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44 Revista de la Asociación Geológica Argentina 62 (1): 44-61 (2007)
INTRODUCCION
En las Sierras Pampeanas Orientales el oró-geno famatiniano forma una faja meridianade 350 km de extensión y 175 km de ancho
medio (Fig 1a). Esta faja atribuida al lapsocámbrico medio - carbonífero temprano(Aceñolaza y Toselli 1976), sobreimpone albasamento metamórfico - ígneo pampeanode Córdoba y San Luis, hacia el oeste de los
64º 45' de longitud oeste, numerosos depó-sitos polimetálicos (W, Ag, Pb, Zn, Au ±Cu, Bi, Mo, Ag, Pb, Be, Sb, U, Ta, As), vin-culados mayoritariamente con granitoidespostcolisionales (Zappettini 1999).
DEPÓSITOS POLIMETÁLICOS EN EL ORÓGENO FAMATINIANO DE LAS SIERRAS PAMPEANAS DE SAN LUIS Y CÓRDOBA: FLUIDOS, FUENTES Y MODELO DEEMPLAZAMIENTO
Diana MUTTI1, Alejandro DI MARCO1 y Silvana GEUNA1
¹ Departamento de Ciencias Geológicas, Universidad de Buenos Aires, Ciudad Universitaria, 1428 Buenos Aires.E-mail: [email protected]
RESUMENEl ciclo orogénico famatinano originó en las Sierras Pampeanas de San Luis y Córdoba un episodio mineralizante relacionado con cizallasde rumbo norte de primer orden y granitoides entre los ~ 385 y ~ 292 Ma. Este episodio definió dominios lineales polimetálicos de W,Ag, Pb, Zn, Au y metales asociados, en metamorfitas y minoritariamente en granitoides.En depósitos representativos de San Luis y Córdoba, los valores de δ18Ofluido(H2O) y δDfluido(H2O) en silicatos, señalan para los fluidosmineralizantes, una filiación magmática y con aguas meteóricas evolucionadas. Las determinaciones de δ34Sfluido (H2S) en sulfuros sugierenla incorporación del azufre por termoreducción desde las metasedimentitas corticales. Las relaciones 208Pb/204Pb - 207Pb/204Pb - 206Pb/204Pbindican el aporte de Pb desde la corteza continental fanerozoica homogeneizada, aunque en La Fortuna (distrito Las Aguadas), LaAspereza (distrito San Martín) y Fischer (distrito Cerro Áspero), se comprobó además, un componente mantélico.Las estructuras tensionales mineralizadas, con orientación mayoritaria entre 250º y 319º y geometría interna escalonada (en echelón), respon-den al modelo Riedel en zonas de cizalla simple. Estas estructuras secundarias se desarrollaron en un ambiente extensional frágil - dúctila frágil y en un regimen transpresivo, durante un esfuerzo máximo principal σ1 NO - SE y el alzamiento de la región.Las características halladas sugieren que el magmatismo famatiniano sinorogénico a posorogénico, ocasionó anomalías térmicas que pro-piciaron la circulación hidrotermal en sistemas convectivos. El flujo acuoso se encauzó principalmente, por la estructura de primer ordenTres Árboles y lineamientos secundarios. No se encontraron evidencias de que el magmatismo granítico hubiera contribuido significativa-mente con el aporte de azufre y elementos metálicos, al menos en este estilo de depósitos con marcado control estructural.
Palabras clave: Metalogénesis, Au, W, Ag-Pb-Zn, famatiniano, San Luis, Córdoba..
ABSTRACT: Polymetallic deposits in the Famatinian orogen of the Sierras Pampeanas of San Luis and Córdoba: fluids, sources and emplacement model.The famatinian cycle determined a mineralising episode between ~ 385 and ~ 292 Ma into the Sierras Pampeanas of San Luis and Córdoba. Thisepisode, related to N - S first order shear zones and granitoids, formed polymetallic linear domains with W, Ag, Pb, Zn, Au and associated metals,within metamorphites and subordinated granitoids.δ18Ofluid(H2O) and δDfluid(H2O) values obtained in representative deposits of San Luis and Córdoba suggest a magmatic and evolved meteoric
water origin for the mineralising fluid. Likewise, δ34Sfluido (H2S) determinations in sulphides suggest that the sulphur was incorporated by thermo-reduction from the crustal metasedimentites. 208Pb/204Pb - 207Pb/204Pb - 206Pb/204Pb relations point to a lead source from the homogenised phane-rozoic continental crust, although a mantle component has been proved in La Fortuna (Las Aguadas district), La Aspereza (San Martín district)and Fischer (Cerro Áspero district).Tensional mineralised structures between 250º and 319º major direction, and en echelón and stepped internal geometry, respond to the Riedelmodel in simple shear zones.These secondary structures had been developed in a brittle - ductile and brittle transpressive regimen in an extensio-nal environment, during a maximum principal NW-SE σ1 stress and the regional uplift.Investigated features highlight that the sinorogenic to posorogenic magmatism caused thermal anomalies that implicated hydrothermal convectivesystems. These systems channeled the aqueous flow through the Tres Árboles 1st order structure and secondary lineaments. No proof was foundthat the granitic magmatism would have contributed significantly with the sulphur and metallic elements, at least for this kind of ore deposits withstressed structural control.
