composición intermedia, otorgándole un color castaño verdoso y un aspecto arcilloso
fácilmente distinguible a la escala de afloramiento. Estas franjas tienen un ancho de 0,5 m – 2 m y se
ubican en forma subparalela al vetilleo.
Fotos 6-11: A: Afloramiento del sector Vetilleo Norte, B: pulso de cuarzo sacaroide con geodas cristalizadas como
Amatista y C: un detalle de veta de calcita.
Cuando se disponen en rocas con tendencia ácida, las alteraciones principales son argilización y
silicificación disponiéndose en forma más pervasiva y no tan restringida al contacto con el vetilleo.
Son un total de ocho estructuras, que se disponen según dos orientaciones principales: NO-SE y E-O.
Su inclinación es generalmente subvertical, aunque se han observado inclinaciones de hasta 50° S, en
casos donde el emplazamiento de las vetas tuvo un importante control litológico.
Los sectores con vetilleos poseen en general corridas de entre 20 y 30 m, llegando a los 100 m, con
anchos variables entre 2 cm y 1 m (la mayor potencia hacia el este) y relleno de cuarzo en peine. El
entrelazamiento de las vetillas da lugar a la generación de textura brechosa.
Por otro lado, las vetillas carbonáticas, totalizan un conjunto de siete estructuras. Están constituidas por
2, 3 ó 4 sectores de hasta 40 cm de potencia con vetillas entrelazadas, pudiendo llegar a unificarse
conformando espesores de hasta 1 m, pasando a ser vetas y no vetillas (foto 6-11 C). Se encuentran
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 128

enmarcadas en franjas de alteración propilítica de hasta 10 m de ancho. La orientación principal es NO-
SE, aunque se han observado algunas N-S contorneando al Cuerpo subvolcánico andesítico. Se
encuentran compuestas en más del 95% en volumen de calcita según cristales euhedrales de hasta 5
cm de largo. El resto puede estar representado por cuarzo sacaroide o amatista (foto 6-11 B), adularia y
pirita. Cuando las vetillas poseen cuarzo este se encuentra hacia los bordes, mientras que en el centro
se disponen grandes cristales euhedrales de calcita.
Cerro Solo
Esta manifestación se ubica en el extremo nororiental del área de tesis y consiste en un pequeño cerro
de unos 500 m de diámetro compuesto por una sucesión de unidades volcaniclásticas con un muy
intenso grado de silicificación que sobresale en una pampa de sedimentos modernos.
Durante los trabajos de procesamiento de imágenes satelitales previo a las tareas de campo (Capítulo 2)
se realizaron combinaciones entre bandas para observar posibles zonas de alteración hidrotermal. Fue
en esta etapa donde se detectó que este afloramiento poseía una coloración celeste verdosa propio de
silicificaciones de origen hidrotermal. Se determinó que sobre las rocas volcaniclásticas se sobrepone
una intensa silicificación y subordinadamente argilización y oxidación.
A su vez, se encontró una estructura vetiforme de corrida y espesor muy irregulares, a lo largo de 150 m
en dirección NO-SE y con una potencia máxima de 50 cm. Esta posee un alto grado de oxidación lo que
le otorga un color violáceo morado y se encuentra constituida por una brecha de clastos de rocas
volcaniclásticas totalmente silicificados y cemento calcedónico.
La mayor parte del cerro se encuentra densamente diaclasado en la misma dirección, dando lugar a
paquetes (o lajas) de roca de 10 a 20 cm de ancho. Algunas de estas fracturas, especialmente próximo a
la estructura vetiforme, se encuentran rellenas con limonitas, sumando evidencias de la fuerte relación
entre la disposición de las mineralizaciones y la tectónica .
Área Puesto Solo
Este sector, ubicado al este del área de tesis con coordenadas aproximadas 240400/4808300 se
encuentra alineado y en afloramiento continuo, hacia el sudeste, con las rocas hidrotermalmente
alteradas del proyecto Cerro Negro, sobre un gran lineamiento regional de rumbo NO.
Consiste en un conjunto de afloramientos, orientados NO-SE en su mayoría, compuestos por tobas de
caída e ignimbritas con grado medio de aplastamiento y cristaloclastos de cuarzo, sanidina y biotita.
Se pudo observar que a medida que se aproximaban al proyecto Cerro Negro comenzaba a
manifestarse algún grado de silicificación, primero restringiéndose a un nivel superior de ignimbritas
silicificado de manera pervasiva, con algunos sectores presentando una brecha hidrotermal compuesta
por clastos de roca de caja silicificada en un cemento de cuarzo masivo de color gris, con pátinas de
óxidos de hierro. Continuando hacia el sudeste, los afloramientos pasaban a estar compuestos
totalmente por brecha hidrotermal con clastos de tobas e ignimbritas silicificados, con óxidos de hierro en
las fracturas. Siguiendo en la misma dirección, cesa la silicificación y vuelven a observarse las rocas
frescas.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 129

Paragüitas
Esta manifestación se ubica en el centro norte del área de tesis, donde se concentran los principales
afloramientos de las Ignimbritas pumíceas con típico patrón erosivo en forma de pequeños paraguas (ver
capítulo 3). Sobre la mayoría de estos afloramientos se ha observado la presencia de un conjunto de
vetillas de 2-3 cm de ancho rellenas de calcita, dispuestas sobre una fractura principal de actitud
N340/66º, a la que se asocian ramas secundarias de rumbo N350 inclinando 80°, a modo de cizallas de
Riedel tipo P (figura 4-7).
Brecha Centro Volcánico Cerro Tetis
Esta área con evidencias de la actividad de sistemas hidrotermales se ubica en el extremo sudeste de
este complejo (figura), que ya fue descripto desde el punto de vista litológico dentro del capítulo 3.
Aquí se ha observado un conjunto de afloramientos de rocas (tipo bochones) de coloración pardo rojiza,
que debido a su intensa alteración resultaron de compleja identificación. La roca observada se manifiesta
como una brecha de clastos angulosos, muchas veces con textura en rompecabezas. La composición es
oligomíctica, dada por cristales de cuarzo, feldespato (intensamente argilizado) y biotita en una base
afanítica con silicificación pervasiva, aunque cuando esta alteración es un poco más débil suelen
encontrarse parches de óxidos de hierro. Dentro de los clastos se pudieron observar fantasmas de filetes
con flujo convoluto, lo que confirmaría que se trata de rocas lávicas. El cemento es poco abundante, de
composición limonítica y calcedónica y muchas veces resulta muy difícil distinguir el contacto clastocemento.
Dentro de estos afloramientos se discriminaron sectores donde el cemento se disponía a modo
de vetilleo subparalelo en dirección NO-SE.
Brecha Hidrotermal Central
Este sector se encuentra hacia el centro del área de tesis con coordenadas aproximadas GK
2399500/4807800. El acceso hasta el mismo es sencillo, ya que debido a que la empresa MIM
Exploraciones S.A. realizó aquí una perforación, existe una huella minera en buen estado. Esta
manifestación también fue observada durante el procesamiento de las imágenes satelitales debido al
intenso grado de silicificación que presenta.
Consiste en una secuencia piroclástica compuesta básicamente por una brecha piroclástica proximal
(facies piroclásticas de flujo Capítulo 3). Ésta es intruida por un conducto de lava riolítica y ambos son
truncados en el techo, por una ignimbrita de 1,5 m de potencia, poco soldada y con abundantes pómez
(figura 3-12).
Dentro de las lavas riolíticas se ha encontrado un conjunto de fracturas en algunos casos rellenas
conformando vetilleo calcedónico y de cuarzo en peine, que se hace muy difuso al llegar a la ignimbrita
que está por encima. En el contacto entre la brecha y la ignimbrita aparece una silicificación pervasiva
restringida principalmente al techo de la brecha y a toda de la ignimbrita, posiblemente debido a un alto
grado de permeabilidad de esta última.
Por arriba de la ignimbrita, y en el mismo trend que poseía el vetilleo en la lava riolítica aparece una
estructura vetiforme con potencia media de 2m a lo largo de al menos 200m según la orientación N335°,
debido a una nueva focalización del fluido hidrotermal. La misma se encuentra rellena por un bandeado
crustiforme generado por la intercalación de bandas de cuarzo cristalino de 0,5 cm con otras de
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 130

composición silíceo ferruginosa y escasas limonitas. Posteriormente a este pulso ocurre un brechamiento
hidrotermal que genera una brecha con clastos angulosos del bandeado y cemento silíceo ferruginoso
con jarosita, presentando cuarzo amatista en algunos sectores.
Sobre la ignimbrita que le hace de roca de caja se observó que además de la silicificación pervasiva, se
encontraba altamente piritizada. Los cristales de pirita son de tamaño pequeño y se encuentran siempre
en microfracturas de la ignimbrita silicificada, y por lo tanto representando un evento posterior al de la
silicificación.
Brecha La Mariana
Esta ocurrencia responde a un afloramiento pequeño (unos 5 m de diámetro) de una brecha hidrotermal
con clastos y cemento de cuarzo lechoso con algunos huecos rellenos por limonitas, pero reviste mayor
importancia si se considera que forma parte de una unidad de roca que se encuentra silicificada en forma
pervasiva (figura 6-2) que puede ser correlacionable con el nivel donde se encuentran alojados las
estructuras estromatolíticas silíceas (capítulo 3).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 131

MANIFESTACIONES GEOTERMALES
Como se ha visto en la caracterización general de los depósitos epitermales (tablas 6-2 y 6-3) las típicas
manifestaciones de superficie de los tipo Baja Sulfuración, son los sinters, precipitados químicos y
bioquímicos (White et al., 1964). Los más conocidos y sobre los que más se han realizado trabajos son
los de composición silícea (Rice y Trewin, 1988, Cunneen y Sillitoe, 1989), pero los hay también
carbonáticos (Walter, 1976, Guo y Riding, 1998). La diferencia es que existen muchos más ejemplos de
los primeros debido a su alta resistencia a la erosión y alteración hidrotermal, mientras que los segundos,
más conocidos como depósitos estromatolíticos o travertinos, suelen estar reemplazados por sílice o
directamente erosionados. Más aún, estos últimos no poseen una relación tan directa con las
mineralizaciones económicas (de composición principal silícea) pero si son importantes indicadores de la
acción de un sistema hidrotermal.
Su importancia se ve realzada al ser una de las pocas evidencias activas que pueden utilizarse en el
estudio de este tipo de depósitos (Henley y Ellis, 1983).
Figura 6-10: Manifestaciones geotermales en el Macizo del Deseado y su vínculo con la mineralización epitermal.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 132

Estas manifestaciones se originan cuando los fluidos hidrotermales saturados (en sílice o bicarbonato) y
pertenecientes a sistemas geotermales activos (Hot spring) descargan en la superficie (White et al.,
1989; Henley y Hedenquist, 1986).
Depósitos de tipo Hot spring han sido hallados en el Macizo del Deseado. Los principales ejemplos de
sinters silíceos son los de La Marciana (Guido et al., 2002b), Las Margaritas (Lopez et al., 2003) y San
Agustín (Guido, en prep.), mientras que depósitos carbonáticos han sido identificados en La Marcelina
(Marchionni, 1999), El Macanudo-El Mirasol (Schalamuk et al., 1999b) La Mariana-Eureka (Guido et
al., 2002a), La Josefina (Moreira et al., 2002) y Manantial Espejo (Echeveste, 2005) (figura 6-10).
Dentro del área de tesis se encuentran representados ambos tipos de depósitos: el sinter silíceo “Las
Margaritas” y las estructuras estromatolíticas de naturaleza carbonática parcialmente reemplazadas por
sílice (figura 6-2).
La descripción de las manifestaciones geotermales encontradas dentro del área de estudio fue
desarrollada en el capítulo 3 como Facies Estromatolíticas y Facies de Sinter silíceo, mientras que los
resultados de los análisis a los que fueron sometidos se verán más adelante, junto al tratamiento de las
mineralizaciones.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 133

MINERALOGÍA
La caracterización mineralógica de las estructuras mineralizadas ubicadas dentro del área de tesis ha
sido realizada a través del estudio de cortes petrográficos, secciones pulidas, difracción de rayos X y en
algunos casos microscopio electrónico.
Como es típico de las mineralizaciones epitermales de Baja Sulfuración, más del 95% del relleno de las
vetas y vetilleos está representado por minerales del grupo de la sílice (cuarzo, calcedonia y ópalo) en
una amplia gama de grados y tamaños de cristalización, así como dando lugar a distinto tipo de texturas
de relleno, recristalización y reemplazo (según Dong et al., 1995, ver texturas de cuarzo). La excepción
está hecha por las vetillas del sur del Vetilleo Norte y las del sector Paragüitas donde el mineral más
abundante, es calcita.
Otros minerales identificados, con menor grado de representatividad fueron adularia, laumontita, pirita,
hematita, limonitas, galena, plata nativa y sulfosales de plata entre otros.
Minerales transparentes
Minerales del grupo de la sílice
El cuarzo es la variedad más abundante dentro de este grupo, aunque también se han encontrado las
variedades calcedonia y ópalo.
El cuarzo de cristalización primaria, está representado por individuos con largos desde milímetros hasta
varios centímetros. La mayoría de las veces se disponen tapizando espacios abiertos (fracturas o
cavidades) dando lugar a bandas o drusas con crecimiento de tipo sintaxial, con un aumento del tamaño
de grano desde el borde hacia el centro. Se lo encuentra de coloraciones diversas como blanco (por
abundantes inclusiones intracristalinas), rojo (debido a la presencia de óxidos de hierro), violáceo (cuarzo
amatista) o directamente transparente.
También se ha reconocido cuarzo producto de recristalización de variedades metaestables como el
ópalo o como reemplazo de calcita. Aquí el cuarzo se
encuentra en individuos de tamaño pequeño, y es
comúnmente denominado cuarzo sacaroide.
El cuarzo de veta, el íntimamente relacionado a las
mineralizaciones económicas, fue analizado por isótopos
de plomo, para, mediante la comparación con los valores
registrados en las rocas de caja, interpretar el origen del
mismo.
La calcedonia y el ópalo se reconocieron principalmente
en las texturas bandeadas halladas en la veta Eureka. Allí
se encontraban intercaladas con cuarzo cristalino según
10-20 capas de alrededor de 1 cm de espesor. Las
coloraciones eran variables desde blanco, castaños claros
a grises (foto 6-12).
Foto 6-12: Bandeado coloforme en veta Eureka
con alternancia de bandas de cuarzo y
calcedonia
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 134

Calcita
Por un lado es el relleno principal en vetas y vetillas del sector sur del Vetilleo Norte y por otro forma
parte de los primeros estadíos de las vetas bandeadas cuarzosas La Mariana Norte y Eureka.
En el primer caso se encuentra como relleno de vetillas, como calcita espática con cristales que van
desde 1 a 5 cm de lado (fotos 6-13 A), mientras que en el segundo se manifiesta como platicalcita
(calcita en agregados laminares) o como calcita en cristales escalenoédricos, totalmente reemplazados
por cuarzo y/o limonitas(fotos 6-13 B).
Foto 6-13: Ejemplares de calcita en el área de tesis A: Calcita espática en Vetilleo Norte. B: Platicalcita reemplazada
por cuarzo en veta Eureka
Esta especie mineral fue también reconocida de manera indirecta, a través de reemplazos
pseudomórficos por cuarzo o a través de moldes, generalmente a partir de cuarzo macizo primario que al
penetrar en las vetas toma la forma negativa de los cristales de calcita. Estos se reconocieron en la veta
Eureka y en La Mariana norte con hábitos de calcita tabular (foto 6-14 A) y granular (foto 6-14 B)
respectivamente.
Fotos 6-14: Moldes de distintos tipos de calcita. A: Tabular y B: Granular.
Adularia
Es otro de los minerales transparentes de importancia pero poco abundante. Representa a la variedad
de feldespato potásico estable en los sistemas hidrotermales de baja temperatura. Su importancia radica
en que es buen indicador de condiciones de ebullición del sistema hidrotermal, proceso generalmente
asociado a la precipitación de los elementos con importancia económica: oro y plata.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 135

En el área fue observada de dos maneras diferentes. A mesoescala, como producto de intensa
alteración de la roca de caja en contacto con el extremo noroeste de la veta Eureka, donde se
caracteriza por constituirse en agregados de cristales del feldespato de 2-3 mm de lado, de color rosado.
También fue observada en las secciones delgadas, como cristales individuales de hábito pseudorómbico,
de hasta 60 µ de largo, junto a cuarzo en parches dentro de ignimbritas que le hacen de caja a la veta
Eureka (foto 6-15 A y B) o de hábito tabular, de 50 a 120 µ de largo, creciendo a partir de las estructuras
radiales de esferulitas en lavas riolíticas (foto 6-15 C y D).
Fotos 6-15: Ejemplares de adularia. A y B: Adularia pseudorómbica en vetilleo de cuarzo sobre lavas riolíticas. C y D:
Adularia tabular asociada a esferulitas
Laumontita
Los minerales del grupo de las zeolitas suelen encontrarse en ambientes que fueron sometidos a
actividad hidrotermal. Representan el producto de la alteración de rocas volcánicas, dando lugar a vetas
o vetillas mediante la lixiviación, transporte y precipitación de los cationes en las fracturas a través de las
cuales circulaban en ambientes someros más fríos.
La laumontita CaAl 2 Si 4 O 12·4(H 2 O), de origen hidrotermal, indicativa de altas temperaturas (hasta 260°C),
fue reconocida por Depine et al. (2003) en volcanitas jurásicas de la Cordillera Patagónica Septentrional,
en la provincia del Neuquén. En el Macizo del Deseado solo fue mencionada la presencia de estilbita
(Mykietiuk y Lanfranchini, 2005, Echeveste, 2005), que es la variedad de zeolitas cálcicas de baja
temperatura (