Keywords: Metallogenesis, Au, W, Ag-Pb-Zn, Famatinian, San Luis, Córdoba.
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Figura 1: A) Mapa de la Argentina con indicación de las Sierras Pampeanas Orientales de San Luis y Córdoba y el orógeno famatiniano, modificado deSato et al. (2003). B) Geología simplificada de las sierras de San Luis y Córdoba, con datos estructurales en rosetas, discutidos en el texto, de: a. cuerposmineralizados subverticales (R, R', P y dirección de cizalla C). b. foliaciones (S) en metamorfitas hospedantes de mineralizaciones biextendidas. C a F)Esquema de emplazamiento de granitoides y depósitos vetiformes (Au, W y Ag, Pb, Zn) del Devónico - Carbonífero de las Sierras Pampeanas de SanLuis y Córdoba. Se indican los controles estructurales mayores (primer orden) y la creación de cizallas consanguíneas tardías y subordinadas. En losesquemas I y II se representan las relaciones entre esfuerzos y estructuras deformativas de acuerdo con la evolución planteada del sistema de cizallas.
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Sobre la base de dataciones isotópicas, Simset al. (1997) postularon una época metaloge-nética comprendida entre los ~ 390 y ~ 360Ma, para las sierras de Córdoba, San Luis ysur de La Rioja. Sims et al. (1997) y Skirrowet al. (2000) atribuyeron a esta época ladepositación con estilo de venas mesoter-males de W en los distritos Agua de Ramón(Córdoba), San Román, Sierras del Morro yLos Morrillos, La Florida - Paso del Rey -Santo Domingo y Pacanta (San Luis), deAg, Pb, Zn en los distritos El Guaico - LaArgentina (Córdoba) y de Au en los distri-tos Candelaria - San Ignacio (Córdoba) ySierras de Las Minas, Ulapes y Chepes (LaRioja).Haeberlin et al. (2002) y Mutti et al. (2005)ampliaron el número de depósitos y/omanifestaciones, reuniéndolos en un episo-dio entre los 385 ± 4 Ma y 292 ± 1 Ma, apartir de dataciones Pb/Pb en galena(Ulacco 1997) y 40Ar/39Ar y K/Ar en micablanca (Sims et al. 1997, Lyons et al. 1997 yMutti y González Chiozza 2005a). El episo-dio mineralizante devónico medio - carbo-nífero tardío, muestra un dominio lineal enla distribución de sus concentraciones mi-nerales, con pronunciada ausencia de mor-fologías isométricas (Fig. 1b). De acuerdocon Haeberlin et al. (2002) y Mutti et al.(2005), la depositación mineral transcurriócon posterioridad al pico téctonometamór-fico famatiniano (~ 465 Ma), en la etapa deevolución tardío famatiniana, o según Simset al. (1997), Lyons et al. (1997) y Skirrow etal. (2000), al comenzar la orogenia achaliana.En el presente trabajo se aporta nueva in-formación sobre los depósitos polimetáli-cos mesotermales o con estilo de venas enzonas de cizalla, concerniente a la etapa demineralización de metales nobles, sulfuros ysulfosales. Estas concentraciones, seleccio-nadas por su representatividad espacial yparagenética, son en San Luis los distritosSan Martín (W), Los Cóndores (W), LasAguadas (Ag, Pb, Zn) y San Bernardo (Ag,Pb, Zn) y en Córdoba los distritos Can-delaria - San Ignacio (Au), Agua de Ramón(W), La Bismutina (W), Ambul (W), CerroÁspero (W) y El Guaico - La Argentina(Ag, Pb, Zn), véase figura 1b.Para esta investigación se efectuaron traba-jos de campo con hincapié en el análisisestructural y estudios de probetas micros-
cópicas delgadas y pulidas para caracterizary correlacionar minerales involucrados,microestructuras y estadios de formación.Se enfatizó en estadios tardíos portadoresde cuarzo gris a incoloro, oro, sulfuros ysulfosales, mediante el estudio de inclusio-nes fluidas y la extracción de submuestrasmonominerales de sulfuros para su análisisisotópico por Pb y δ34S. Se presentan valo-res de δ18O y δD en cuarzo y mica confines comparativos.Los datos se correlacionan con determina-ciones mineralógicas, estructurales, isotópi-cas y de inclusiones fluidas de otros autores(véase Cuadro 1). Se establecen ademásprobables fuentes de elementos formadoresde mena, tipos de fluidos mineralizantes ytambién un modelo de emplazamiento paralas mineralizaciones polimetálicas, en elmarco de una propuesta de evolución cine-mática.
EVOLUCIÓN NEOPROTEROZOICA -CARBONÍFERA DE LASSIERRAS PAMPEANAS
Las Sierras Pampeanas constituyen un siste-ma de cordones serranos de basamento pre-cenozoico, localizado entre los 25°30' y los33°00' de latitud sur, con disposición ge-nérica submeridiana, elevados a través defallas lístricas inversas durante la deforma-ción ándica (González Bonorino 1950). Suconfiguración estructural actual tiene rela-ción directa con el segmento de subducciónhorizontal (flat-slab) de la placa de Nazca(Ramos 1999a), posicionado actualmenteentre los 27°30' y los 33°00' de latitud sur(Fig. 2).Esta provincia geológica guarda un registrode sucesivos períodos de convergencia yacreción de terrenos durante el lapso prote-rozoico tardío - paleozoico tardío a lo largodel protomargen occidental de Gondwana,distinguiéndose la participación esencial delos ciclos orogénicos pampeano y famati-niano (Aceñolaza y Toselli 1976), que mar-can etapas principales en la evolución delsupercontinente Gondwana. Sims et al.(1997) atribuyen el magmatismo tardío fa-matinano al ciclo orogénico achaliano.El ciclo pampeano, sincrónico con el brasi-liano (Almeida 1971), se extendió entre el
Neoproterozoico y el Cámbrico medio (590a 510 Ma según Linares et al. 2002, 600 a520 Ma según Ramos 1999a o 560 a 523 Masegún Baldo et al. 1999). Se inició con ladepositación de secuencias clásticas turbidí-ticas con intercalaciones de rocas del tipoMORB N a MORB E y de rocas carbonáti-cas en un paleoambiente de margen conti-nental pasivo, limitado al este por el cratóndel Río de la Plata. En San Luis, Sato et al.(2003) reconocieron estratos de hierro ban-deado (BIF) más antiguos asociados a unvolcanismo komatítico.Posteriormente, se activó un régimen desubducción hacia el noreste, que definió elpico téctono - metamórfico pampeano (D2- M2) y culminó con la acreción del terrenoPampia al cratón Río de la Plata a los ~ 522Ma (Rapela et al. 1998). En las Sierras Pam-peanas este evento originó deformacióndúctil a dúctil-frágil, con plegamiento isocli-nal apretado y abierto (planos S2 con direc-ción media 330º), metamorfismo de media-no a alto grado (facies anfibolita a granulita)y magmatismo complejo y heterogéneo(Rapela et al. 1999). Sin embargo, en SanLuis se conserva el registro de una monóto-na sucesión de filitas y metacuarcitas a me-tagrauvacas, con escasos metaconglomera-dos y metavolcanitas ácidas (Formación SanLuis, Prozzi y Ramos 1988). Esta secuenciaacotada a ~529 Ma, fue interpretada porProzzi y Ortiz Suárez (1994), como unasucesión turbidítica no deformada, equipa-rable con las similares de las Sierras deCórdoba y Sierras Norte de Córdoba.Según Northrup et al. (1998), el climax meta-mórfico deformacional se sobreimpuso auna secuencia turbidítica convertida en pris-ma de acreción.Luego de un período de relativa calma tec-tónica, un nuevo régimen de subducciónmarcó el inicio del ciclo famatiniano (~515Ma según Simpson et al. 2003, ~507 Ma se-gún Sato et al. 2003 y ~490 Ma segúnPankhurst y Rapela 1998). A este evento seasocian el cierre del paleo-océano Iapetusdel Sur y la aproximación y posterior coli-sión entre el margen occidental de Gond-wana con un terreno lauréntico exótico(Occidentalia según Dalla Salda et al. 1992,Cuyania según Ramos 1995 o Precordillerasegún Astini et al. 1995), integrado por losbasamentos grenvillianos de las Sierras
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Pampeanas Occidentales, Precordillera yMacizo Nordpatagónico (Dalla Salda et al.1999) (Fig. 2).El evento de convergencia, registrado por elcinturón orogénico famatiniano sobre el te-rreno autóctono de Gondwana entre los~72° y 65° de longitud oeste, se habríaextendido en Argentina de norte a sur porla Puna, Cordillera Oriental, Sistema de Fa-matina, Sierras Pampeanas Orientales, Blo-que Las Mahuidas o Chadileuvú, MacizoNordpatagónico o Somún Cura y Macizodel Deseado (Ramos 1999a y b, Dalla Saldaet al. 1999 y Sato et al. 2003) (Fig. 1a).De acuerdo con Sato et al. (2003) y Mutti etal. (2005), en las Sierras Pampeanas Orien-tales el cierre del ciclo famatiniano se mani-fiesta a través de discretas fajas de cizallasubverticales, emplazamiento de granitoi-des tardío a post-orogénicos, movimientoinverso de ascenso de los bloques orientalespor sobre los occidentales, engrosamientocortical y exhumación de metamorfitas. Laculminación se habría producido en el Or-dovícico superior - Silúrico (450 - 420 Ma,Baldo et al. 1999), Devónico medio (385Ma, Ramos 1999b), Devónico superior (360Ma, Linares et al. 2002) o Carbonífero supe-rior (~300 Ma, Sato et al. 2003).El eje orogénico famatiniano, con un regis-tro de inicio