En el área de tesis la laumontita se encuentra rellenando la parte externa de vetillas de 5-20 cm de
espesor, donde el centro está ocupado por calcita. Forma parte del sector sur del Vetilleo Norte, y se
encuentra encajada en el cuerpo subvolcánico andesítico y en la lavas andesíticas intermedias. Se
presenta como un agregado fino de color salmón y brillo mate, de aspecto terroso y friable, distinto a sus
características hipógenas, posiblemente debido a una posterior alteración meteórica. En los casos en
que esto ocurre la variedad es denominada leonhardita (Gottardi y Galli, 1985).
Por tal motivo, el reconocimiento mineralógico fue detectado mediante la realización de difracción de
rayos X del material pulverulento rosado, donde se observaron los picos representativos de la especie
mineral (figura 6-11 y foto 6-16).
Figura 6-11: Difractograma donde se confirma la
presencia de Laumontita.
Foto 6-16: Vetilla de Laumontita alojada en el Cuerpo
subvolcánico andesítico.
Minerales opacos
Este grupo de minerales se encuentra muy poco representado en las mineralizaciones del área de tesis.
En muestra de mano únicamente fueron reconocidos pirita, limonitas y óxidos de manganeso mientras
que, galena y plata nativa, fueron identificados en las secciones pulidas. Algunas de éstas pudieron ser
observadas mediante microscopio electrónico de barrido (Universidad de Barcelona), donde se detectó la
presencia de trazas de sulfuro de plata (argentita).
Pirita
Es el más abundante de los minerales opacos. Se la ha observado intercrecida con cuarzo de veta en
Eureka (sector noreste), La Mariana Norte, y Vetilleo Norte, mientras que también se encuentra en forma
diseminada en algunas rocas de caja de las mineralizaciones.
Generalmente se presenta en cristales euhedrales con formas de cubo de hasta 2 mm de diámetro.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 137

En el área de estudio se ha visto que si la roca de caja es de carácter intermedio la piritización se
encuentra asociada a alteración propilítica (Eureka noroeste y La Mariana Norte), mientras que si la roca
es de composición ácida se vincula a silicificación pervasiva (Brecha Hidrotermal Central).
Los granos presentan comúnmente un reborde de hematita o limonitas aunque ocasionalmente pueden
reemplazar el cristal entero.
Plata nativa
Únicamente se han observado algunos pequeños granos anhedrales de este mineral en las secciones
pulidas de la “Brecha silícea” del sector noroeste de la veta Eureka.
Galena
Este mineral es escaso. Fue reconocido como pequeños cristales diseminados en cuarzo cristalino
correspondiente a los primeros pulsos de la veta Eureka.
Óxidos de hierro y manganeso
Este grupo de minerales es muy abundante en las mineralizaciones del área, principalmente en la veta
Eureka. Se presentan, los de hierro principalmente como lepidocrocita, producto de la alteración de la
pirita, rellenando los huecos dejados por la alteración de esta última en textura tipo boxwork, o también,
ya en un conjunto, como los principales participantes del “Evento Limonítico”, como se ha visto antes,
uno de los pulsos principales de la veta Eureka. Según Corbett y Leach (1995) este tipo de pulsos es
muy común en las vetas epitermales y se originan por la recolección de estos elementos, de niveles
superiores, durante la circulación de los fluidos epitermales que vuelven a profundizarse y precipitar en
las fracturas.
Sulfuro de Plata
Durante el estudio de algunas de las muestras
de la veta Eureka mediante el microscopio
electrónico de barrido, fue detectado un
mineral compuesto por azufre y plata. Este se
hallaba como pequeños granos aislados, de
alrededor de 50 µ de largo, ubicados en un
hueco dentro de un sector compuesto
enteramente por cuarzo cristalino (foto 6-17).
Partiendo de esta composición sería de
esperar que se tratase de argentita Ag 2 S, o su
variedad de baja temperatura acantita.
Foto 6-17: Imagen del SEM donde se detectaron sulfuro de
Ag y galena
Arsenopirita / Truscottita
Estos minerales no han sido reconocidos en forma directa mediante las técnicas utilizadas, sino que es
inferido a partir de un reemplazo silíceo-limonítico hallado en el sector noroeste de la veta Eureka. Lo
que se mantiene como relicto es un agregado de individuos de hábito acicular (foto 6-18 A) y sección
triangular (foto 6-18 B y 6-27).
Ambos son minerales que pueden presentarse en los sistemas epitermales de baja sulfuración, aunque
siempre poco abundantes, ejemplos de esto fueron descriptos por Echeveste (2005) para arsenopirita
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 138

en el Macizo del Deseado e Izawa y Yamashita (1995) para la truscottita en el yacimiento de Hishikari,
Japón.
Fotos 6-18: Ejemplares de mineral de dudosa asignación. A: Paquetes de individuos aciculares con disposición en
cola de pescado y B: detalle donde se observa la sección triangular.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 139

ESTRUCTURAS Y TEXTURAS DE CUARZO
Introducción
La sílice en cualquiera de sus especies minerales, principalmente como cuarzo, es la sustancia más
abundante en los depósitos de tipo epitermal. El estudio detallado de sus estructuras y texturas resulta
una herramienta bastante sencilla donde son suficientes la descripción de campo y microscópica.
Mediante éstas se puede obtener información sobre el ambiente en el que éstos se formaron, posibles
variaciones en la temperatura, en la salinidad, en la posición del nivel freático, la mezcla de soluciones o
la caída de presión confinante motivo por el cual son utilizadas en la interpretación de los depósitos
epitermales.
Esta metodología tiene sus primeros pasos en los trabajos eminentemente descriptivos de Adams
(1920), y es con el avance de la ciencia y la tecnología y consecuente aparición de nuevos y más
ajustados modelos de mineralización, que el entendimiento de estas texturas ha avanzado, continuando
como una de las metodologías más económicas que brindan información y nos acercan hacia una
comprensión de la evolución química-mineral y a una estimación del nivel vertical de yacencia dentro de
un depósito de tipo epitermal. Morrison et. al (1989), Dowling y Morrison (1990) y Dong et al (1995)
dieron el puntapié inicial para los actuales estudios e interpretación de las texturas de cuarzo a través del
estudio de los depósitos epitermales de Queensland, Australia.
Fue sobre esta base que Echavarría (1997a y 1997b) hizo el primer estudio de este tipo para el distrito
El Dorado-Monserrat en el sector central del Macizo del Deseado, alcanzando a través de esta
metodología conclusiones concordantes a las halladas mediante las investigaciones de inclusiones
fluidas, el análisis geoquímico de metales, entre otros, metodologías más caras y complejas.
De todos modos existe un conflicto de nomenclaturas (ya esbozado por Echeveste, 2005) y escalas
dentro de las clasificaciones existentes ya que se agrupa dentro de “texturas de cuarzo” a un conjunto de
texturas y estructuras, algunas de ellas identificables en muestra de mano y/o a escala microscópica.
Según su definición, el término textura hace referencia al tamaño, forma y relación entre si, de sus
componentes minerales, mientras que el vocablo estructura se refiere a aspectos de mayor escala,
determinados por el arreglo espacial de los agregados minerales, diferenciándose una de otra en base a
su forma, tamaño, composición y textura (Dong et al., 1995).
En general, las estructuras se identifican a ojo desnudo, mientras que para la mayoría de los casos de
las texturas es necesaria la observación en microscopio.
De igual forma, la discriminación entre unas y otras no es sencilla, sumado a que determinadas texturas
pueden incluir a otras texturas como textura en peine en muestra de mano con textura flameante al
microscopio. Lo mismo ocurre con las estructuras ya que un bandeado costriforme puede incluir bandas
coloformes en su interior.
También debe tenerse en cuenta que, como en la mayoría de los casos, la clasificaciones utilizadas
como modelo están realizadas en base a un depósito (o conjunto de ellos) y por lo tanto pueden no tener
exactamente el mismo ajuste al sistema hidrotermal que las texturas y estructuras de otro lugar de
estudio, en este caso el área de tesis.
Dentro de las estructuras sería conveniente sumar a las brechas, muy comunes en los sistemas
epitermales, y en particular en los depósitos del área de tesis. Éstas no son tenidas en cuenta en las
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 140

clasificaciones clásicas anteriormente citadas, pero dado que brindan abundante información sobre la
dinámica del sistema hidrotermal serán descriptas e interpretadas en conjunto con el resto de las
texturas y estructuras.
Para tal fin se realizó una descripción de las mismas según Jébrak (1997), quien realizó un estudio de
los distintos tipos de brechas que forman parte de los depósitos epitermales, así como un acercamiento
hacia la comprensión e interpretación. También Lobo-Guerrero (2001) puntualiza que las brechas
hidrotermales están entre las mejores rocas huésped para contener yacimientos hidrotermales de
cualquier tenor y que, por lo tanto, la identificación de campo de las brechas hidrotermales constituye
una herramienta muy útil, aunque la clasificación y descripción de las brechas sea muy compleja.
Por lo general, las brechas gradan de un tipo a otro, exhibiendo toda una gama de fragmentación y
desplazamiento de los clastos angulosos. Es muy importante la descripción de la geometría de las
brechas, así como su caracterización como por ejemplo “brechas de rompecabezas”, tipo especial de
estructura donde los fragmentos se pueden "armar" nuevamente al remover la matriz.
De esta forma es que distinguir una brecha contribuye a identificar el ambiente geológico y ayuda a
construir un modelo del yacimiento mineral.
Hasta el momento, salvo el aporte realizado por Echeveste (2005), las texturas y estructuras de cuarzo
habían sido tratadas en conjunto bajo el nombre de texturas de cuarzo.
Por lo expuesto anteriormente, se cree conveniente la utilización de los términos textura y estructura por
separado ya que pertenecen a dos escalas de trabajo distinto y las características usadas para la
descripción de cada una de éstas son diferentes.
Aquí se propone una clasificación para las estructuras (tabla 6-5), en base al trabajo realizado en la
presente tesis,
Tabla 6-5: Estructuras reconocidas en las vetas del área de estudio.
Para las texturas se mantendrá la discriminación básica propuesta por Morrison et al. (1989), aunque
algunas de las “Texturas” de esta clasificación hayan pasado a la categoría de “Estructuras”:
Primarias: representan al relleno de espacios previamente abiertos o que se abren debido a la
intrusión del fluido y responden en gran parte al grado de cristalinidad de la sílice.
Recristalización: se deben a la transformación de sílice amorfa (ópalo) o calcedonia primarias en
cuarzo, principalmente debido a aumentos en temperatura, presión, salinidad o simplemente al paso del
tiempo.
Reemplazo: consiste en el pseudomorfismo de minerales primarios de cualquier tipo por cuarzo
pudiendo ser de carácter parcial o total. Los más comunes son de calcita y baritina. La forma y
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 141

disposición que tenga el cuarzo estará en función del mineral que reemplace, dando lugar a tantas
variedades como minerales reemplazados.
A modo de síntesis de lo anteriormente expresado se presenta la tabla 6-6 donde se muestran las
principales texturas de cuarzo:
Tabla 6-6: Texturas reconocidas en las vetas del área de estudio.
Estructuras reconocidas
Metodología
En el caso de las mineralizaciones principales del área de tesis, se llevó a cabo en primera instancia un
detallado estudio de campo, donde se realizó una primera discriminación de pulsos basada
principalmente en la estructura que cada uno de estos tenía, sumando la composición mineral específica
en el caso que esto fuera indicativo, por ejemplo: Brecha silíceo ferruginosa (en la veta Eureka) y
estableciendo la cronología relativa entre los mismos.
De allí se colectaron muestras representativas de las distintas estructuras; fueron cortadas, pulidas y
observadas bajo la lupa binocular, y finalmente, las más representativas fueron analizadas mediante
microscopio petrográfico, principalmente con objetivos de 2, 5 y 10 aumentos, determinando así las
texturas presentes en cada uno de estos casos.
La terminología usada en este caso surge de algunas de las “texturas” de Morrison et al., (1989),
sumado a la estructura brechosa.
Veta Eureka
Bandeado Costriforme: bandas de 5 a 10 cm, compuestas por cuarzo sacaroide blanco, cuarzo gris y
cuarzo cristalino. Hacia los bordes se reconocieron pequeñas bandas de 2-3 cm de reemplazos
pseudomórficos y moldes de calcita de tipo “bladed” (Morrison et al., 1989).
Brecha Silícea: Clastos del evento anterior, en un cemento de cuarzo sacaroide, a veces ferruginoso.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 142

Bandeado Coloforme: Milimétricas bandas de cuarzo fino y calcedonia de colores claros blanco, gris y
amarillo, con abundantes drusas o con cuarzo sacaroide rosado hacia el sector central. Algunos de estos
pulsos generan brechamiento dando lugar a texturas en cucarda.
Brecha Silíceo Ferruginosa: Compuesto por clastos de todos los pulsos anteriores, con sectores con
textura en rompecabezas.
Evento Limonítico: Caracterizado por la presencia de limonitas y óxidos de manganeso, en la mayoría de
los casos mezclado con sílice. Se dispone como cemento de brecha o metido en los pulsos bandeados
anteriores originando un Pseudobandeado. También aparece como reemplazo de carbonatos.
Cuarzo Macizo: Venas de espesor irregular de hasta 30 cm de espesor, de cuarzo blanco, sacaroide a
lechoso.
Multibrecha: Compuesta por clastos silíceos blancos de textura maciza con bordes desdibujados en un
cemento silíceo ferruginoso.
La Mariana Norte
Cuarzo masivo: textura sacaroide porosa con algunos granos de pirita y limonitas y minerales de Fe-Mn
de colores amarillo, naranja y negro, rellenando los huecos.
Bandeado coloforme: conformando por milimétricas bandas de cuarzo fino, calcedonia y algunas
pequeñas bandas de adularia.
Estructura brechosa: compuesta por clastos de roca fenoandesítica con intensa piritización en un
cemento silíceo microcristalino.
Bandeado costriforme: dado por bandas con estructura en cucarda, cuarzo en peine y reemplazos
pseudomórficos de cristales de calcita.
La Mariana Sur
Esta veta presenta una estructura principal, consistente en un vetilleo fino de cuarzo sacaroide, llegando
muchas veces, a formar stockwork o brechas, con alta porosidad en la mayoría de los casos rellena por
óxidos de Fe y Mn.
De las estructuras expuestas, han sido las brechas las que han resultado de interpretación más
compleja. Como existe un rango sumamente variado de condiciones donde éstas se pueden formar,
resulta imprescindible una descripción detallada de los componentes de las mismas, así como de sus
formas, composición y relaciones cuantitativas.
Utilizando las mineralizaciones del área de tesis como referencia, se puede observar que pulsos
brechosos como la “Brecha silícea” de la veta Eureka, pueden ser interpretados como fracturación
hidráulica producto de la sobrepresión del fluido, superando a las presiones hidrostática y litostática
debido al cerramiento de un bandeado costriforme, mientras que por otro lado, las brechas como la que
caracteriza a La Mariana sur son el producto de un denso vetilleo silíceo donde los restos de roca
hospedante son movilizados, pasando a formar parte de una brecha en carácter de clastos, que cómo se
verá más adelante, poseen una intensa silicificación con texturas de recristalización de tipo mosaico. Por
tal motivo, éstas últimas son interpretadas como representantes de niveles superiores dentro del sistema
hidrotermal.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 143

Texturas reconocidas
Primarias
En peine: Esta textura se caracteriza por la presencia de bandas con cristales euhedrales de cuarzo,
dispuestos de forma paralela, con sus ejes cristalográficos perpendiculares a las paredes a partir de la
cual crecen, tanto de manera simétrica como asimétrica. Se la ha observado en muestra de mano y
mediante microscopio petrográfico. Las variedades con cristales de mayor tamaño (5-20 mm) se
reconocieron formando parte de los bandeados costriformes de la veta Eureka y La Mariana norte (foto
6-19 A), mientras que a las de grano más fino (100 µ - 1 mm) se las observó como delgadas bandas
dentro del bandeado coloforme de la veta Eureka (foto 6-19 B).
Fotos 6-19: Textura en peine A: en Bandeado costriforme y B: Bandas transparentes en Bandeado coloforme.
Sacaroide: Se usa para los agregados de cuarzo granular de tamaño uniforme, sin orientación
preferencial. Los cristales son subhedrales, lo que le da la apariencia de azúcar en muestra de mano. Se
la encontró principalmente formando parte esencial de la estructura “Cuarzo Masivo” de la vetas Eureka
y La Mariana norte, aunque también en algunas cavidades cerradas dentro del Bandeado coloforme de
la primera (foto 6-20 A).
Fotos 6-20: A: Textura sacaroide y B: Cuarzo lechoso.
Lechosa: Se diferencia de la textura sacaroide porque los cristales son de tipo anhedral. Al tacto,
presenta una superficie lisa, como contraparte de la aspereza de la textura sacaroide. Principalmente se
encuentra formando parte del “Cuarzo Masivo” de la veta Eureka, en conjunto con la textura sacaroide,
en general se presenta de color blanco o gris claro (foto 6-20 B).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 144

Zonal: Su nombre hace referencia a una zonación interna de cristales euhedrales de cuarzo, dada por la
alternancia de zonas “sucias” (abundantes inclusiones fluidas y/o sólidas) y “limpias” (baja a muy baja
concentración de inclusiones).
En muestra de mano se evidencia por la alternancia de bandas translúcidas y lechosas, dispuestas en
forma paralela a las caras de crecimiento cristalino. Al microscopio pueden identificarse los distintos tipos
de inclusiones dentro de las bandas lechosas.
Se la observó al microscopio, en muestras de la veta Eureka, presente en algunos individuos
pertenecientes a la textura en peine (foto 6-21 A).
Fotos 6-21: A: Cuarzo zonal y B: Textura musgosa en Bandeado coloforme.
Musgosa: También es producto de un ordenamiento espacial específico de las impurezas, pero en este
caso disponiéndose según formas esféricas, concéntricas o radiadas, fundamentalmente en especies de
baja temperatura (calcedonia u ópalo), por tal motivo, su observación es fundamentalmente mediante
microscopio petrográfico.
Cuando las esferas se encuentran interconectadas pueden gradar a bandeado coloforme como se pudo
ver en la veta Eureka (foto 6-21 B).
De recristalización
Mosaico: Esta nomenclatura hace alusión a la forma
irregular de los bordes de los individuos, quedando
bordes que se interpenetran como los mosaicos. Se
presentan como en agregados de cristales de cuarzo
de tamaño similar, generalmente fino. Resultó la
textura más abundante en las mineralizaciones del
área de tesis.
Foto 6-22: Textura mosaico
El proceso de recristalización no suele afectar su aspecto en muestra de mano, por lo que éste puede
ser de tipo masivo, como estar representado por bandeamiento coloforme (foto 6-22) como en las vetas
Eureka y La Mariana norte. También en los reemplazos de rocas de caja, es la textura de recristalización
más común como en la veta La Mariana sur.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 145

Plumosa: Se caracteriza por una apariencia plumosa con nicoles cruzados. Esto es producto de la
presencia de un conjunto de fibras, a modo de subgranos dentro de un mismo cristal de cuarzo, en
distintas posiciones de extinción. En el caso de la veta Eureka, se presenta dentro bandas coloformes,
intercalada con recristalización en mosaico (foto 6-23). También se la conoce con el nombre de
microplumosa o astillosa.
Fotos 6-23: Textura plumosa en Bandeado coloforme A: Nicoles paralelos y B: Nicoles cruzados
Llameante: La característica principal es la extinción radial o flameante de un individuo de cuarzo. Es
similar a la anterior, aunque en este caso no se distinguen subgranos. Los cristales pueden tener formas
muy variadas, aunque al encontrarse preferentemente en los bandeados coloformes, poseen formas
triangulares. Se la ha observado en los bandeados coloformes de la vetas Eureka y La Mariana norte
(foto 6-24 A).
Fotos 6-24: A: Textura llameante y B: Textura esférica
Esférica: o Esférica fantasma. Es básicamente lo mismo que la textura Musgosa. La diferencia es que en
este caso, las variedades de baja cristalinidad (ópalo y calcedonia) se encuentran recristalizadas a
cuarzo y la forma de reconocer la recristalización es mediante la identificación de las impurezas
dispuestas de manera esférica, concéntrica o radiada. Se la observó en la veta Eureka, en algunos
individuos dentro de la textura Mosaico (foto 6-24 B).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 146

De reemplazo
Planar en enrejado: Esta textura esta dada por el reemplazo de cristales de calcita en su variedad
platicalcita. Así las láminas son reemplazadas por agregados de cuarzo fino, a partir de los cuales crecen
cristales de cuarzo en peine en forma perpendicular a las paredes, rellenando parcial o totalmente las
cavidades (foto 6-25).
Esta textura es claramente observable en muestra de mano, en ambos bordes del sector noroeste de la
veta Eureka y formando parte del bandeado costriforme en el oeste de la veta La Mariana norte.
Fotos 6-25: Textura planar en enrejado A: Nicoles paralelos y B: Nicoles cruzados
Planar paralela: según la definición de Morrison et al. (1989) está dada por un conjunto de láminas
paralelas reemplazadas por cuarzo que representarían un único cristal de carbonato original de tipo
granular. Estas láminas serían los planos de clivaje o parting por donde penetraron los fluidos
hidrotermales.
En el caso de la veta Eureka, este mismo tipo de reemplazo ocurre en cristales de calcita, por lo que la
configuración que queda luego del reemplazo es similar a la del cristal original. (foto 6-26).
Fotos 6-26: Textura planar paralela A: Nicoles paralelos y B: Nicoles cruzados
Acicular triangular: Esta es una textura de reemplazo de la cual no se han encontrado antecedentes en la
literatura. La forma de generación es similar a la textura en enrejado, pero en función de que el mineral
reemplazado es otro, lo forma que queda es diferente.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 147

Esta textura, dispuesta como un pequeño “bochón” en el sector noroeste de la veta Eureka, fue
primeramente identificada en muestra de mano donde se manifiesta como un conjunto de agregados de
cristales aciculares, de alrededor de 5 cm de diámetro por unos 20 cm de largo cada uno de ellos.
En la sección de los cristales se pudo observar, mediante la utilización de una lupa de mano 16x, que
ésta era triangular y que en la mayoría de los casos había una importante participación de limonitas
(fotos ).
Al microscopio se constató una situación similar. Allí se observan formas triangulares de 0, 5 a 1 mm de
lado, reemplazadas por cuarzo en mosaico muy fino. A partir de estas superficies crecen hacia adentro y
hacia fuera cristales de cuarzo en peine de hasta 100 µ de largo. Hacia afuera de los cristales continúa el
cuarzo en peine hasta encontrarse con los cristales que surgen desde el cristal adyacente, mientras que
adentro del cristal vuelve a haber textura en mosaico, a modo de recristalización (foto 6-27).
Fotos 6-27: Textura acicular triangular A: Nicoles paralelos y B: Nicoles cruzados
La forma de los triángulos no permanece constante, lo que da lugar a la interpretación de que se trata de
un mineral relativamente blando que al estar sometido a presiones hidrotermales desdibuja su hábito
original.
Se han realizado análisis de difracción de rayos X de estas muestras, del cual solamente ha surgido la
presencia de cuarzo, por lo tanto el reemplazo ha sido total. Es así que la determinación de la especie
mineral reemplazada resulta una tarea por demás compleja. De todas formas, a partir de las
características anteriormente mencionadas, se interpreta que podría tratarse de arsenopirita o truscottita,
minerales presentes en algunos depósitos epitermales conocidos.
Panal de abejas: Esta textura se observó en afloramiento como lentes silíceos con muy alta porosidad,
ubicados en el sector sudeste de la veta Eureka, llegando a ocupar la totalidad de la estructura hacia el
extremo. En muestra de mano se observó un masa de cuarzo blanco grisáceo, con aspecto de “enrejado
irregular”, dado por un reticulado de “vetillas” de cuarzo, de entre 0,5 y 1 mm de ancho, dispuestas
aleatoriamente, dejando huecos poligonales entre éstas. Sólo se observaron algunas vetillas de 2 a 3
mm de ancho, orientadas según la tendencia general de la veta, N 310°, donde se manifestaba
debilmente un bandeado (foto 6-28).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 148

Fotos 6-28: Vetillas subparalelas en textura en Panal de abejas.
Al microscopio se observó que consistía en cuarzo con textura en mosaico, con la particularidad de
presentar aislados cristales euhedrales de cuarzo de mayor tamaño.
En algunos de los huecos observados a simple vista, se reconocieron crecimientos centrípetos de
cuarzo, a modo de vuggy silica según Stoffregen (1987), lo que implica un alto grado de silicificación
(foto 6-29).
Fotos 6-29: Textura en Panal de abejas al microscopio petrográfico.
La interpretación de esta textura de reemplazo, se obtuvo mediante la observación de campo de la roca
que contenía la mineralización. En este sector la misma consiste en una ignimbrita con alto contenido de
material pumíceo, con individuos que rondan los 3 cm de diámetro.
Gracias al hallazgo de muestras con grado medio de reemplazo se observó que las “vetillas irregulares”
corresponden al reemplazo de los pómez, penetrando el fluido a través de sus paredes o directamente
entre sus poros. Por otro lado las vetillas orientadas según la orientación general de la veta se
interpretan como microfracturas en la roca de caja por donde ascendieron los fluidos hidrotermales (foto
6-7).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 149

Interpretación
En estos trabajos, las distintas estructuras y texturas (bajo el nombre de “texturas de cuarzo”) son
agrupadas en tres Superzonas, las que representan cambios texturales predominantes. A su vez cada
una de éstas está subdividida en Zonas, las cuales se definen en función de cambios en minerales
secundarios según las proporciones de las texturas involucradas dentro de las Superzonas (tabla 6-7).
Asimismo, el conjunto de Zonas y Superzonas son ubicadas en el modelo de depósitos epitermales de
Baja sulfuración confeccionado por Buchanan (1981), realizado en base a estudios en la cordillera sur
de los EEUU, en depósitos donde la mena principal es argentífera.
La interpretación de cada una de las texturas por separado es una tarea bastante compleja, ya que es
necesario un amplio conocimiento sobre la solubilidad y procesos cinéticos como polimerización,
nucleación y cristalización y recristalización de los minerales silíceos, muchos de ellos, aún no del todo
comprendidos.
De todas formas, la ubicación de las vetas (o sectores de éstas) dentro de los modelos de mineralización
epitermal de baja sulfuración existentes (Buchanan, 1981 y Morrison, et al., 1989) se realizó mediante
el análisis del conjunto de estructuras y texturas encontradas. También se evaluó la posición relativa que
éstas poseen en relación al sector donde se ubicarían los intervalos con mayor importancia económica
Tabla 6-7: Categorización de Superzonas y Zonas según Morrison et al. (1989).
Ahora bien, según se ha visto en las vetas del área de tesis, la situación más común es que dentro de un
mismo corte petrográfico se encuentren varias de las texturas existentes, superponiéndose o creciendo
unas a partir de otras.
Así se realizó la confección de una tabla de síntesis (tabla 6-8), donde se concentran las observaciones
realizadas en el campo, sumado al estudio de placas pulidas (aproximadamente 30) y al estudio
microscópico de las muestras representativas (alrededor de 20), integrando todas las estructuras y
texturas observadas en las principales vetas mineralizadas y permitiendo la realización de un análisis
comparativo de las mismas.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 150

Tabla 6-8: Clasificación de las vetas del área de estudio en función de sus Estructuras y Texturas. A: abundante, C:
común y E: escaso
De la síntesis realizada en la tabla 6-8 surgen las siguientes observaciones:
- La estructuras brechosa y bandeada coloforme, aunque con distinto grado de importancia, se
encuentran en todas las mineralizaciones evaluadas.
- Las texturas de recristalización son las que poseen mayor grado de representación,
destacándose dentro de éstas, la tipo mosaico la cual se encuentra abundante en todas las
vetas, indicando el alto grado de recristalización que sufrieron estas estructuras.
- Ninguna de las texturas primarias ni de reemplazo se presenta abundante en las vetas
estudiadas.
- También queda manifiesta la asociación entre bandeados coloformes y la variedad de texturas
de recristalización, ya que las bandas están constituidas en su mayor parte por ópalo o
calcedonia, variedades de sílice metaestables. Esto puede verse claramente en los sectores
noroeste y centro de la veta Eureka.
- Los reemplazos de carbonatos, principalmente como moldes, están únicamente representados
en el sector noroeste de la veta Eureka y en La Mariana norte.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 151

En función del conjunto de estructuras y texturas se pueden establecer “estilos” de vetas:
Por un lado los sectores noroeste y centro de la veta Eureka y La Mariana norte se caracterizan por la
presencia de un conjunto amplio de estructuras, donde el bandeamiento es la característica principal. En
cuanto a las texturas las diferencias son más sutiles, en el noroeste y centro de la veta Eureka las
primarias y las de recristalización tienen una mayor representación, mientras que los reemplazos de
carbonatos se reconocieron únicamente en Eureka noroeste y La Mariana norte.
Por otro lado Eureka sur y La Mariana sur están caracterizadas por la estructura brechosa y por la
textura de recristalización en mosaico, reconocida esta última tanto en clastos de rocas de caja como en
el cemento de la brecha, indicando una posición relativa más elevada en el sistema hidrotermal que las
vetas y sectores anteriormente descriptos.
Con respecto a la aplicabilidad de la clasificación de Morrison et al. (1989) en los depósitos del área
habría que tener en cuenta algunas salvedades:
- La estructura brechosa no es tenida en cuenta en esta clasificación.
- En las distintas vetas o sectores de vetas analizados, existe superposición de estructuras o
texturas que se clasifican en distintas Zonas o Superzonas. Esto se adjudica principalmente a
una variación en el tiempo en los fluidos que generan los distintos pulsos de las vetas, dando
lugar a distintas composiciones y grados cristalinos.
- La historia de generación de una veta en particular está íntimamente ligada a la evolución
tectónico – estructural a la que fue sometida durante su generación y a la composición de las
rocas de caja, entre otros factores, por lo tanto resulta complejo el establecimiento de
parámetros generales que cuadren con todas las mineralizaciones de un estilo en particular.
Figura 6-11: Ubicación de las principales mineralizaciones del área de estudio dentro del modelo de Buchanan
(1981) con las Superzonas y Zonas de Morrison et al. (1989).
Finalmente, según la clasificación de Morrison et al. (1989) (figura 6-11) Eureka sureste y La Mariana
sur pertenecerían a la Superzona Coloforme – Costriforme, en la zona superior, entre los 200 y 250 m
por debajo de la superficie, mientras que por otro lado Eureka noroeste y centro y La Mariana norte
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 152

estarían también dentro de la Superzona Coloforme – Costriforme, pero en la zona inferior, lo que la
ubicaría alrededor de los 300 m de profundidad, sin embargo no debe perderse de vista que la presencia
de cuarzo cristalino y de reemplazos de carbonatos podría corresponder a una profundidad algo mayor.
El conjunto de estructuras que se interpretan como de mayor profundidad estaría ubicado dentro del
intervalo de precipitación de los metales preciosos, mientras que las que se infieren como de menores
profundidades dentro del sistema hidrotermal, quedarían ubicadas en el límite superior del segmento
donde se concentran los metales preciosos, dando una expectativa positiva, de encontrar
concentraciones anómalas de estos metales debajo de la superficie actual.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 153

ALTERACIÓN HIDROTERMAL
Introducción
La alteración hidrotermal puede ser definida como una ligera o completa transformación de una
asociación mineral original, en una nueva que es más estable bajo las nuevas condiciones de
temperatura, presión y sobre todo en equilibrio con el fluido hidrotermal que atraviesa la roca.
Se supone que las rocas involucradas tienen una permeabilidad considerable en forma de fisuras o de
espacios porosos interconectados, lo que resulta en relaciones fluido/roca y cantidades de fluidos
transportados importantes. Así es que el tipo de alteración y el volumen de roca que resulte afectado
estará directamente relacionado a la composición química tanto del fluido como de la roca, la
profundidad (presión) y la temperatura a la cual se encuentre el sistema.
En el caso de los depósitos epitermales puede ser muy útil :
-Como guía de exploración ya que los halos de alteración sobrepasan en extensión al depósito mismo.
-Como ayuda para conocer el carácter químico de las soluciones hidrotermales y sus fuentes.
-Para conocer la evolución del sistema hidrotermal.
En el caso de los depósitos epitermales, las alteraciones hidrotermales han sido utilizadas en la
diferenciación entre sus distintos tipos (tabla 6-3), como una manera indirecta de caracterización del
fluido hidrotermal. Trabajos como los de Hedenquist et al. (2000) y Cooke y Simmons (2000) marcaron
lineamientos en la caracterización de cada uno de los subtipos, pero es innegable la existencia de
variaciones locales.
Figura 6-12: Modelo de alteración de depósitos epitermales tipo Baja Sulfuración según Hedenquist et al. (2000).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 154

En los depósitos de tipo Baja Sulfuración, halos de sericita/illita ± adularia gradan hacia afuera a
alteración propilítica dada por clorita-calcita ± epidoto, indicando que el pH del fluido fue cercano al
neutro (figura 6-12).
Esto se debe principalmente al proceso denominado hidrólisis donde cationes como el K y en menor
medida (Na y Ca entre otros) se incorporan a la solución al tiempo que se consume el H en solución,
produciendo una zonación hasta que todo el H sea consumido y una “estabilidad” química se haya
establecido entre fluido y roca de caja.
El estudio de las alteraciones fue realizado a través de distintas escalas, mediante la observación de los
cuerpos alterados en el campo, donde se colectó muestras para la observación con lupa binocular y
mediante microscopio petrográfico, y en los casos que fue necesario se recurrió a la difracción de rayos
X para la determinación mineralógica de las paragénesis de alteración.
Primero se describirán las alteraciones del área de tesis y luego se hará un detalle de las áreas
asociadas a las principales mineralizaciones.
Alteración hidrotermal en el áreaFueron variadas las evidencias de alteración hidrotermal halladas,
sintetizadas en la figura 6-5.
La más significativa resultó la silicificación, por ser la de mayor representación areal y constituirse la
mayoría de las veces en resaltos topográficos con bordes abruptos, enmarcados en un paisaje dominado
por lomadas redondeadas. Este tipo de alteración se encuentra concentrado en el sector central del área
de tesis, y está controlado principalmente por la litología, donde unidades con alta permeabilidad como
ignimbritas con bajo grado de soldamiento, tobas de caída y material volcaniclástico retrabajado son
reemplazados por sílice de manera pervasiva. En las partes más altas de la secuencia silicificada se
ubican los rasgos geotermales más característicos del área: Sinter silíceo y Estructuras estromatolíticas,
indicando que los niveles ahora silicificados pertenecían a las partes más altas del sistema hidrotermal,
posiblemente vinculados a la posición del paleo nivel freático (fotos 3-24 F y 6-29).
Fotos 6-29: Microfotografía de ignimbrita con alto grado de silicificación. Con nicoles paralelos (A) la textura original
está prácticamente obliterada, mientras que con nicoles paralelos (B) se reconocen los pómez aplastados.
En menor medida lavas riolíticas e ignimbritas con alto grado de soldamiento se encuentran silicificadas,
pero en este caso producto de la presencia de una porosidad secundaria por microfracturación de las
rocas.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 155