del magmatismo de arco a par-tir de los 515 Ma, estuvo localizado en lassierras de San Luis, en el sur de las SierrasPampeanas Orientales, y muestra una dis-minución relativa de plutones de oeste aeste (Sato et al. 2003), desde calcoalcalinosmetaluminosos hasta peraluminosos.El pico téctono-térmico famatiniano (D3-M3, ~465 Ma), determinó metamorfismoprincipalmente en facies anfibolita, plieguescerrados no inclinados, clivaje de crenula-ción y zonas de cizallamiento dúctil de altoángulo, con vergencia oeste y cabalgamien-tos de bloques, indicativos de una colisiónoblicua. De acuerdo a Whitmeyer ySimpson (2003), la megacizalla Tres Árbo-les, que limita las sierras de Córdoba de lasde San Luis y los respectivos dominiospampeano y famatiniano, tiene una edad de453 Ma (Fig. 2).A partir del Devónico, aproximadamente,se reactivaron y generaron nuevas fajas sub-meridionales de cizalla dúctil (D4), con fo-liación milonítica ~ N (S4) y metamorfismo
retrógrado (M4) en facies esquistos verdes.Estas fajas están muy difundidas en el basa-mento de Córdoba y San Luis. La edad de365 ± 10 Ma presentada por Rapela et al.(1998) para el sector Los Túneles de la ciza-lla Tres Árboles (ONO de Córdoba), repre-sentaría, por lo tanto, una reactivación deesta megaestructura. Sato et al. (2003) desta-can en San Luis, las cizallas La Arenilla (414y 365 Ma) y Río Guzmán (375 y 351 Ma).A las fajas miloníticas D4 se vincula espa-cial y temporalmente un magmatismo devó-nico tardío a posorogénico, que generó ba-tolitos sincinemáticos a postcinemáticosdominados por fases porfíricas de alto po-
tasio. Entre ellos se encuentran los batolitosRenca (393 ± 5, Sims et al. 1997) LasChacras - Potrerillos (381 a 351 Ma,Siegesmund et al. 2003), Cerro Áspero (3699 Ma, Pinotti et al. 2002) y Achala (368 ± 2Ma, Dorais et al. 1997 y 359 ± 9 Ma, Rapelaet al. 1998). En conjunto, se distinguen geo-químicamente de los granitos pre y sinoro-génicos (de arco), por su alto contenido enLIL (incluyendo K) y HFS (Y-Nb); lo queha permitido clasificarlos como granitoscolisionales o de intraplaca (Rapela et al.1990).El magmatismo devónico suele alcanzar di-mensiones batolíticas, en cuerpos comple-
Figura 2: Geología pampeana y famatiniana esquemática de la región centro-oeste de Argentina,modificada de González Chiozza (2004). Se indican con un número los distritos mineros de Au, W yAg, Pb, Zn discutidos en el texto (referencias como en figura 1).
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51Depósitos polimetálicos en el orógeno famatiniano de las Sierras Pampeanas de San Luis y Córdoba…
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52
jos que se emplazaron y enfriaron rápida-mente, en condiciones relativamente some-ras (a profundidades menores a 7,5 km; ej.Patiño y Patiño Douce 1987, Siegesmund etal. 2003), y con desarrollo de aureolas meta-mórficas de contacto locales. Composicio-nalmente, incluyen granitos calcoalcalinos aalcalinos, metaaluminosos a peraluminosos.Predominan los monzogranitos - granitos,con granodioritas y leucogranitos subordi-nados, mientras que son escasos los miem-bros tonalíticos, como los plutones Agua deRamón (Lyons et al. 1997) y Rodeo Viejo(Ortiz Suárez 1996). Hay también enclavesmáficos, filones tardíos de aplitas-pegmati-tas y diques lamprofíricos, los últimos aco-tados al Devónico - Carbonífero inferior(Orozco y Ortiz Suárez 2005).El estado de oxidación relativo del magma-tismo tardío a post-orogénico varía entredos grupos extremos: las condiciones másoxidadas son reflejadas por los granitoidesmetaaluminosos a débilmente peralumino-sos, con hornblenda-biotita, y titanita-mag-netita como minerales accesorios, lo que lesconfiere susceptibilidades magnéticas supe-riores a 1 x 10-3 (SI). Por otro lado, los gra-nitoides peraluminosos, con biotita-musco-vita, e ilmenita como accesorio (con presen-cia característica de monacita y uraninita),con susceptibilidades magnéticas que rara-mente superan 1 x 10-3 (SI), reflejan condi-ciones relativamente más reducidas. Son e-jemplos del primer grupo las facies domi-nantes (magnéticas) de los batolitos deRenca y La Totora (López de Luchi et al.2004), mientras que el segundo grupo estárepresentado por el Granito Capilla delMonte (Candiani et al. 2001) y las facies nomagnéticas de Achala (Geuna et al. 2005).Sin embargo la mayoría de los batolitos es-tán compuestos por elementos de ambosgrupos, como es el caso de Las Chacras -Potrerillos (Siegesmund et al. 2003), CerroÁspero (Pinotti et al. 2004) Renca y Achala,lo cual implica que durante el fracciona-miento magmático la fugacidad de oxígenoregistró variaciones en torno al límite delcampo de estabilidad de la magnetita, y porlo tanto se habrían producido alternativa-mente granitos más reducidos y oxidados.Durante el Carbonífero se registró en lasSierras Pampeanas Orientales un episodiomagmático final, relacionado parcialmente