En segundo orden de importancia se registra argilización en las rocas del área, principalmente sobre las
de composición dacítica y riolítica (foto 6-30 A). Se encuentra generalmente asociada a los sectores con
vetas, vetilleos o brechamiento hidrotermal. Está evidenciada por argilización de sanidina, plagioclasa y
vidrio volcánico (fotos 6-30 B), pómez y trizas principalmente a illita y algo de esmectitas y sericita,
mientras que los minerales máficos (biotita y anfíboles) se encuentra con cloritización variable.
Fotos 6-30: A: Argilización intensa sobre brecha de lava riolítica B: Argilización de vidrio volcánico ácido a partir de
las fracturas perlíticas, nicoles cruzados.
La propilitización, caracterizada por la asociación
clorita, epidoto y calcita, es la alteración típica de las
rocas de composición intermedia, principalmente
coladas andesíticas, que son la roca de caja de las
vetas de cuarzo o calcita (fotos 6-31 y 6-32), o que
se ubican próximas a brechas hidrotermales.
F
o
tos 6-31: Propilitización asociada a vetillas en veta
Eureka noroeste; el color rojizo se debe en parte a
oxidación asociada.
Fotos 6-32: Propilitización en el centro de plagioclasa de coladas andesíticas A: Nicoles paralelos y B: Nicoles
cruzados.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 156

La presencia de piritización, de escasa representatividad areal, se ubica en la roca de caja alta del sector
noroeste de la veta Eureka, dispuesta como diseminado en rocas de composición intermedia, y en los
alrededores de la Brecha Hidrotermal Central también diseminada, pero asociada a microfracturas en
una ignimbrita con silicificación penetrativa.
En este último lugar se observó que la silicificación y la piritización corresponden a dos eventos distintos.
La primera penetra en una ignimbrita alta permeabilidad, produciendo un cambio de reología del
material. Esta es posteriormente microfracturada dando lugar a una permeabilidad secundaria
permitiendo la entrada de los fluidos que dieron lugar a la piritización.
Alteración meteórica
La caolinita fue detectada en varios de los especímenes estudiados, siendo interpretada la presencia de
este mineral como una intensa meteorización sufrida por esta secuencia de rocas jurásicas.
Afloramientos con intensa argilización y oxidación aflorantes en el sudeste del área y caracterizados por
la presencia de bancos de cuarzo, caolinita e illita en cantidades variables, con participación de óxidos
de hierro, lo que les otorga colores rosados, anaranjados y rojizos fueron interpretados como superficies
de meteorización jurásica (“paleo-weathering”) (Niveles de Oxidación, ver capítulo 3).
Alteración veta Eureka
Al igual que en las características anteriormente expuestas de esta veta, el tipo y grado de alteración
cambia a lo largo de su corrida dando lugar a un ancho del halo alterado variable entre 20 y 300 m a
cada lado de la vetas (figuras 6-5 y 6-6).
El sector Noroeste de la veta está caracterizado por la presencia de roca volcánicas de composición
intermedia donde la mineralogía de alteración está fundamentalmente compuesta por clorita, epidoto,
illita, esmectitas y calcita. Es en este sector, en la roca de caja norte de la veta que se encontraron la
vetillas de laumontita, descriptas e interpretadas en la sección “Mineralogía”.
El sector Centro está formado por rocas ignimbríticas con intensa argilización y sericitización de
feldespatos mientras que los minerales máficos están generalmente alterados a epidoto. La matriz
registra un grado parcial de silicificación.
Ya en el sector Sudeste, la roca de caja está constituida por la parte superior de las ignimbritas con bajo
grado de aplastamiento y una intercalación de tobas de caída y tufitas que se encuentran silicificadas en
forma penetrativa, con varios de sus huecos rellenos por óxidos de hierro (estructura Panal de abejas, en
Estructuras y texturas de cuarzo).
El cambio en el tipo de alteración se adjudica principalmente a la variación en la roca que hospeda la
mineralización, mientras que el grado de alteración dentro de cada tipo de roca hace referencia a la
evolución del fluido hidrotermal, con una tendencia a ser más frío y neutro hacia el sudeste
Alteración vetas de La Mariana
Como puede verse en el mapa de detalle del área que las involucra (figura 6-8) la alteración
característica de la roca que las hospeda está representada por argilización y oxidación.
En el campo se observa que la veta La Mariana norte presenta un grado mayor de argilización, mientras
que en La Mariana sur predomina la oxidación.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 157

Las paragénesis detectadas para la argilización son las mismas que en el resto del área con la diferencia
que en muestras representativas de la veta Sur se detectó la presencia de caolinita y chabacita, zeolita
de composición CaAl 2 Si 4 O 12 . 6 H 2 O. La presencia de estos minerales en esta última se adjudica a que
esta veta esté posiblemente representando niveles superiores del sistema hidrotermal en relación a la
veta Norte, y por lo tanto se los podría interpretar como producto de meteorización de rocas piroclásticas
de composición intermedia.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 158

GEOQUÍMICA DE METALES
Introducción
El análisis geoquímico por metales preciosos, base y traza es otro de los elementos utilizados en la
interpretación y clasificación de los depósitos epitermales, ya que se encuentra bastante bien
comprendido cuál es el comportamiento de dichos metales dentro de los sistemas hidrotermales,
resultando una de las herramientas más utilizadas en prospección-exploración de este tipo de depósitos.
Además de los metales con potencial interés económico (Au, Ag, Cu, Pb, Zn) en la actualidad se utilizan
elementos como Mn, Ba, Hg, Sb, As, Tl, en orden creciente en relación a la temperatura y proximidad a
la fuente (Gemmell, 2002).
Las muestras colectadas durante el trabajo de tesis, 66 en total, fueron analizadas con la intención de
detectar el comportamiento de los distintos elementos y no con el fin de establecer una estimación del
recurso metalífero del área.
Así fue que se llegó a la caracterización de las principales estructuras mineralizadas (vetas Eureka, La
Mariana norte y La Mariana sur), de las mineralizaciones secundarias, del Sinter silíceo, de las
estructuras estromatolíticas y de áreas con intensa alteración o brechamiento hidrotermal.
Debido a las variaciones reconocidas dentro de la veta Eureka, se realizaron análisis detallados sobre
las muestras de esta veta. Por un lado, utilizando muestras representativas de los distintos tramos de
esta veta se estudiaron las variaciones de la mineralización según su corrida, mientras que por otro, se
realizó el muestro selectivo de los distintos pulsos de la misma, lo que permitió arribar a conclusiones de
relevancia genética y económica.
Sectores Eureka y La Mariana
Con la intención de comprender el sistema hidrotermal jurásico que tuvo lugar en el área estudiada se
realizó la comparación de las principales vetas mineralizadas (subdividiendo a la veta Eureka en tres
sectores): Eureka noroeste, Eureka centro, Eureka sudeste, La Mariana norte y La Mariana sur (tabla 6-
9).
As Sb Tl Hg Au Ag Cu Pb Zn Mn Ba Au/Ag
n 23 23 19 21 23 23 23 23 23 23 23 23
Noroeste
media 47,20 3,13 2,78 0,10 1477 7,5 16 4 17 2479 265 1/5
Eureka
La
Mariana
Centro
Sudeste
Norte
Sur
n 8 8 6 4 8 7 8 8 8 8 8 7
media 24,65 4,24 0,93 0,02 91 1,2 10 6 6 444 253 1/13
n 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1
media 11,80 9,30 0,30 0,02 6 0,1 3 5 2 540 365 1/17
n 6 6 5 6 6 6 6 6 6 6 6 6
media 23,80 20,23 0,10 0,68 13841 55,5 6 10 2 44 14 1/4
n 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3
media 34,87 3,00 0,05 0,31 2549 4,1 11 4 11 100 17 1/2
Tabla 6-9: Resumen de los valores geoquímicos de los sectores de veta Eureka y vetas La Mariana. Todos los
valores en ppm salvo Au en ppb. n es la cantidad de muestras analizadas
Si bien todas las estructuras analizadas poseen características típicas de los depósitos epitermales de
baja sulfuración, el estudio detallado de las mismas ha permitido la discriminación de dos subsistemas:
Eureka y La Mariana.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 159

Mediante la observación de la tabla 6-9 y los histogramas de la figura 6-13 queda manifiesto que si bien
utilizando elementos como As, Sb y los metales nobles podría asignarse a ambos sectores como dentro
de un mismo sistema hidrotermal, utilizando los valores de Au y Ag, las vetas de La Mariana
representarían un nivel más profundo del sistema, mientras que con elementos como Mn y Ba este
mismo sector quedaría ubicado por encima de la veta Eureka dentro del modelo epitermal.
Figura 6-13: Valores promedios en metales de vetas Eureka y La Mariana. Expresados en ppm salvo Au en ppb.
Por lo tanto, aunque ambos sistemas tienen valores similares en metales base, el subsistema La
Mariana se muestra más rico en metales preciosos en varios órdenes de magnitud.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 160

Otra diferencia resulta en la relación existente entre los metales preciosos y los elementos traza. En la
veta Eureka los valores más altos en Au y Ag están asociados a los máximos en As, Tl y Hg mientras
que un comportamiento diferente tiene el Sb. Para el caso de las vetas de La Mariana, las mayores
anomalías en Au y Ag se vinculan con el aumento en Sb y subordinadamente en Tl y Hg, teniendo el As
un comportamiento inverso, sumando otra herramienta para la diferenciación de ambos subsistemas.
Una relación comúnmente utilizada en la caracterización de este tipo de depósitos es la relación Au/Ag.
Como se encuentra expresado en la tabla 6-2 el valor para los depósitos de tipo baja sulfuración es
alrededor de 1/15. En los sectores estudiados esta relación ha tenido valores próximos al parámetro
común para estos depósitos, aunque con una tendencia a presentar mayores valores en oro en relación
a la plata en Eureka noroeste, y en ambas estructuras del sector La Mariana (figura 6-14 A).
Figura 6-14: A: Promedios de la relación Au/Ag en los principales sectores mineralizados (se interpreta como 1:valor
de abscisa ). B: Valores de Au y Ag en las muestras de los mismos sectores mostrando una correlación positiva.
Por otro lado se ha observado, mediante la graficación conjunta de todas las muestras de estos sectores
(figura 6-14 B), que el aumento en los valores de Au es directamente proporcional al de Ag indicando
que posiblemente fue el mismo fluido hidrotermal el que estaba enriquecido en ambos metales.
Perfil de veta Eureka
Con el fin de evaluar las variaciones de la estructura a lo largo de su corrida se utilizaron siete muestras
representativas según un muestreo con una equidistancia aproximada de 800 m. Las primeras tres
muestras corresponden al sector Noroeste de la veta, las tres siguientes al sector Centro y la última es la
representativa del sector sudeste.
Según se puede observar en los gráficos de la figura 6-15 Au, Ag, Zn y Cu decrecen de manera
constante hacia el sudeste, mientras que el Sb posee comportamiento inverso, de la forma que sería de
esperar en un perfil de este tipo de depósitos, apoyando la interpretación de que la veta manifiesta
niveles de menor profundidad en ese sector.
Sin embargo, al mismo tiempo, As, Tl y Hg decrecen en esta dirección y el Pb presenta un
comportamiento particular, con anomalías positivas en ambos extremos. En los dos primeros elementos
se reconoce una fuerte removilización al encontrarse concentrados en los pulsos 4 y 5 de la veta (figura
6-16), mientras que Hg y Pb presentan comportamientos un tanto erráticos que no resultan de sencilla
comprensión a través del estudio realizado.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 161

Figura 6-15: Valores geoquímicos de muestras representativas a lo largo de la veta. Todos los elementos en ppm
salvo Au en ppb.
Detalle de pulsos de Veta Eureka
En función de la diferenciación de pulsos realizada en la veta Eureka, se ha abarcado a la misma desde
el punto de vista de los resultados geoquímicos obtenidos.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 162

Para una sencilla comparación entre los resultados obtenidos, se los graficó mediante histogramas de
barras (figura 6-16) identificando a cada pulso con un número correlativo desde el más profundo y
antiguo (Bandeado Costriforme) con el número 1, hasta el representante de condiciones más someras y
último con el número 7 (Multibrecha), a los que se sumó la textura en “Panal de abejas” (PA)
característica del sector sudeste de la veta.
Lo primero que puede observarse es que para todos los elementos tenidos aquí en cuenta, los pulsos 4 y
5 (Brecha silíceo-ferruginosa y Evento Limonítico respectivamente) presentan anomalías positivas
respecto al resto de los demás pulsos, siendo en la mayoría de los casos la moda principal (As, Tl, Ag,
Cu, Zn, Ba y Mn), mientras que en otros es la secundaria dentro de una distribución de tipo bimodal (Sb,
Au, Hg y Pb).
Este particular comportamiento de los metales puede explicarse desde varios puntos de vista. Por un
lado, ambos pulsos involucrados son los que presentan mayor participación de óxidos de hierro, lo cual
fue anteriormente interpretado como el producto de fluidos provenientes de celdas convectivas que se
cargan de elementos (metales y óxidos) de niveles superiores que luego depositan en profundidad
cuando las condiciones son favorables (Corbett y Leach, 1995).
Por otro lado también ambos pulsos son producto de brechamiento hidrotermal, lo que genera un brusco
decaimiento en la presión del sistema, una de las principales causas de la precipitación de los elementos
involucrados. Esto último se ve también manifestado, aunque a menor escala, en el pulso 2 (Brecha
Silícea) donde metales como As, Sb, Au, Hg, Cu, Zn y Mn presentan valores mayores que en los pulsos
que lo anteceden y le siguen (pulsos 1 y 3).
De esto se desprende que la mayoría de los elementos se encuentren posiblemente reconcentrados
gracias a la removilización de pulsos anteriores, no ocurriendo esto con el elemento de mayor interés
económico, el oro.
Otros sectores mineralizados
El resto de las áreas con evidencias de mineralización descriptas anteriormente también registraron
algún tipo de anomalía que las indican como afectadas por un sistema hidrotermal cargado en metales,
aunque se destacan las anomalías de la Brecha Hidrotermal Central y en forma subordinada algunas de
los sectores Vetilleo Norte y Puesto Solo (tabla 6-10).
En el primer caso casi todos los elementos tenidos en cuenta en este estudio presentan anomalías
positivas siendo las más importantes las registradas en As (276 ppm), Sb (11 ppm), Ag (14 ppm) y Ba
(516 ppm), mientras que en el segundo se registraron máximos de 49, 2 ppm de As y 1,5 de Ag.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 163

Figura 6-16: Valores geoquímicos discriminados por pulsos dentro de la veta Eureka. Todos los elementos en ppm
salvo Au en ppb.
Por último, tanto en el sector Cerro Solo como en la Brecha La Mariana se detectaron valores de 1 ppm
en Hg.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 164

Por lo tanto se infiere que estos sectores estarían representando fluidos de baja temperatura,
posiblemente cercanos a la paleo superficie, apoyado esto porque en la mayoría de los casos la
estructura está representada por brechamiento hidrotermal.
Ubicación Descripción As Sb Tl Hg Au Ag Cu Pb Zn Mn Ba
BHC
brecha hidrotermal (con
bandeado costriforme y qz
amatista) 276 11 0,2 0,3 0,3 14 11 62 57 262 516
Vetilleo Norte veta (bandeado costriforme con
qz amatista) 49,2 1 0,2 0 95 1,5 3,6 3,3 17 150 26
Pto Solo brecha hidrotermal sobre
ignimbritas (con limonitas) 44 3 < 5 < 1 33 1,2 4 7 7 52 67
Co Solo brecha hidrotermal con rumbo
NO-SE 22 5

ESTUDIO DE INCLUSIONES FLUIDAS
Introducción
Las inclusiones fluidas estudiadas aquí, corresponden a pequeñas porciones de fluido hidrotermal que
quedó entrampado a modo de burbujas, dentro de los cristales de cuarzo, al momento del crecimiento
mineral, preservando al fluido en su interior. De acuerdo a la posterior evolución del sistema, estas
inclusiones pueden encontrarse en fase líquida, sólida o gaseosa, e incluso en cualquier combinación
entre éstas.
Este estudio se basa en la determinación de distintos parámetros mediante el calentamiento y
congelamiento de las muestras los que luego son procesados mediante software específico. Así se
obtienen valores de temperatura, salinidad, presión y profundidad del sistema hidrotermal al momento de
cristalización.
Dentro de este tipo de depósitos resulta bastante complejo su trabajo ya que muchas veces la baja
temperatura de precipitación de la sílice hace que lo haga en forma de calcedonia u ópalo perdiendo o
modificando a sus inclusiones al transformarse a cuarzo (Sander y Black, 1988).
Estudios microtermométricos
Se realizaron 12 secciones bi-pulidas representativas de los distintos pulsos de la veta Eureka y de las
vetas de La Mariana (tabla 6-12). Solo las que presentaban fases de cuarzo cristalino fueron las que
poseían buenos ejemplos de inclusiones para la realización del estudio, ya que varias de las muestras,
sobre todo las realizadas sobre calcedonia u ópalo, tenían inclusiones muy pequeñas (

Con posterioridad se realizó el calentamiento de las muestras. Allí se buscó la homogenización de las
inclusiones bifásicas, que en todos los casos fue a líquido. Los resultados obtenidos arrojaron valores
entre los 138 y los 252°C.
tamaño vapor Rango Th Thf Te Salinidad Densidad Presión Profundidad
µ % (°C) (°C) (°C) %peso Na Cl eq. g/cm 3 bares mts
Veta Eureka (P1)
n 40 37 7 5 4
promedio 13,4 24,2 191,3 -0,2 -29,1 0,33 0,88 11,8
max 92,5 60 228 0 -23 320
min 4 10 160 -0,7 -31,3 70
La Mariana N
n 27 27 8 4 2
promedio 9,3 38,89 233,6 -0,2 -25,0 0,33 0,82 26,1
max 30 85 252 0 -25 500
min 4 15 207 -0,3 -25 185
La Mariana S
n 22 20 15 6 n/d
promedio 8,5 30,5 185,4 -0,2 0,33 0,89 9,2
max 20 80 214 0 250
min 3 20 138 -0,4 20
Tabla 6-12: Resultado del estudio de inclusiones fluidas. En negro el resultado del mapeo de las inclusiones
mediante microscopio petrográfico, en rojo valores surgidos del calentamiento, en azul del enfriamiento, en verde del
procesamiento de los datos con el programa Flincor, en naranja a partir de las isócoras de la figura 6-17 y en
morado a partir de la figura 6-18 (Haas, 1971)
Con los valores de temperaturas de homogenización (Th) y de temperatura de fusión final del hielo (Thf)
obtenidos en el laboratorio, y mediante la utilización del programa FLINCOR se obtuvieron parámetros
como salinidad, densidad y los elementos necesarios para la construcción de las isócoras mediante las
cuales se obtiene la presión de entrampamiento.
Las salinidades promedio de las estructuras estudiadas resultaron dentro del intervalo correspondiente a
los depósitos de tipo epitermal, así como de las inclusiones fluidas en cuarzo medidas en otros sectores
del Macizo del Deseado (tabla 6-13), aunque hacia el extremo de los valores más bajos. Esto
posiblemente se deba a que los sectores aflorantes de estas vetas estén representando niveles muy
altos del sistema hidrotermal, por encima de la precipitación de la mayoría de los metales.
Temp de homogeinización (°C) Salinidad aparente (% eq. NaCl)
Sistemas geotermales (1) 100-350 0,2 a >3
Epitermales ricos en Au-Ag (1) 200-310 0 a 8
Epitermales Macizo del Deseado (2) 130-320 0,18-8
Eureka (3) 160-228 0,33
La Mariana N (3) 207-252 0,33
La Mariana S (3) 134-214 0,33
Tabla 6-13: (1) Hedenquist y Henley (1985b); (2) Recopilación de Guido (2002), Mykietiuk y Curci (2004) y
Moreira (2005). (3) Datos obtenidos en el presente estudio.
Los valores de presión detectados mediante la realización de las isócoras que varió entre 9,2 y 26,1
bares (figura 6-17) dan a las estructuras estudiadas, también una alta posición dentro del sistema
hidrotermal jurásico.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 167

Figura 6-17: Isócoras correspondientes a las inclusiones de las vetas Eureka, La Mariana norte y La Mariana sur.
Por otro lado, una aproximación a la profundidades mínimas de entrampamiento de las inclusiones pudo
calcularse a partir del gráfico de Haas, 1971, el que si bien fue contruido para la utilización de
temperaturas de ebullición, teniendo en cuenta la baja profundidad de este tipo de depósitos, es
perfectamente utilizable en los casos que no se haya detectado dicho proceso.
Mediante este gráfico (figura 6-18) se obtuvieron rangos de profundidades mínimas para cada estructura,
dejando de manifiesto que La Mariana sur (20-250 m) representa niveles bastante próximos a la
paleosuperficie jurásica, mientras que La Mariana norte (185-500 m) si bien también es alta dentro del
sistema hidrotermal, representa fluidos más profundos que la estructura anterior.
El sector noroeste de la veta Eureka, que es donde se reconocieron las inclusiones fluidas, estaría
representando un fluido con profundidad intermedia (70-320 m) en comparación con el área La Mariana.
Figura 6-18: Diagrama utilizado en la aproximación a las profundidades mínimas de entrampamiento (Haas, 1971)
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 168

ESTUDIO DE ISÓTOPOS ESTABLES
Introducción
El estudio de los isótopos estables de elementos como O, S y C, viene siendo usado en el modelado de
depósitos minerales desde las últimas décadas (Ohmoto y Rye, 1979).
Como los isótopos aquí utilizados son estables y por lo tanto no decaen con el tiempo, son procesos
físico-químicos los que determinan las cantidades de cada isótopo, así es que el mecanismo básico que
se usa en este estudio es la medición de las cantidades relativas presentes de cada isótopo de un
determinado elemento de interés, por ejemplo el oxígeno.
Asumidas previamente las relaciones isotópicas de las posibles fuentes de fluido hidrotermal y las
características del fraccionamiento isotópico generado a partir de distintos procesos posteriores,
mediante el valor de la cantidad de relativa de cada isótopo obtenido en laboratorio se puede llegar a
determinaciones tanto genéticas como evolutivas del fluido hidrotermal.
Para el presente trabajo se han analizado por O las vetas de cuarzo La Mariana, veta Eureka,
mineralizaciones secundarias, los estromatolitos silíceos, el sinter silíceo “Las Margaritas”, por C y O
vetas y vetillas de calcita y de los estromatolitos carbonáticos y por S muestras de pirita de La Mariana
norte, veta Eureka, la Brecha Hidrotermal Central y el Vetilleo Norte.
Isótopos de oxígeno en cuarzo
Los resultados obtenidos en laboratorio consistieron en el valor de δ 18 O del mineral, en valores por mil
(‰) y calculados en función de su desviación respecto del SMOW (Standard Mean Ocean Water).
Luego, para la caracterización del fluido en equilibrio con este mineral, se calculó el valor de δ 18 O fluido
utilizando la fórmula de Zheng (1993) según:
δ 18 O fluido = δ 18 O qz - 10 3 ln α
donde
10 3 ln α= D(10 6 )/T 2 + E(10 3 )/T + F
siendo D, E y F constantes determinadas experimentalmente y T la temperatura de precipitación del
cuarzo en °K. Los valores de temperatura utilizados fueron los obtenidos mediante las inclusiones
fluidas,
El conjunto de los resultados obtenidos se encuentran en la tabla 6-14, mientras que el promedio de
cada una de las estructuras analizadas se encuentra graficado en la figura 6-19.
De la observación de estos valores surge que por un lado las vetas de La Mariana y el Vetilleo norte
conforman un grupo que promedia un δ 18 O qz de entre 5,8 y 7,6 ‰, con valores mínimos en La Mariana
norte y máximos en La Mariana sur.
Un poco más altos son los valores registrados en la veta Eureka, con una media de δ 18 O qz de 12 ‰,
mientras que por otro lado el conjunto de los rasgos geotermales del área (Estromatolitos silíceos y
Sinter Las Margaritas) ronda un valor de δ 18 O qz de 15‰.
Esto puede adjudicarse a que el primer grupo esté representando fluidos de mayor temperatura que los
de que dieron origen a la veta Eureka, y que a su vez los fluidos hidrotermales que reemplazaron los
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 169

estromatolitos y generaron el sinter fueron de más bajas temperaturas que los que dieron lugar a las
vetas.
N° de muestras δ 18 O qz (‰) temp °C δ 18 O fluido (‰)
Eureka 8 12,0 185 -0,71
La Mariana norte 5 5,8 235 -3,89
La Mariana sur 2 7,6 185 -5,09
Vetilleo norte 2 6,6 190 -5,70
Estromatolitos silíceos 2 14,9 90 -7,69
Sinter Las Margaritas 5 14,4 90 -8,10
Tabla 6-14: Promedios de los valores de δ 18 O qz (medido) y de δ 18 O fluido (calculado).
Lo anteriormente interpretado tiene un fuerte apoyo al estudiar en detalle las muestras representativas
de la veta Eureka (tabla 6-15).
Como se vio anteriormente, durante el estudio de detalle de la veta Eureka, en función de las texturas de
cuarzo, geoquímica, mineralogía, etc., se interpretó que a medida que avanzaba la evolución de la veta,
cada pulso representaba temperaturas cada vez más bajas, llegando al extremo sudeste de la veta,
donde la textura en Panal de abejas era representativa de procesos de reemplazo de la roca de caja.
Algunos de estos pulsos fueron analizados y se reconoció que los resultados de δ 18 O qz manifestaron
una clara tendencia a aumentar sus valores hacia los pulsos representativos de las menores
temperaturas.
Muestra δ 18 O qz (‰) temp °C
Pulso 2 (cemento silíceo) R259 11,2 190
Pulso 3 (en sector noroeste) R258 9,6 190
Pulso 3 (en sector noroeste) R297 10,6 190
Pulso 3 (cuarzo violáceo en drusa) R298 10,7 190
Veta Eureka
Pulso 3 (sambayón en sector central) R322 11,5 190
Pulso 4 roca total R260 11,9 190
Pulso 4 (solo cemento SF) R266 13,6 190
Textura Panal de abejas R397 16,8 150
Tabla 6-15: Detalle de análisis realizados en la veta Eureka. Promedios de los valores de δ 18 O qz (medido)
En cuanto la caracterización isotópica de los rasgos geotermales encontrados en el área, cuando son
comparados con las vetas y vetillas de cuarzo del mismo sector (tabla 6-14 y figura 6-19) se observa que
los primeros presentan mayores valores de δ 18 O qz, al igual que fue manifestado en otros depósitos del
mismo tipo dentro del Macizo del Deseado (tabla 6-16). Como fue interpretado en las otras ocasiones,
esto estaría indicando que los fluidos que generaron el Sinter silíceo y la silicificación de los
estromatolitos, tuvieron lugar en ambientes someros a bajas temperaturas como fuera señalado por
Ewers (1991) para este tipo de depósitos.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 170

Cuarzo de
vetas o
vetillas
Rasgos
Geotermales
Localidad
δ 18 O qz (‰) δ 18 O fluido (‰) Referencia
Cerro Vanguardia 9,3 a 12,8 1,5 a 5 Schalamuk et al., 1999a
Manantial Espejo 8,8 a 12,7 No calculado Schalamuk et al., 1998
1,8 a 15,7 -6,4 a 2,8 Schalamuk et al., 1999a
2,4 a 16,6 -9,24 a 7,64 Echeveste, 2005
La Josefina
12,8 a 14,7 4,4 a 6,35 Schalamuk et al., 1999a
3 a 8,1 -7,84 a 0,13 Moreira, 2005
El Dorado-Montserrat 6,1 a 8,6 -3,11 a -1,9 Echavarría, 1997a
Bajo Pobre 9,3 a 14,8 -3,5 a 2 Schalamuk et al., 1999a
Zona oriental (MD) -0,5 a -5,6 -9,94 a -3,15 Guido, 2002
La Esperanza 3,9 a 5,2 -9,1 a -7,8 Mykietiuk y Curci, 2004
Vetas Eureka La Mariana 4,3 a 13,6 -5,9 a 1,3 Este estudio
La Marciana 7,3 a 16 No calculado Guido, 2002b
Manantial Espejo 18,2 a 19,3 No calculado Schalamuk et al., 1999a
12,9 a 20,4 -11,22 a -3,72 Echeveste, 2005
La Josefina 12,8 No calculado Guido et al., 2001
10,1 -11 Moreira, 2005
El Macanudo 19,2 a 21,2 No calculado Schalamuk, et al., 1999b
San Agustín 13,4 a 20,8 No calculado Guido et al., 2001a
Sinter Las Margaritas 13,6 a 15,4 -8,94 a -7,14 Este estudio
Tabla 6-16: Datos de δ 18 O qz y δ 18 O fluido otros depósitos del Macizo del Deseado.
Con la intención de caracterizar la fuente del fluido hidrotermal jurásico, y como una aproximación hacia
la composición de las aguas meteóricas para ese momento, se han utilizado como referencia los datos
existentes de δ 18 O y δD de precipitaciones de las localidades más próximas (IAEA/WMO, 2004) y los
datos obtenidos por Cravero et al. (1991) para caolinitas supergénicas del Jurásico superior-Cretácico
del este del Macizo del Deseado. Los promedios obtenidos para estos elementos fueron de -11,03 y -
84,29 para Ushuaia y de -7,14 y -56,14 para Puerto Madryn, respectivamente.
20,0
15,0
10,0
5,0
d 18O qz (‰)
d 18O fluido (‰)
Figura 6-19: Histogramas
de valores promedios de
δ 18 O qz y δ 18 O fluido para
los sectores: Eu: veta
Eureka, LMN: La Mariana
norte, LMS: La Mariana
0,0
sur, VN: Vetilleo norte,
ES: Estromatolitos silíceos
-5,0
-10,0
Eu
LMN
LMS
VN
ES
SLM
y SLM: Sinter Las
Margaritas
Esta información sumada al conjunto de los datos publicados de vetas y vetillas del Macizo del Deseado
se ha volcado en un gráfico de δD vs. δ 18 O (figura 6-20). Vale la aclaración de que aunque las distintas
áreas quedan graficadas como líneas rectas debido a la falta de valores de δD, debe considerarse que
los valores de este isótopo para cada depósito estudiado quedan comprendidos dentro del intervalo
correspondiente al de las aguas meteóricas de la zona, ya que el H presenta muy poco fraccionamiento
isotópico durante la relación agua-roca (Recio, 2000).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 171

Es así que los valores de δ 18 O fluido registrados en el área (-5,9 a 1,3‰ ) quedan comprendidos en un
sector intermedio entre las aguas magmáticas y las meteóricas, pero con una tendencia hacia esta
última.
De este mismo gráfico surge que los datos de δ 18 O fluido correspondientes al área de tesis se
encuentran en el sector medio del campo correspondiente a las mineralizaciones del Macizo (-9,94 a
7,8‰) determinando que las mineralizaciones estudiadas en este trabajo no presentan grandes
variabilidades en cuanto al aporte relativo de aguas magmáticas-meteóricas y/o en las temperaturas de
formación.
Figura 6-20: Diagrama de δD vs. δ 18 O del fluido en equilibrio con el mineral (en este caso cuarzo) para vetas y
vetillas de cuarzo del Macizo del Deseado. El campo de los Vapores volcánicos es de Giggenbach (1992) y el de
Aguas magmáticas de Sheppard (1996).
De todos modos, y trabajando más en detalle con los valores obtenidos, puede hacerse la aproximación
a que el aporte de aguas magmáticas ha sido mayor en la veta Eureka (-0,71‰) que en La Mariana norte
(-3,89‰), La Mariana sur (-5,09‰) y Vetilleo norte (-5,7‰).
Finalmente los Estromatolitos silíceos (-7,69‰) y Sinter Las Margaritas (-8,1‰) registran el menor aporte
de aguas magmáticas como es característico de estas estructuras geotermales.
Isótopos de carbono y oxígeno en carbonato
En este caso el material analizado consistió en vetas y vetillas de carbonatos y estromatolitos
carbonáticos, obteniéndose valores de δ 13 C y de δ 18 O en relación al estándar PDB (Belemnite de la
Formación Pee Dee) y de δ 18 O según el estándar SMOW , todos ellos expresados en delta por mil (δ ‰)
(tabla 6-17).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 172