con las fajas de cizalla D4. Este magmatis-mo está definido por el emplazamiento deplutones graníticos de intraplaca (Rapela etal. 1999) o tardío colisionales en transiciónhacia alcalinos distensivos (Gómez 2003).Se identifican en San Luis el plutón El Hor-nito (299 Ma, Ulacco 1997) y en Córdoba elde Serrezuela (303 Ma, Gómez 2003), entreotros (Fig. 1b).La reactivación y generación de las fajas decizalla D4 y el magmatismo devónico - car-bonífero son atribuidos al ciclo orogénicoachaliano por Sims et al. (1997), en respues-ta a la colisión entre el terreno alóctonoChilenia y el margen occidental deGondwana (Ramos 1999c). Sin embargo,Sato et al. (2003) prefieren considerar a es-tos eventos como las manifestaciones fina-les del ciclo orogénico famatiniano.
LOS DEPÓSITOS POLIME-TALICOS (W, Ag-Pb-Zn y Au)
Las Sierras Pampeanas de San Luis y Cór-doba presentan numerosas concentracionesanómalas de W, Ag, Pb, Zn y Au, que inte-gran un dominio lineal de depósitos y mani-festaciones difundidos entre los 64º 45' y65º 45' de longitud oeste (Fig. 1b). El domi-nio se continúa dentro del territorio argen-tino hacia el norte, en las provincias de LaRioja, Catamarca y Jujuy (Fig. 2). Estas con-centraciones metálicas poseen una caracte-rística geoquímica compleja en común, da-da por proporciones variables aunque sub-ordinadas de: Cu, Bi, Mo, Sn, Sb, As, V, Sb,Cd, Be, U, Ta y Mn, destacándose una per-sistente presencia de oro con valores supe-riores a 100 ppb (datos propios inéditos). Alrespecto, en Zappettini (1999) se citan valo-res de Au entre 0,2 y 26 g/t, de WO3 entre0,1 y 5%; de Pb entre 0,24 y 16%, de Znentre 0,2 y 11% y de Ag entre 5 y 326 g/tpara los distritos prospectados.La mineralización polimetálica investigadase aloja en metamorfitas pampeanas de me-diano a alto grado: paragneises, paraesquis-tos, migmatitas y subordinadamente, orto-anfibolitas, mármoles y rocas calcosilicáti-cas, retrogradados durante el famatinianotardío a facies esquistos verdes (Cuadro 1).En los distritos Agua de Ramón, Cerro Ás-pero, San Martín y Las Aguadas, se empla-zan también en granitoides asignados al
famatiniano (Sato et al. 2003) y/o achaliano(Sims et al. 1997), como las tonalitas Aguade Ramón, Rodeo Viejo o los monzograni-tos de Cerro Áspero (Fig. 1b).Los depósitos poseen una paragénesis me-talífera compleja, sistemáticamente en gan-ga mayoritaria de cuarzo y relacionada conepisodios múltiples de depositación a esca-la de distrito, filón o veta. Esta paragénesisestá representada por óxidos, sulfuros y sul-fosales, junto a oro nativo (Cuadro 1), aun-que la proporción de sulfuros y sulfosalesde metales base es baja y se estima < 10 %en cantidad de roca mineralizada en el basa-mento.La morfología hallada de los cuerpos mine-ralizados es de enjambres de vetas, venas yvenillas, a modo de filones decamétricos yfajas del orden del kilómetro de extensión.Predominan cuerpos subverticales en jue-gos entrelazados con estructura escalonadaa en echelón, aunque en ocasiones son cuer-pos mantiformes a subconcordantes con laroca de caja (ej. La Bismutina, Ambul yCerro Áspero). Las vetas rara vez superan elmetro de potencia y los 100 metros deextensión.Del análisis estadístico estructural de las mi-neralizaciones de los distritos mineros sedesprenden dos aspectos relevantes: unoreferido a la orientación estadística mediade los filones mineralizados y lineamientosregionales secundarios, y otro concernientea los valores angulares entre las direccionespreferenciales de mineralización en cadadistrito (Fig. 1b).Los filones poseen una orientación estadís-tica principal en común, que involucra elcuadrante NO, con direcciones variablesentre el NO y E - O (entre los 250º y 319º).Esta orientación acompaña lineamientossecundarios en el macizo rocoso adyacente,con un valor estadístico medio de 288º. Co-mo excepciones pueden mencionarse lasmineralizaciones de El Guaico - La Argen-tina y Candelaria - San Ignacio, dispuestascon direcciones predominantes NNE(~35º) y N - S respectivamente (Cuadro 1).La otra característica corresponde al diseñogeométrico en abanico que siguen la direc-ciones de mineralización en cada distrito ycuya relación angular máxima es ~85º. Eldiseño en abanico, junto con la estructura-ción escalonada y en echelón de las grietas,
D. MUTTI , A . DI MARCO Y S. GEUNA
53Depósitos polimetálicos en el orógeno famatiniano ...