N° muestra δ 13 C PDB δ 18 O PDB δ 18 O SMOW
Estromatolitos carbonáticos R114-1 2,030 -6,995 23,698
Estromatolitos carbonáticos R114-2 2,734 -5,946 24,779
Estromatolitos carbonáticos R114-3 0,637 -8,481 22,166
Estromatolitos carbonáticos R114-4 1,562 -8,882 21,752
Estromatolitos carbonáticos R114 -0,849 -18,838 11,489
Vetilla de calcita en andesitas R124 -3,235 -22,135 8,089
Vetilla de calcita en ignimbritas R149 -8,857 -19,44 10,868
Vetilleo Norte calcita (microcristalina) R 162 -7,171 -27,269 2,797
Vetilleo Norte calcita (grandes cristales) R416 B -8,553 -15,405 15,028
Tabla 6-17: Resultados de δ 13 C y δ 18 O sobre muestras de carbonatos (calcita) del área de tesis.
Estos valores han sido graficados en un diagrama de δ 13 C vs. δ 18 O (figura 6-21) y comparados con los
resultados obtenidos por Simmons y Christensen (1994) para el sector de Broadlands-Ohaaki (Nueva
Zelanda), donde estos isótopos fueron utilizados como una herramienta para establecer el origen de los
fluidos que dieron lugar a la formación de calcita.
Figura 6-21: Diagrama de δ 13 C vs. δ 18 O modificado Simmons y Christensen (1994), con las muestras del área de
tesis y de otros sectores del Macizo del Deseado según: Manantial Espejo (ME) y Marcelina (Echeveste, 2005) y La
Josefina (Moreira et al., 2005). La aragonita superficial y las curvas de H 2 CO 3 y HCO - 3 son de Simmons y
Christensen (1994).
A primera vista se observa que las muestras se disponen según dos grupos principales, uno con valores
mínimos de δ 13 C de –0,85‰ y de 11,5‰ de δ 18 O que es el que corresponde a las estructuras
estromatolíticas carbonáticas y otro con valores máximos de δ 13 C –3,2 ‰ y de 15‰ de δ 18 O,
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 173

correspondiente a las vetas y vetillas de calcita, coincidiendo con la signatura isotópica de depósitos
similares en el Macizo del Deseado.
En función de los criterios establecidos por Simmons y Christensen (1994) la ubicación del grupo de
muestras de los estromatolitos estaría indicando que fueron originados por fluidos de baja temperatura
(en función de los altos valores de δ 13 C) y con un gran aporte de aguas meteóricas calentadas por vapor
(dados los valores de δ 18 O).
Por otro lado, el grupo de vetas y vetillas correspondería a fluidos en equilibrio de mayor temperatura y
con un mayor aporte de aguas cloruradas profundas, esto último debido a los bajos valores de δ 18 O.
Existen algunas muestras que se comportan levemente diferente a las tendencias generales, debido a
que ninguno de los grupos planteados son aquí presentados como extremos opuestos, por ejemplo, la
muestra representativa del vetilleo de calcita en andesitas, corresponde a vetillas que se disponen en el
contacto entre bloque y bloque de una colada andesítica con intensa alteración propilítica y por lo tanto
se interpreta que su aporte principal se debió a la alteración de rocas volcánicas sometidas a aguas
calentadas por vapor mientras que fue menor el de un fluido hidrotermal profundo clorurado.
Asimismo Recio (2000) sugiere que altos valores en δ 13 C serían también indicativos de un aumento en el
aporte de aguas superficiales para el fluido en equilibrio.
Finalmente y como fuera notado por Guido et al. (2002a) los valores de 13 C PDB y en 18 O PDB registrados
en los estromatolitos carbonáticos son muy similares a los determinados por Chafetz et al. (1991) en
estromatolitos eocenos de Nuevo México (EEUU) los cuales fueron interpretados como generados por
emanaciones calientes de agua dulce en un ambiente volcánico.
Isótopos de azufre en pirita
Los isótopos de azufre pueden ser utilizados en el estudio de depósitos epitermales con la finalidad de
estimar la fuente de azufre. La notación en este caso es expresada en δ 34 S ‰ en relación al estándar
CDT (Troilita del meteorito del Cañón del Diablo).
En este caso se analizaron muestras de pirita correspondientes a las vetas de cuarzo: Eureka, La
Mariana norte y Vetilleo norte y la representativa de la diseminación de pirita en la caja de la Brecha
Hidrotermal Central (tabla 6-18).
Muestra δ 34 S pirita
Veta Eureka R 382 -2
La Mariana norte R 413 -0,8
Vetilleo norte R 415 -2,5
Brecha Hidrotermal Central R 411 -2,9
Localidad
δ 34 S pirita
Referencia
Media Máximo Mínimo
Dorado Montserrat 0,8 0,8 0,8 Echavarría, 1997a
Sector oriental 1,05 2,3 -1 Guido, 2002
Manantial Espejo 0,84 2,4 -3,3 Echeveste, 2005
La Josefina 3,2 3,8 2,7 Moreira, 2005
Eu, LMN, VN y BHC -2,05 -0,8 -2,9 Este trabajo
Tabla 6-18: Valores de δ 34 S del área de tesis.
Tabla 6-19: Valores de δ 34 S de otras áreas del Macizo.
Los valores de δ 34 S registrados en las piritas del área de tesis van desde los –2,9 a los –0,8%, por lo
tanto cercanos al 0, lo que estaría indicando una filiación magmática para el azufre disponible en el fluido
hidrotermal, posiblemente vinculado a la lixiviación de sulfuros primarios en las rocas hospedantes de la
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 174

mineralización, producto de la intensa actividad volcánica desarrollada en el Macizo del Deseado durante
el Jurásico medio-superior (Complejo Bahía Laura).
Estos valores son similares a los registrados en otras áreas del Macizo (tabla 6-19) aunque puede
observarse en varias de las muestras del área estudiada, una sutil diferencia marcada por la tendencia
hacia los valores negativos de δ 34 S. Según fuera interpretado por Echeveste (2005) para los valores
más bajos obtenidos en Manantial Espejo, esto podría deberse a condiciones de precipitación algo
diferentes al resto de los depósitos, donde un incremento en la fugacidad del oxígeno y el consecuente
aumento de la fase oxidada (SO 2 ) condiciona la precipitación de sulfuros isotópicamente más ligeros, lo
que podría deberse a una mayor participación de aguas superficiales.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 175

ESTUDIO DE ISÓTOPOS DE PLOMO
Introducción
Los isótopos de plomo son usados en el estudio de los yacimientos minerales con el fin de comprender
el origen de los metales y del fluido mineralizante, y aproximar la edad de su generación. Esto está
basado en el concepto que en este tipo de depósitos el oro se encuentra íntimamente relacionado con la
pirita, y como en este caso el plomo es medido en la pirita, se estima una mismo origen para los
elementos metálicos que conforman la pirita que para el oro.
Schalamuk et al. (1997) y Moreira et al. (2005) determinaron para algunos depósitos del sector central
del Macizo, intervalos de isótopos de Pb de 18,307-18,722 para 206 Pb/ 204 Pb, 15,590-15,953 para
207 Pb/ 204 Pb y 38,290-39,527 para 208 Pb/ 204 Pb, a través del análisis de cinco muestras de galena y tres de
pirita y esfalerita, respectivamente.
Aquí se tratarán los resultados obtenidos sobre muestras de pirita, cuarzo de vetas y sobre distintas
facies volcánico piroclásticas hospedantes de mineralización epitermal jurásica para el Macizo del
Deseado (Lopez et al., 2006b).
Metodología y resultados obtenidos
Las muestras estudiadas fueron analizadas en el Centro de Pesquisas Geocronológicas del Instituto de
Geología Isotópica de la Universidad de Sao Paulo, Brasil, donde se llevó a cabo tanto la preparación de
las muestras como su análisis según la rutina expuesta en el Capítulo 2.
Las composiciones isotópicas de Pb de los sulfuros y el cuarzo se mostraron radiogénicas y
relativamente homogéneas (tabla 6-20), con relaciones 206 Pb/ 204 Pb en el intervalo 18,343 – 18,460; de
207 Pb/ 204 Pb entre 15,599 y 15,631 y de 208 Pb/ 204 Pb entre 38,344 y 38,479.
Las muestras correspondientes a las rocas jurásicas analizadas, registraron composiciones isotópicas de
Pb para 206 Pb/ 204 Pb; 207 Pb/ 204 Pb y 208 Pb/ 204 Pb, entre 18,474 – 18,662; 15,595 – 15,621 y 38,575 – 38,831
respectivamente, mostrando que en promedio, las composiciones isotópicas de las rocas hospedantes
de la mineralización son más radiogénicas que las representativas de los sulfuros y el cuarzo como es
esperado.
Material 206 Pb/ 204 Pb Error % (1σ) 207 Pb/ 204 Pb Error % (1σ) 208 Pb/ 204 Pb Error % (2σ)
Cuerpo subvolc. dacítico 18,662 0,008 15,620 0,007 38,733 0,008
Cuerpo subvolc. andecítico 18,497 0,020 15,595 0,018 38,638 0,019
Coladas and. inferiores 18,474 0,008 15,600 0,010 38,575 0,010
Coladas and. superiores 18,621 0,012 15,603 0,008 38,738 0,008
Ignimbrita anfibolítica 18,597 0,009 15,621 0,007 38,729 0,008
Domos riolíticos 18,645 0,007 15,621 0,007 38,831 0,006
Veta Eureka / qz 18,368 0,012 15,604 0,012 38,372 0,014
Veta Eureka / py 18,343 0,015 15,599 0,011 38,344 0,012
Vetilleo Norte / py 18,392 0,011 15,615 0,008 38,407 0,008
LMN / qz 18,460 0,035 15,631 0,031 38,479 0,034
LMN / py 18,365 0,011 15,601 0,011 38,361 0,012
BHC / py 18,400 0,008 15,628 0,007 38,452 0,008
Tabla 6-20: Resultados de isótopos de Pb
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 176

Esto se debe a que, como los sulfuros no tienen U y Th (o tienen en muy poca cantidad), después que el
Pb entra en la estructura de los mismos, la composición isotópica no varía (permanece la inicial),
mientras que por otro lado, en las rocas la composición isotópica del Pb continúa creciendo hasta hoy,
siempre paralelo a las curvas del diagrama de plumbotectónica, motivo por el cual están localizadas más
adelante, pero en el mismo alineamiento. Por tal motivo las rocas tienen relaciones isotópicas 207/206 Pb
más cercanos al 0Ma que los sulfuros y el cuarzo (figura 6-23).
Discusión y conclusiones
Los resultados obtenidos se ubican dentro del intervalo correspondiente a los valores previamente
registrados en el Macizo del Deseado, con la salvedad de que poseen una tendencia a los valores más
bajos tanto para la relación 206 Pb/ 204 Pb como
para 207 Pb/ 204 Pb.
Las composiciones isotópicas registradas por
la totalidad de las muestras se disponen entre
las curvas del orógeno y la corteza superior
en el diagrama Uranogénico del modelo
Plumbotectónico de Zartman y Doe (1981)
(figura 6-22), indicando que el Pb que se
encuentra en los sulfuros y el cuarzo es
proveniente predominantemente de rocas de
la corteza continental superior con alta a
moderada relación Th/Pb.
Figura 6-22: Curvas de evolución isotópica de Pb para
reservorio geoquímico terrestre según Zartman y Doe (1981).
En un detalle de este gráfico (figura 6-23), se observa que el campo determinado por las
mineralizaciones analizadas es interceptado por la tendencia de los puntos analíticos representativos de
las rocas ácidas mientras que no ocurre lo mismo con el grupo de rocas intermedias.
De todos modos, el trend oblicuo que determina el conjunto de muestras de sulfuros y cuarzo sugiere
fuentes heterogéneas de Pb con relaciones U/Pb distintas.
En esta misma figura, se observa como la línea media de los valores de las mineralizaciones intercepta
la curva de evolución de isótopos de Pb de Stacey & Krammers (1975) aproximadamente a los 200Ma.
Esta edad modelo, más allá de la baja precisión, sugiere una edad jurásica para la actividad hidrotermal
asociada al área de estudio.
Por lo tanto, coincidiendo con Lopez et al., 2006b, se interpreta que la mineralización se debió al
desarrollo de una actividad hidrotermal a escala regional, dentro de la corteza superior continental, con
lixiviación de Pb, y probablemente oro, de la suite ácida, o a través de una compleja mezcla de Pb de
ésta última con una cantidad subordinada de Pb de la suite intermedia.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 177

Figura 6-23: Diagrama de interpretación genética a partir de isótopos de Pb.
Finalmente, la edad modelo de 1,2 Ga obtenida para las Coladas andesíticas inferiores, al indicar una
fuente cortical “Grenvilliana” para estas rocas, estaría de acuerdo con la participación de Pb cortical
formando parte de los fluidos mineralizantes.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 178

ESTRUCTURA DE LAS MINERALIZACIONES
Dentro de los depósitos epitermales, los de tipo Baja sulfuración como los hallados en el área de tesis,
poseen un fuerte control estructural dominado por la estructuración regional, mientras que la disposición
de los de tipo Alta sulfuración se encuentra regida principalmente por el campo de esfuerzos local
dependiente del centro volcánico al cual éstos se encuentran asociados, disponiéndose como vetas
radiales o anulares.
El ambiente típico de los depósitos de Baja sulfuración es el de campos extensionales, generalmente
asociados a procesos de rifting, que generan por un lado el marco volcánico y la consecuente elevación
de las isotermas y por otro relajación en la corteza con generación de espacios abiertos por donde
circulan con facilidad los fluidos hidrotermales, hasta el momento que por diversas causas (por ejemplo:
cambios de temperatura, presión o disposición local de los esfuerzos) éstos se detienen y precipitan
dando lugar a estructuras vetiformes.
Estas generalidades son aplicables a grandes rasgos en el Macizo del Deseado, aunque una revisión de
cada caso en particular es necesaria, ya que no es practicable la aplicación de un único mecanismo de
generación de estructuras mineralizadas para toda el área ya que en los distintos depósitos estudiados
hasta hoy en día, se han registrado importantes variaciones en las rocas de caja (Jovic, et al., 2004), en
el origen del fluido hidrotermal (Echeveste, 2005) y en la asociación directa de la mineralización con
campos volcánicos (Echavarría, 1997a), siendo esto muchas veces causal de una disposición espacial
de los depósitos.
Como se ha visto en el capítulo 4, se identificó a la orientación ONO como la frecuencia principal en la
disposición de las mineralizaciones jurásicas para el sector noroeste del Macizo. Esta dirección no se
correspondía con los rumbos más comunes de las fracturas para el mismo sector, de lo que se interpretó
que resulta fundamental la comprensión de la cinemática de las fallas para cada sector analizado, y por
lo tanto, que sólo una alta cantidad de fracturas en determinada orientación no garantiza la presencia de
mineralización en esta misma.
El control estructural en las mineralizaciones del área
A tal fin se intentó el mapeo estructural de las principales mineralizaciones del área: veta Eureka, La
Mariana norte y La Mariana sur.
La presencia de indicadores cinemáticos en estas estructuras resultó bastante escasa, solo se
reconocieron algunas estrías en la veta Eureka que por lo aisladas y variables en cuanto a su rumbo e
inclinación hicieron poco representativa su interpretación.
Es así que el análisis estructural de las vetas se basó en el cambio (o no) de sus orientaciones e
inclinaciones y en la interpretación de las variaciones de las principales características internas de las
mismas (morfología, texturas de cuarzo, mineralogía, isotopía, etc.), principalmente de la veta Eureka.
Los escasos afloramientos de las vetas del sector La Mariana y la reducida corrida de las vetas
determinó que solo pueda tenerse en cuenta para su análisis estructural su rumbo e inclinación, siendo
N080°/80°N para La Mariana norte y N105°/90° para La Mariana sur.
El caso contrario ocurre con la veta Eureka, que presenta afloramientos discontinuos a lo largo de más
de 4 km (figura 6-24).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 179

Figura 6-24: Mapa simplificado de la veta Eureka, con la interpretación estructural de la realizada. A, B y C son
detalles del sector noroeste donde se observaron las principales evidencias estructurales del área.
La mayoría de la estructura se encuentra representada por tramos continuos de veta o vetilleo de cuarzo,
con hasta 100 m de corrida y rumbo N 305°. Así como otras características que son variables a lo largo
de la estructura, también lo es la inclinación que, mientras en los sectores Centro y Sudeste es vertical,
en el sector noroeste presenta una rama principal que inclina 80° al SO, y algunas ramas secundarias
que inclinan 70-80° al NE, generando en este último caso, estructuras tipo duplex múltiple (Davis y
Reynols, 1996) (foto 6-34).
Producto del mapeo de detalle realizado, se reconocieron distintos bloques de la veta que se encuentran
desplazados unos respectos de otros, en dirección subperpendicular al rumbo principal, en algunos
casos con aparente separación horizontal dextral y en otros de tipo sinestral.
El primero de los casos (dextral) se ve mayormente registrado hacia el sudeste de la veta, originándose
un intervalo, entre bloque y bloque, en el cual no se registran afloramientos de la misma (figura 6-24 A).
Por el contrario, cuando es de tipo sinestral, como se observa en el sector noroeste de la veta, el espacio
donde se produce la dislocación de la fractura principal se encuentra representado por afloramientos de
veta con rumbo variable (N45° en promedio), que en conjunto poseen una forma sigmoidal (figura 6-24 B
y C) de gran tamaño.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 180