indica a escala de distrito un fuerte vínculoentre sitios mineralizados y discontinuida-des en el macizo rocoso (planos S y fractu-ras), con un patrón de deformación de zo-nas cizallantes, donde las relaciones angula-res halladas son equivalentes con las postu-ladas en el modelo de Riedel para ambien-tes con componente de cizalla simple(Ramsay y Huber 1983) (Fig. 1b).De acuerdo con las observaciones efectua-das a meso y microescala en las estructurasmineralizadas, el mecanismo prevalecientede depositación metalífera es el de rellenode grietas tensionales en una corteza frágil -dúctil a frágil. Los datos termobarométricosaportados por Montenegro et al. (1999),González y Mas (2000) y González Chiozza(2004), avalan para este proceso profundi-dades menores a los siete kilómetros.La mineralización definió mesoestructurasbandeada, laminada y crustificada, en oca-siones masiva y drusifome. El cuarzo pre-senta gran variabilidad de color: blanco (le-choso), incoloro, gris y gris a translúcido. Elcuarzo blanco se correlaciona con el estadioinicial de mineralización de los sistemas (es-tadio I), mientras que las variedades incolo-ra, gris y translúcida se vinculan con esta-dios sucesivos hasta finalizar el proceso (es-tadio II y siguientes). Se registran excepcio-nes en los distritos Cerro Áspero y Las A-guadas, en donde se definió un estadio re-currente y tardío de cuarzo blanco (Cuadro1). Con frecuencia se sobreimpone cuarzo-calcedonia castaño rojizo, en rellenos vincu-lados por Mutti et al. (2005) con el ciclo me-talogenético gondwánico.Una característica conspicua que posee elcuarzo blanco es el desarrollo de puntos tri-ples, microfracturas con bordes de sutura yestilolitas, y microestructuras de disoluciónpor presión y recristalización (texturas crack-seal) con reemplazo y relleno subordinados,que definen en la roca microvenillas o lami-nación fina. Estas microestructuras estánformadas regularmente por subgranos y/ocristales de cuarzo gris a incoloro dispues-tos con sus ejes de crecimiento mayor para-lelos a la dirección de máxima distensión otransversales al bandeamiento de la veta; enocasiones tienen un largo de hasta 10 vecessu ancho. En las microvenillas de cuarzo,hacia la zona central de los cuerpos minera-lizados, participan con frecuencia sulfuros
y/o sulfosales de metales base ± oro libre ±wolframita ± mica blanca ± biotita ± tur-malina ± feldespato-K.Las fajas mineralizadas reflejan un bajo gra-do de alteración hidrotermal, aunque entorno a cada filón y veta se registra intensasilicificación, feldespatización, sericitiza-ción, argilitización, cloritización y/o propi-litización, dentro de los primeros centíme-tros desde el contacto. En particular, losdistritos wolframíferos vinculados con rocagranítica, presentan signos de una etapatemprana de greisenización.En el cuadro 1 se reúnen los rasgos yaci-mientológicos principales hallados en losdistritos seleccionados. Sus rasgos equiva-lentes permiten integrarlos al presente enun episodio mineralizante común, que seextiende desde los ~ 386 Ma hasta los ~292 Ma, sobre la base de las dataciones iso-tópicas compiladas.