Este tipo de estructuras reconocidas comúnmente
en depósitos vetiformes, pero generalmente de
tamaños mucho menores, son muy útiles al
momento de interpretar la cinemática de la
estructura al momento de su formación, aunque ello
no implique una única posibilidad para su génesis.
Es así que las principales estructuras a las que se
pueden asociar la generación del sigmoide de la
veta Eureka son conocidas como: Estructuras de
Transferencia y Curvas o Codos de Relajamiento
(Davis y Reynols, 1996).
Foto 6-34: Estructura tipo duplex múltiple en el
noroeste de la veta Eureka. Visual hacia el ESE.
Como Estructuras de Transferencia (“Transfer structures”) (figuras 4-8 A) se reconoce al vínculo entre
dos segmentos de una falla. Si el desplazamiento principal de estas fallas es de rumbo, en estos
sectores de solapamiento se generan fallas extensionales que dan lugar a estructuras tipo pull-appart,
mientras que si la falla principal tiene un comportamiento extensional, en estos centros pueden formarse
vetas en escalera.
Por otro parte, las Curvas o Codos de Relajamiento (“Releasing bends or Dilatational jogs”) (figuras 4-8
B) se forman cuando cambios en el rumbo de una estructura llevan al desarrollo de segmentos
extensionales en una falla. Este tipo de estructuras se generan en variado tamaños, respondiendo
generalmente, las de escala regional, a cambios en la configuración del basamento o a la presencia de
cuerpos intrusivos.
Vale aclarar que las Estructuras de Transferencia, a su vez, pueden representar las partes superiores de
un sistema de Curvas de Relajamiento profundo.
En un principio lo que surge como conclusión es que la veta Eureka se desarrolló sobre una la fractura
regional, muy posiblemente heredada de la deformación del basamento sobre el cual se apoya la
secuencia jurásica que la contiene, lo cual es muy común en este tipo de depósitos, ya que planos de
debilidad preexistentes reducen la resistencia a la tensión y en consecuencia el esfuerzo diferencial y la
presión de fluidos necesaria para apertura y circulación de los fluidos hidrotermales (Cox y Paterson
1989, Sibson y Scott 1998)
Ahora bien, tomando todas las características observadas en esta veta, sumado a la integración del
marco geológico en el cual se encuentra se puede interpretar que la falla principal (N305°) donde se
emplaza tuvo un comportamiento dinámico al momento del flujo y precipitación del fluido hidrotermal.
Este tuvo una fuerte componente extensiva que permitió la generación del espacio para la mayor parte
de la veta, aunque no fue de inclinación pura, ya que una actividad de falla de rumbo sinestral fue
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 181

necesaria tanto para la generación de la estructura sigmoidal, como los duplex múltiples, todo ello
observado en el sector Noroeste.
Este mismo modelo de deformación permite interpretar la ausencia de mineralización entre los bloques
con separación horizontal de tipo dextral, ya que la unión de los bloques dislocados da una orientación
N-S que de acuerdo a la cinemática observada en la veta Eureka correspondería a una dirección de
comportamiento compresivo, dificultando así la circulación de fluidos hidrotermales (figura 6-24 C).
La interpretación del comportamiento de las fracturas secundarias es un tanto más compleja que se
encuentra basada en elementos indirectos, ya que no se reconocieron indicadores cinemáticos en el
campo. De todos modos, utilizando las características de la veta analizadas anteriormente (texturas de
cuarzo, alteración, mineralogía, isótopos estables, roca de caja, etc.) se pudo reconocer que hacia el
sudeste los bloques de la veta representan niveles superiores dentro de un sistema indicando que estas
fracturas tuvieron una fuerte componente de inclinación que totalizó un desplazamiento vertical, desde
un extremo al otro de alrededor de 100-200 m.
Finalmente la deformación posterior a la generación de la veta no ha sido de gran importancia,
reconociéndose únicamente sectores con fracturamiento de tipo mortero de la veta de cuarzo, sin
desplazamiento relativo de los fragmentos originados. Esto se vio particularmente concentrado en los
sectores curvados del sigmoide de la veta Eureka, ya que las curvaturas son donde se concentra la
deformación para este tipo de ambientes (Crowell, 1974).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 182

EDAD DE LA MINERALIZACIÓN
Si bien se asume una vinculación genética y temporal entre las mineralizaciones epitermales y el evento
volcánico piroclástico Jurásico del Macizo del Deseado, sólo en algunos pocos depósitos se han
realizado dataciones radimétricas que definieran directa o indirectamente esta relación(tabla 6-21).
En general, las valores obtenidos han dado edades bastante menores a las rocas que albergan la
mineralización, quedando la idea general de que los sistemas hidrotermales se desarrollaron
aproximadamente 5 Ma más tarde que la finalización del desarrollo del volcanismo, coincidiendo en parte
con Gemmell (2002), quien sostiene que la generación de los depósitos epitermales de baja sulfuración,
generalmente comienza hasta 1 Ma después del fin del volcanismo que lo enmarca.
Referencia Material Localidad Método y Edad
Arribas et al. (1996) Illita (halo de alteración) Perforación. Cerro Vanguardia K/Ar 151±3,5 a 142,3±3,4 Ma
Arribas et al. (1996) Adularia Veta Natalia. Cerro Vanguardia K/Ar 138,5±3,3 Ma
Arribas et al. (1996) Adularia Veta María. Manantial-Espejo K/Ar 142,6±3,5 a 124,8±3 Ma
Fernández et al. (1996) Roca Total (ignimbrita alterada hidrotermalmente). La Josefina Rb/Sr 156±2 Ma
Fernández et al. (1999) Roca Total (lavas riolíticas). La Josefina Rb/Sr 150±4 Ma
Dubé et al. (2000) Adularia. Manantial Espejo, 134 +-5 Ma
Echeveste (2005) Circón. Manantial Espejo, U/Pb(Shrimp) 165-159 Ma. Interpreta 2 picos.
Tabla 6-21: Fechados radimétricos de mineralizaciones en el Macizo del Deseado
Aunque no se ha llevado a cabo la obtención de edades absolutas de las mineralizaciones del área, a
partir de las observaciones de campo realizadas durante el desarrollo del presente trabajo se han podido
reconocer evidencias sobre la edad de las mismas.
Por un lado, el desarrollo de rasgos geotermales de superficie (Estromatolitos carbonáticos y Sinter
Silíceo) contenidos en las secuencias tobáceas del Complejo Bahía Laura y por otro la presencia de
clastos de vetillas (de 3 a 4 cm de potencia) de cuarzo, con textura coloforme – costriforme (figura 3-17
A) en la brecha piroclástica que contiene a la Brecha Hidrotermal Central, estarían indicando que el
desarrollo de los sistemas hidrotermales y el volcanismo, al menos durante su etapa póstuma, fueron
contemporáneos.
Esto estaría también de acuerdo con la apreciación de Gemmell (2002) vista poco más arriba, si
consideramos que el volcanismo jurásico medio-superior se desarrolló durante aproximadamente unos
30 Ma.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 183

CAPÍTULO 7
CONCLUSIONES

Introducción
Durante la presente tesis doctoral se han desarrollado las distintas hipótesis postuladas en el plan de
tesis original. A su vez, algunas de éstas fueron ajustadas y reformuladas conforme se fue
incrementando el conocimiento del área.
Si bien este estudio tuvo dos líneas o ejes de desarrollo principales, la geología (fundamentalmente el
volcanismo jurásico) y la metalogénesis del área, el estrecho vínculo entre ambas hizo compleja la
diagramación de los capítulos y subcapítulos, la cual fue decidida a los efectos de clarificar la
comunicación del trabajo realizado.
Las conclusiones que aquí se exponen son el producto de la integración de la información surgida
durante todas las etapas del trabajo.
EL MAGMATISMO JURÁSICO
Es el evento geológico que caracteriza al área estudiada, no solo por ser arealmente el de mayor
representación, si no también por ser el que genera los sistemas hidrotermales que dan lugar a las
mineralizaciones estudiadas en el presente trabajo.
El mapeo y la nomenclatura estratigráfica de las distintas unidades de roca jurásicas fueron
desarrollados según el criterio de facies volcánicas (Cas y Wright, 1995). Durante las primeras etapas
del trabajo, se intentó adjudicar unas u otras litologías a la nomenclatura convencional para el Jurásico
de esta provincia geológica: Formación Bajo Pobre y Grupo Bahía Laura (con sus Formaciones Chon
Aike y La Matilde), pero quedó claramente evidenciado en el estudio del Volcanismo Jurásico (capítulo 5)
que no son aplicables los criterios para la separación formacional y por lo tanto, si bien dentro del texto
se las denomina “Facies asignables a la Formación Bajo Pobre” y “Facies asignables al Grupo Bahía
Laura”. Por tal motivo se considera oportuno la reunión de estas litologías dentro de un único conjunto,
adoptando para este trabajo la nomenclatura de Complejo Bahía Laura, como ya fuera sugerido por otros
autores (Feruglio, 1949, Sruoga 1989, de Barrio et al., 1999 y Guido, 2002) para otras localidades del
Macizo del Deseado.
Este complejo se manifiesta en el área como una intercalación litológica dada por coladas
andesíticas e ignimbritas dacíticas, que es intruída por cuerpos subvolcánicos de composición tanto
andesítica como dacítica y es posteriormente cubierta por domos, diques y lavas riolíticas. La secuencia
culmina con una colada superior de lavas que es cubierta por aglomerados volcánicos de composición
intermedia, tobas de caída y material volcaniclástico retrabajado.
Además de producirse una intercalación composicional, también se reconoció la alternancia de
estilos eruptivos, determinando que en algunos períodos la salida del magma tuvo características
efusivas (lavas y domos lávicos), mientras que en otros fue de tipo explosivo (ignimbritas, surges y tobas
de caída), con una tendencia al retrabajo de estos materiales hacia la parte alta de la columna geológica.
El reconocimiento de los centros volcánicos de forma directa fue complejo debido a que la
erosión y deformación post-jurásica produjeron la pérdida de la mayoría de los rasgos relativos a su
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 185

configuración original. De todos modos, la reconstrucción del ambiente jurásico a partir de la ubicación
relativa de las distintas facies volcánicas y volcaniclásticas da lugar a la interpretación de al menos un
centro, dentro del área de tesis, denominado Centro Volcánico Cerro Tetis ubicado en el centro norte del
área. Existieron también otros sectores donde hubo se produjeron importantes ascensos de materiales
volcánicos, como por ejemplo, donde se encuentran los cuerpos subvolcánicos.
Se considera que la disposición de todos estos centros tuvo un fuerte control estructural, con
rumbos principales noroeste y oeste-noroeste, ubicándose en algunas fracturas regionales heredadas
del basamento y otras contemporáneas al magmatismo, producto del régimen tectónico extensivo al que
esta provincia geológica estaba sometida.
En relación a la edad del magmatismo en el área de estudio, se realizaron análisis
geocronológicos mediante U-Pb en circones sobre el Cuerpo subvolcánico andesítico, el Cuerpo
subvolcánico dacítico y las Coladas andesíticas intermedias, arrojando valores de 156 ± 1,2, 157 ± 1,7 y
159 ± 2,1 Ma respectivamente.
De estos resultados surge que el volcanismo desarrollado en este sector del Macizo del Deseado se
encuentra próximo a las edades más jóvenes registradas anteriormente en esta provincia, y por lo tanto
estaría representando las etapas póstumas de evento magmático jurásico.
Por otro lado confirma la coetaneidad de magmas con distinta caracterización geoquímica (andesítica,
dacítica y riolítica).
Los estudios geoquímicos de las rocas mostraron una continuidad composicional desde
basandesitas a riolitas, por lo que no se registró la bimodalidad mencionada para este evento jurásico en
otros sectores del Macizo del Deseado (Pankhurst y Rapela, 1995 y Guido, 2002).
A su vez, el trabajo de detalle también permitió reconocer algunas posibles evidencias de mezcla física
de magmas (“Magma mingling”), que podrían ser asumido como posible gatillo para la extrusión del
magma.
Los resultados de edad modelo (T DM ) según Sm-Nd de 1,2 Ga y de εNd = -2,4 obtenidos para
Coladas andesíticas inferiores (la facies volcánica más antigua del área), son concordantes con los
valores obtenidos anteriormente para el sector central del Macizo (Pankhurst y Rapela, 1995 y
Pankhurst et al., 2000). El valor de 1,2 Ga es asumido como la edad en la cual el protolito crustal
andesítico se diferenció del manto, por lo tanto estaría reflejando una edad “Grenvilliana” para la primitiva
corteza continental de la región. Por otro lado el valor de εNd indica una proveniencia de la corteza
continental inferior al menos para las coladas andesíticas inferiores de la secuencia volcánica del área.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 186

MINERALIZACIÓN EPITERMAL EN EL ÁREA
Se reconocieron en el área tres estructuras mineralizadas principales: veta Eureka, veta La
Mariana norte y veta La Mariana sur; siete sectores con evidencias de mineralización hidrotermal:
Vetilleo Norte, Cerro Solo, Área Puesto Solo, Paragüitas, Brecha Centro Volcánico Cerro Tetis, Brecha
Hidrotermal Central y Brecha La Mariana y dos áreas con rasgos geotermales correspondientes a los
mismos sistemas hidrotermales jurásicos: Sinter silíceo Las Margaritas y Estructuras estromatolíticas.
Al mismo tiempo la impronta de la actividad de sistemas hidrotermales quedó en muchos de los
afloramientos de rocas en el área, manifestándose como alteraciones argílica, silícea y/o propilítica,
prevaleciendo una u otra principalmente en función de la composición original de la roca, más que
debido a la proximidad a una estructura mineralizada.
La Veta Eureka se presenta aflorando como lomadas discontinuas a lo largo de 4,5 km, con un
rumbo general variable entre N300° y N310° e inclinando fuertemente (70° a 80°) al sudoeste.
Las principales características de la veta, cambian a lo largo de su corrida, motivo por el cual fue
subdividida en tres sectores: noroeste, centro y sureste.
El sector noroeste se presenta como un único cuerpo, de ancho variable entre 5 y 25 m, relleno de
cuarzo y calcedonia, con estructuras como Bandeado Costriforme, Brecha Silícea, Bandeado Coloforme,
Brecha Silíceo Ferruginosa y Evento Limonítico y texturas representativas de la zona Coloforme-
Costriforme Inferior, alojado en lavas andesíticas y en el cuerpo subvolcánico dacítico, ambos
intensamente propilitizados y argilizados.
El sector centro se caracteriza por estar subdividida en tres a cuatro ramas de 1 a 3 metros de potencia
cada una, con estructuras como Bandeado Coloforme, Brecha Silíceo Ferruginosa, Cuarzo Masivo y
texturas que también la ubican en la zona Coloforme-Costriforme Inferior. La roca de caja en este sector
consiste en un paquete de ignimbritas altamente argilizadas y silicificadas.
El sector sudeste, es el que se presenta como el más regular de los tres segmentos. Posee una potencia
total de 1 a 2 m y está compuesta por vetilleo de cuarzo, que debido a la densificación en algunos
sectores da lugar a estructuras brechosas con abundante cantidad de clastos de roca de caja, en un
cemento de cuarzo sacaroide, a veces con participación de óxidos de hierro. Las texturas se han
originado a temperaturas menores a las registradas en los tramos anteriores, ubicándose en la zona
Coloforme-Costriforme Superior. Este tramo se encuentra alojado principalmente en facies piroclásticas
de caída (tobas).
Dentro del sector Ea. La Mariana, se reconoció a las vetas La Mariana norte y La Mariana sur.
La veta La Mariana norte se dispone según un azimut N260°, con un ancho de hasta 2m sobre una
corrida de 200m. Está rellena por cuarzo con estructuras Masiva, Brechosa, Bandeado Coloforme y
Costriforme, y texturas de cuarzo que la ubican en la zona Coloforme-Costriforme Inferior.
Ocasionalmente el cuarzo se presenta poroso, con limonitas rellanando los huecos. En algunos sectores
de cuarzo masivo, sacaroide, se reconoció la presencia de pirita diseminada. Esta veta se encuentra
alojada en rocas tobáceas, de color gris verdoso a morado, dado por una intensa argilización y
oxidación.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 187

La veta La Mariana sur se manifiesta según afloramientos discontinuos sobre una corrida de 100m en
dirección N280°-290, aunque extendiéndose 50m a cada extremo, como rodados alineados (floats). La
estructura es vertical, con un ancho máximo de 1m y compuesta por un fino vetilleo de cuarzo masivo, de
color blanco, frecuentemente con estructura tipo stockwork o brecha con importante participación de
óxidos de Fe-Mn. La roca que aloja la mineralización es de características volcaniclástica, pero la intensa
alteración (silicificación, argilización y oxidación) que presenta hace compleja la identificación de una
facies en particular.
El resto de los sectores con evidencias de mineralización, están caracterizados por la presencia
de vetilleos de cuarzo y/o calcita o brechas hidrotermales de relleno silíceo, en general interpretadas
como correspondientes a partes altas del sistema epitermal, ya sea por la presencia de cuarzo amatista,
abundancia de limonitas y anomalías geoquímicas en elementos tales como As, Sb.
El patrón general de alteración hidrotermal se encuentra esencialmente relacionado al tipo de
roca de caja, pero esencialmente se desarrolla formando halos de alrededor de 30 m a cada lado de las
estructuras mineralizadas. En el caso de que las rocas en cuestión sean de composición ácida (tobas,
riolitas, etc.) la paragénesis de alteración consiste en cuarzo, sericita, illita ± epidoto, mientras que si son
de tendencia intermedia, la mineralogía de alteración está dada por clorita, epidoto, esmectitas, calcita.
Aunque en forma subordinada, se destaca la presencia de zeolitas (laumontita-leonhardita)
principalmente como vetillas en el Cuerpo subvolcánico dacítico, indicativa de que el sistema hidrotermal
en ese lugar registró mayores temperaturas (hasta 260°C).
En función de las paragénesis correspondientes a los distintos tipos de alteración, surge como
conclusión que se trató de fluidos neutros, con una composición próxima a la de las rocas por donde
pasó, ya que fue a través de cortas distancias (halos de 30 m a cada lado de las vetas) que llegó al
equilibrio con las mismas.
Dentro de las estructuras estromatolíticas fueron reconocidas las siguientes morfologías
principales: subcirculares concéntricas y cilíndricas a cónicas pequeñas (cuando correspondían a
estromatolitos creciendo alrededor de moldes de tallos y raíces de plantas). Debido a que las texturas
internas de las formas estromatolíticas calcáreas y silíceas resultaron muy similares, y que en varias
estructuras silíceas era posible hallar restos de carbonatos, se interpretó que los estromatolitos del nivel
superior corresponden a silicificaciones de estructuras primariamente calcáreas. Otras estructuras
cilíndricas de gran tamaño fueron interpretadas como geyseritas, conductos de salida a la superficie de
aguas calientes.
El sinter silíceo Las Margaritas, fue determinado en función de las estructuras reconocidas en
superficie. Ejemplo de esto son los montículos que resaltan en la topografía interpretados como los
centros de salida del material silíceo (geyseritas), dado que poseen un conducto central constituido por
brecha hidrotermal que culmina en superficie con una apertura circular en forma de cráter.
Asimismo son característicos de los sinters otros rasgos hallados como la laminación irregular de alta
porosidad, brechas hidrotermales, y grietas de desecación.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 188

La alternancia de niveles con laminación irregular porosa y brechas hidrotermales es considerada como
la expresión de períodos de relativa tranquilidad con eventos explosivos.
Los rasgos geotermales observados en el área se adjudican a un ambiente jurásico de tipo hot
spring relacionado a salidas de aguas termales calientes, que habrían sido carbonatadas en una primera
etapa (estromatolitos calcáreos) y posteriormente silíceas (formando al sinter silíceo y las silicificaciones
penetrativas).
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 189

METALOGÉNESIS
En función del conjunto de Estructuras y texturas de cuarzo se establecieron dos grupos de
vetas. Por un lado los sectores noroeste y centro de la veta Eureka y La Mariana norte se caracterizan
por la presencia de un conjunto amplio de estructuras, donde el bandeamiento es la característica
principal. En cuanto a las texturas las diferencias son más sutiles, en el noroeste y centro de la veta
Eureka son características las primarias y las de recristalización, mientras que los reemplazos de
carbonatos se reconocieron únicamente en Eureka noroeste y La Mariana norte.
Por otro lado Eureka sureste y La Mariana sur están representadas por la estructura brechosa y por la
textura de recristalización en mosaico, reconocida esta última tanto en clastos de rocas de caja como en
el cemento de la brecha, indicando una posición relativa más elevada en el sistema hidrotermal que las
vetas y sectores anteriormente descriptos.
Por lo tanto se adjudica al primer grupo Zona inferior de la Superzona Coloforme – Costriforme, lo que lo
ubicaría a unos 300 m de profundidad, mientras que el segundo es asignado a la Zona superior de la
misma Superzona, con una profundidad estimada de entre 200 y 250 m por debajo de la superficie.
El conjunto de estructuras que se interpretan como de mayor profundidad estaría ubicado dentro del
intervalo de precipitación de los metales preciosos, mientras que las que se infieren como de menores
profundidades, quedarían ubicadas en límite superior del segmento donde se concentran los metales
preciosos, dando una expectativa positiva para el hallazgo de concentraciones anómalas de estos
metales por debajo de la superficie actual.
Fueron llevados a cabo análisis químicos por metales sobre los distintos representativos del
sistema epitermal. Por un lado se compararon los promedios de los distintos sectores analizados donde
se llegó a la conclusión de que todos los parámetros se ubican dentro de los patrones reconocidos para
los depósitos Epitermales de Baja Sulfuración, próximos a los correspondientes al intervalo de metales
preciosos (Eureka noroeste y La Mariana norte), aunque con tendencia hacia los niveles más altos
(Eureka centro y sudeste y La Mariana sur) e incluso superficiales como en los Estromatolitos y el Sinter
silíceo.
A su vez, sutiles diferencias entre metales preciosos y elementos traza llevan a la caracterización de dos
subsistemas: Eureka y La Mariana, indicando que los fluidos hidrotermales fueron fuertemente sensibles
al conjunto de rocas que contienen las mineralizaciones.
En este estudio también se evidencia que los valores de oro son directamente proporcionales a los de la
plata, mostrando que ambos elementos tuvieron un comportamiento similar.
Por otro lado se realizó un estudio de detalle del comportamiento de estos elementos dentro de la veta
Eureka evaluando su variación tanto a lo largo de su corrida como tomando sus pulsos por separado. Así
se interpretó que la mayoría de los metales se corresponden con una disminución hacia el sudeste, salvo
el Sb que es indicativo de niveles altos del sistema hidrotermal. Respecto a su distribución dentro de los
pulsos, el oro y la plata registran sus mayores valores en los pulsos Bandeado costriforme y Brecha
silícea identificados como los primeros pulsos de la veta, auque las anomalías de estos elementos en la
Brecha siliceo-ferruginosa y en el Evento limonítico indicarían una importante removilización de los
metales preciosos.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 190

Inclusiones fluidas de tipo primario fueron reconocidas únicamente en veta Eureka noroeste y en
las estructuras de La Mariana, mientras que no se hallaron en el resto de los sectores mineralizados y en
el Sinter silíceo.
Las salinidades, densidades y presiones promedio (0,33 % en peso de ClNa eq., 0,86 g/cm3 y 15,7
bares respectivamente) de las estructuras estudiadas resultaron dentro del intervalo correspondiente a
los depósitos de tipo epitermal, así como de las inclusiones fluidas en cuarzo medidas en otros sectores
del Macizo del Deseado, aunque hacia el extremo de los valores más bajos.
Según este estudio la veta La Mariana norte es la estructura que representa los niveles más profundos, a
la que le sigue el sector noroeste de la veta Eureka, mientras que la veta La Mariana sur representaría
los niveles más altos en el sistema hidrotermal de las tres.
Fueron también realizados análisis por Isótopos estables de oxígeno en cuarzo, de carbono y
oxígeno en carbonatos y de azufre en piritas.
Respecto de los isótopos de oxígeno en cuarzo de las vetas, indican que el sector de Estancia La
Mariana fue generado por aguas con temperaturas mayores que la veta Eureka, y que a su vez, dentro
de esta última puede reconocerse una clara zonación hacia el sudeste con valores que indicarían aguas
cada vez más frías en este sentido.
Por otro lado, y como era de esperar, los Estromatolitos y el Sinter presentaron valores indicativos de
ambientes someros con baja temperatura del fluido hidrotermal.
En relación al origen del fluido hidrotermal, se concluye que el grupo de las estructuras analizadas se
ubica en el sector intermedio de los campos correspondientes a las aguas meteóricas y las aguas
magmáticas, aunque con un aporte principal de aguas meteóricas. Ya discriminando los sectores del
área de estudio analizados, puede verse que la veta Eureka es la que mayor proporción de agua
magmática posee, posiblemente dada su proximidad a los cuerpos subvolcánicos, mientras que los
Estromatolitos silíceos y el Sinter Las Margaritas son los que registran el menor aporte de esta fuente.
Isótopos de carbono y oxígeno en carbonatos fueron analizados sobre los Estromatolitos carbonáticos y
distintos vetilleos de calcita. Los resultados indicaron que ambos grupos registran valores distintos, pero
de acuerdo con otras estructuras similares del Macizo del Deseado.
Es así que los valores de los Estromatolitos indican que fueron originados por fluidos de baja
temperatura con una alta participación de aguas meteóricas, mientras que el grupo de vetas y vetillas se
corresponde con fluidos en equilibrio de mayor temperatura y con un mayor aporte de aguas cloruradas
profundas.
En algunos de los sectores mineralizados se reconoció la presencia de pirita, a veces ubicada dentro del
cuarzo de veta (La Mariana norte, veta Eureka noroeste y Vetilleo norte) mientras que también encontró
como halos de piritización diseminada en las rocas de caja (Brecha hidrotermal central), la cual fue
analizada por isótopos de azufre.
De acuerdo a los resultados de este análisis, el azufre tendría una filiación magmática, aunque el valor
promedio esta indicando una mayor participación de aguas superficiales que en el resto de las
mineralizaciones del Macizo del Deseado que fueron analizadas con esta metodología.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 191

Isótopos de Plomo fueron analizados en algunos depósitos del Macizo del Deseado, pero es en
este trabajo donde se realiza la primera comparación entre los isótopos analizados en sulfuros, cuarzo
de veta y rocas de caja.
Los resultados aquí obtenidos indicaron que el Pb que se encuentra en los sulfuros y el cuarzo es
proveniente predominantemente de rocas de la corteza continental superior con alta a moderada relación
Th/Pb.
El campo de los mismos en un diagrama 207 Pb/ 204 Pb vs. 206 Pb/ 204 Pb es interceptado por la tendencia de
los puntos analíticos representativos de las rocas ácidas mientras que no ocurre lo mismo con el grupo
de rocas intermedias. De todos modos, el trend oblicuo que determina el conjunto de muestras de
sulfuros y cuarzo sugiere fuentes heterogéneas de Pb con relaciones U/Pb distintas.
Por otro lado, el mismo conjunto intercepta la curva de evolución de isótopos de Pb de Stacey y
Krammers (1975) aproximadamente a los 200Ma, indicando que, más allá de la baja precisión, la
actividad hidrotermal asociada al área de estudio tendría una edad jurásica.
Es así que se concluye que una actividad hidrotermal a escala regional dentro de la corteza superior
continental, con lixiviación de Pb, y probablemente oro, de la suite ácida, o a través de una compleja
mezcla de Pb de ésta última con una cantidad subordinada de Pb de la suite intermedia, fue la que dio
origen a las mineralizaciones.
El control estructural de las mineralizaciones fue evaluado en el marco del sector Noroccidental
del Macizo del Deseado y también en forma local, a escala de estructura mineralizada.
A escala regional se ha constatado que las mineralizaciones epitermales se encuentran fuertemente
controladas por una combinación entre la estructuración previa del Macizo del Deseado y la cinemática
al momento del emplazamiento de las estructuras vetiformes. A través de trabajos estadísticos de
mediciones de fallas, lineamientos y mineralizaciones conocidas se concluye que si bien las principales
direcciones de fracturación son N340°, N-S y E-O, es el rumbo ONO el que posee la mayor cantidad de
mineralizaciones, interpretado esto último en función de la disposición de los esfuerzo principales cuando
se generaron los depósitos.
A escala local es en la veta Eureka donde las evidencias se observaron con mayor claridad. La veta se
ubica sobre una fractura regional de rumbo N305° inclinando en la mayoría de los casos unos 80° al
sudoeste. Tiene al menos más de 4 km de largo, ya que hacia el noroeste la veta es cubierta por una
meseta de rodados. La veta aflora en forma parcialmente discontinua según lomadas alargadas y
desplazadas. Se ha interpretado que cuando la falla que desplaza estas lomadas tiene orientación
noreste, se produce la generación de Estructuras de Transferencia o Codos de Relajamiento (según
Davis y Reynolds, 1996), con un consecuente cambio en la orientación de la veta, mientras que cuando
la separación de estas lomadas se produce según una orientación aproximada norte-sur, las condiciones
de estrés no son las indicadas para la penetración del fluido hidrotermal y por lo tanto ocurre un gap o
ausencia de estructura mineralizada.
Esta interpretación confirmaría una intensa actividad tectónica cuando el sistema hidrotermal se
encontraba en pleno desarrollo.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 192

Con respecto a la edad de la mineralización, no se han realizado fechados radimétricos directos
sobre los depósitos del área de estudio, y auque puede otorgársele una edad por homologación con
otros depósitos del Macizo del Deseado se reconoció una suma importante de evidencias que permiten
interpretar su edad dentro de un intervalo geológico más acotado:
-La edad modelo obtenida a través de los Isótopos de Pb, más allá de la baja precisión, acota la edad del
sistema hidrotermal al Jurásico.
-Las mineralizaciones están emplazadas en la secuencia volcánico-piroclástica; en el área (a través de
las dataciones realizadas sobre tres litologías diferentes dentro de este complejo) tendría una edad
aproximada de 157 Ma.
-A su vez fueron reconocidos clastos de veta de cuarzo con Bandeamiento coloforme en un depósito
piroclástico de flujo proximal, lo que indica coetaneidad entre volcanismo y mineralización.
-Las manifestaciones geotermales asociadas a la mineralización epitermal del área se encuentran
intercaladas con materiales piroclásticos de caída (tobas) y retrabajados (tufitas) asignados a la parte
superior del Complejo Bahía Laura.
En función de estas evidencias se interpreta que la mineralización en el área tuvo lugar en el Jurásico
superior.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 193

VOLCANISMO Y MINERALIZACIÓN
Puede concluirse que existió un estrecho vínculo entre el volcanismo desarrollado durante el Jurásico
superior (al menos para el área estudiada) y el desarrollo de un intenso sistema hidrotermal que dio lugar
a importantes mineralizaciones epitermales en el área.
Esta relación no fue únicamente debido a que la sucesión volcánica aloja a las mineralizaciones, sino
que también fue la fuente de calor necesaria para la motorización del sistema hidrotermal, además de
aportar parcialmente fluidos y metales al mismo.
El área de estudio, tanto a nivel geológico como metalogénico, es considerada como un alto
estratigráfico a escala regional ya que no se reconocen afloramientos del basamento prejurásico y las
mineralizaciones son representativas de niveles altos dentro de un sistema hidrotermal.
La figura 7 resulta de un intento de reunir las principales características del área de estudio: una
secuencia de rocas subvolcánicas, volcánicas, piroclásticas y retrabajadas con alternancia de estilos
eruptivos y composiciones que da lugar a la generación de un sistema hidrotermal con mineralización
epitermal caracterizada principalmente por vetas de cuarzo en profundidad y manifestaciones
geotermales en la superficie. El conjunto fue desarrollado durante el Jurásico superior, con un fuerte
control estructural caracterizado por un régimen distensivo en un ambiente dominado por la deformación
frágil.
Figura 7: Modelo final para el Jurásico superior en el área de estudio.
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 194

PERSPECTIVAS EXPLORATORIAS PARA EL ÁREA
Como el área representa un nivel medio a alto del sistema hidrotermal, tiene grandes
posibilidades de resultar positiva la búsqueda de depósitos en profundidad, como por ejemplo por debajo
del Sinter Las Margaritas, ya que no pudo establecerse una relación directa entre el sistema que lo
originó y el que dio lugar a la veta Eureka.
Una vez confirmado el potencial que posee el extremo noroeste de la veta Eureka, debe
prestarse particular atención a la continuación de la estructura en este sentido, ya que con 4 m de
potencia, su afloramiento es cubierto por los niveles glacifluviales pleistocenos.
Los sectores centro y sudeste de la veta Eureka, aún sin importantes anomalías en metales
preciosos hasta el momento, deben ser explorados en profundidad, ya que tienen grandes
probabilidades de presentar características similares al tramo noroeste de la misma veta.
Si bien las principales mineralizaciones desde el punto de vista económico son la veta Eureka y
las estructuras de La Mariana, típicas vetas epitermales de Baja Sulfuración, no debe dejarse de lado la
posibilidad del hallazgo en profundidad de cuerpos diseminados asociados a litologías de alta
permeabilidad primaria o secundaria o cuerpos de brecha. El área Puesto Solo, por ejemplo, aunque de
pequeño tamaño, está caracterizada por una ignimbrita con diseminaciones de microfracturas rellenas de
limonitas; ello podría constituir una guía para un futuro programa de exploración
Lic. Ramiro G. Lopez
Dr. Isidoro B. Schalamuk
Dr. Raúl E. de Barrio
Lopez, R., 2006. Tesis Doctoral. FCNyM-UNLP. 195

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ANEXO
A1) Mapa Geológico
A2) Mapa de Mineralizaciones
A3) Mapa del sector veta Eureka

4812000
Ea.
La Mariana
Puesto
N
A1)MAPA GEOLÓGICO LOCAL
ÁREA EUREKA-LA MARIANA
SECTOR NOROCCIDENTAL DEL
MACIZO DEL DESEADO
a Ea. La Unión
Cerro
Solo
REFERENCIAS ESTRATIGRÁFICAS
Quebrada de los Pumas
veta La Mariana norte
veta La Mariana sur
Sedimentos modernos
Niveles glacifluviales (Pleistoceno)
Sedimentitas continentales
(F Santa Cruz-Mioceno inferior)
4810000
Basalto Cerro del Doce (Eoceno)
Vetas epitermales
cuarzo/calcita
Material volcaniclástico retrabajado/
Material volcaniclástico indiferenciado
Tobas de caida
4808000
Pto.
Solo
Aglomerado volcánico andesítico
Coladas andesíticas superiores
Domos, diques y lavas riolíticas
Cuerpo subvolcánico andesítico
Complejo Bahía Laura
Jurásico superior
Cuerpo subvolcánico dacítico
Coladas andesíticas intermedias
a Ea.
Los Tordos
veta Eureka
Ignimbritas
4806000
Tapera
Coladas andesíticas inferiores
REFERENCIAS GENERALES
Lagunas y cursos de agua
Pto.
Cerro
Negro
Caminos vecinales y
huellas mineras
Coordenadas Gauss Krüger
Estancias y puestos
4804000
REFERENCIAS GEOLÓGICAS
Fallas y lineamientos
ESCALA 1:20.000
2392000
2394000
2396000
2398000 2396000 2394000 2392000
0 1000 2000 m

A3) MAPA DEL SECTOR VETA EUREKA
Noroeste del Macizo del Deseado
4808500
N
REFERENCIAS ESTRATIGRÁFICAS
Sedimentos modernos
4808000
Niveles glacifluviales (Pleistoceno)
Sedimentitas continentales (F Santa
Cruz-Mioceno inf.)
Sector NoroesteSector Centro
Basalto Cerro del Doce
Vetas epitermales
cuarzo/calcita
4807500
4807000
Material volcaniclástico retrabajado
Tobas de caida
Domos, diques y lavas riolíticas
Cuerpo subvolcánico andesítico
Cuerpo subvolcánico dacítico
Coladas andesíticas intermedias
Complejo Bahía Laura
Jurásico superior
Ignimbritas
4806500
Tapera
4806000
Coladas andesíticas inferiores
REFERENCIAS CARTOGRÁFICAS
Fallas y lineamientos
Lagunas y cursos de agua
Caminos vecinales y
huellas mineras
Coordenadas Gauss Krüger
0 100 300 500 m
4805500
Sector Sudeste
4805000
2394000 2394500 2395000 2395500 2396000 2396500 2397000 2397500 2398000 2398500