DISCUSIÓNFUENTES ORIGEN DE LOS FLUIDOS
Con el fin de precisar y caracterizar la pro-cedencia de los fluidos mineralizantes y ele-mentos formadores de mena, así como losprocesos interactivos fluido-roca durante elepisodio metalogenético que se discute eneste trabajo, se evalúa la información obte-nida y presentada en el cuadro 1.Determinaciones a partir de inclusiones fluidas: Elestudio de inclusiones fluidas se realizó enmuestras de cuarzo utilizando seccionesbipulidas analizadas en microscopio NikonOptiphot 2. Los datos microtermométricosse tomaron con una platina de calentamien-to - enfriamiento Chaixmeca calibrada parael intervalo de 0º a 500º C. El estudio com-prendió la observación de característicaspetrográficas, determinaciones de tempera-turas de homogeneización y salinidades, ycálculos mediante el programa Flincor.Debido a los repetidos episodios de micro-fracturamiento, sellado y deformación en elmaterial investigado, se adoptó el criterio deincluir en el cuadro 1 información (parcial)referida a inclusiones fluidas sintetizada porestadios incorporando, a partir del estadioII y siguientes, datos de carácter seudose-cundario y secundario con respecto al esta-
dio I y según criterios de Roedder (1984).Los datos se correlacionan mayormentecon la etapa de depositación de cuarzo grisa incoloro y microestructuras de deforma-ción señaladas.Las inclusiones fluidas son relativamenteabundantes y de tamaño variable entre < 5y 35 m. Se reconocieron inclusiones mono-fásicas, bifásicas y trifásicas que revelan sis-temas compuestos esencialmente por H2O+ CO2 + NaCl, con participación compro-bada de CH4, HC, NH4 y N2 durante laetapa de mineralización avanzada. Lasinclusiones tempranas están erráticamentedistribuidas, son escasas y de forma redon-deada y carácter intracristalino. Las inclu-siones tardías (estadio II y sucesivos) sonabundantes, generalmente pequeñas, decarácter intercristalino e intracristalino y es-tán asociadas con fenómenos de recristali-zación y deformación. La proporción relati-va de las fases intervinientes es variable,destacándose las constituidas por una faseacuosa líquida y una vapor subordinada,dos líquidos inmiscibles a temperaturaambiente y trifásicas fluidas (H2Olíq +CO2líq + CO2vap).La salinidad de los fluidos mineralizantes esmoderada a baja y los valores entre 3 y 8 %NaCleq. son los más frecuentes, sin embar-go se destacan tenores de 14 y 11,9 %NaCleq en los distritos Candelaria - San Ig-nacio y Cerro Áspero respectivamente, rela-cionados con el estadio I de precipitaciónde cuarzo blanco macizo. Las temperaturasde homogeneización comprenden el inter-valo entre 469º y 130º C, con un valor pro-medio de 300º C. Las temperaturas superio-res a 400º C se registran en depósitos aloja-dos en granitoides y/o con fenómenoslocales de greisenización (ej. distritos SanBernardo y Cerro Áspero). Se observa unatendencia decreciente de la temperaturadurante la evolución de los fluidos minera-lizantes, con registros puntuales de incre-mentos en algunos de los estadios (ej. esta-dios II de Candelaria - San Ignacio y III deCerro Áspero). Las presiones de fluidoestablecidas varían entre 2,5 y 0,5 kbar einvolucran profundidades de emplazamien-to de la mineralización entre ~7 y 2 kilóme-tros.La gran variedad de microestructuras pre-sentes en el cuarzo, las bandas y trenes de
54
inclusiones asociadas a los rasgos deforma-cionales junto a salinidades moderadas abajas y un variable contenido de CO2, indi-can que el crecimiento se produjo por pro-cesos de fractura y sellado, causando fenó-menos de efervescencia, con separación dedos fluidos respectivamente ricos en CO2 yH2O, tal como fue reportado por Gonzálezy Mas (2000) para el distrito Candelaria.En particular, Mutti y González Chiozza(2005b) proponen para los estadios I y IIdel distrito Cerro Áspero la participación defluidos juveniles y un mecanismo de inmis-cibilidad por ebullición para el estadio II,con formación de brechas hidráulicas engranito (ej. mina Fischer). Al estadio II seasocia el mayor volumen de wolframita ha-llado. A diferencia de ello, en depósitos devetas periféricas del distrito, se registran evi-dencias de inmiscibilidad relacionada conestadios mineralizantes posteriores, despre-surización y precipitación de oro, sulfuros ysulfosales.Determinaciones por isótopos estables: En elcuadro 1 se presentan los valores deδ18Ofluido(H2O) y δDfluido(H2O), obtenidos apartir del análisis de mica blanca, cuarzo,calcedonia y clorita, para un rango de tem-peraturas comprendido entre 450º y 200º C,en los depósitos vetiformes seleccionadosde W, Ag, Pb, Zn y Au.Estos valores se ubican mayoritariamente,fuera de los campos de las aguas metamór-ficas y derivadas de magmas félsicos (Fig.3). No obstante, al comparar los resultadoscon los obtenidos por Skirrow et al. (2000)en depósitos auríferos del sur de La Rioja,queda definida una tendencia de diferencia-ción isotópica aparente, que abarca desde elcampo de los fluidos de origen ígneo hastael de las aguas meteóricas evolucionadas.La diferenciación isotópica hallada involu-cra un progresivo empobrecimiento del isó-topo pesado, con valores de δDfluido(H2O)desde ~ - 50 hasta ~ - 140 ‰. Además, elfraccionamiento isotópico acompaña par-cialmente la tendencia de evolución de flui-dos greisenizantes reportada por Lira et al.(1996), derivada de la interacción entre losbatolitos Achala y Las Chacras - Potrerillosy la corteza superior.Sin embargo, los contenidos calculados deδ18Ofluido(H2O) entre - 5,3 y - 13,3 ‰ a partirde cuarzo y entre - 17,5 y - 18,7 ‰ a partir
de calcedonia, para los estadios finales demineralización en los distritos Cerro Áspe-ro (estadios III y IV) y El Guaico - LaArgentina respectivamente, revelan la pre-sencia de aguas meteóricas evolucionadas yuna escasa a nula participación de aguas defiliación magmática durante la etapa tardíadel sistema hidrotermal.Debe tenerse en cuenta que si bien una pér-dida progresiva de gases a partir de unmagma félsico puede ser invocada para jus-tificar una disminución de valores de deute-rio como la hallada, el agua magmática inde-fectiblemente posee valores de δ18O supe-riores a + 5 ‰ (Kelly y Rye 1979), mientrasque las aguas meteóricas pueden adquirirvalores δ18O también superiores a + 5 ‰ apartir de intercambios con las rocas de caja(pe. con metapelitas, típicamente enriqueci-das en δ18O). En razón de ello, mientras queun valor de δ18Ofluido(H2O) < + 5 ‰ permi-te señalar la presencia de agua meteórica, uncontenido de δ18Ofluido(H2O) > + 5 ‰ noresulta suficiente para probar la participa-
ción de un componente magmático, para laetapa tardía de evolución de los fluidosmineralizantes en la región.Para este trabajo se efectuaron un total de14 determinaciones isotópicas por δ34S, rea-lizadas en el laboratorio Actlabs's de Ca-nadá mediante la técnica TIMS (thermal ioni-zation mass spectrometry) a partir de pirita,galena, esfalerita, molibdenita, calcopirita ybismutinita de los yacimientos investigadosde San Luis y Córdoba (véase Fig. 4 yCuadro 1). Los resultados se cotejaron con14 mediciones de Skirrow et al. (2000), 9 deellas provenientes de mineralizaciones deAu, W y Pb-Zn-Ag de San Luis y Córdobay 5 de los distritos auríferos Callanas yVallecito de las Sierras de las Minas, en elsur de La Rioja (Fig. 4 y Cuadro 1). La inter-pretación de los resultados indica que lascomposiciones obtenidas son relativamentehomogéneas entre sí, con valores de δ34Scomprendidos entre + 3,6 y + 10 ‰(CDT).En particular los depósitos de Au poseenun valor promedio de δ34S de + 8,57 ‰ (8
Figura 3: Diagrama de contenido isotópico relativo de hidrógeno y oxígeno ( D vs. δ18O) de fluidoshidrotermales en mineralizaciones de Au, W y Ag, Pb, Zn del sur de las Sierras Pampeanas, estanda-rizados al valor del agua oceánica promedio - Vienna (VSMOW); modificado a partir de Skirrow etal. (2000). Con fines comparativos se incluyen los campos de fluidos magmáticos (Campbell yLarson 1998), metamórficos (Sheppard 1986) y meteóricos (Craig 1961), y la tendencia de evoluciónde fluidos greisenizantes derivados de los batolitos Achala y Las Chacras - Potrerillos, según Lira etal. (1996). I ( δ18Ofluido: 7,3 a 8,2‰ δDfluido: -82 a -69‰, 382°C en qz, ms), II ( δ18Ofluido: 7,1 a8,7‰ y Dfluido: -78 a -89‰, 414°C en qz, ms, wf) y III (δ18Ofluido: -6,3 a -5,9‰, 400° C en qz)señalan los campos composicionales de estadios mineralizantes del distrito Cerro Áspero discutidosen el texto y Cuadro 1.
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datos); mientras que los de W y Ag, Pb, Znpresentan una media de + 6,45 ‰ (10 datos)y + 5,32 ‰ (10 datos) respectivamente.Los valores obtenidos se apartan ligeramen-te del rango establecido por Field y Fifarek(1985) para el azufre derivado de una fuen-te magmática, el cual comprende composi-ciones entre - 3 y + 3 ‰(CDT). Dichos valo-res se desplazan hacia contenidos isotópi-cos que indican una fuente de condiciónrelativamente oxidante o enriquecida en elisótopo más pesado. No obstante, si se con-sideran los contenidos de δ34S en equilibriocon fluidos magmáticos oxidantes, estosvalores estarían comprendidos entre - 2 y +5 ‰(CDT), de acuerdo con Campbell yLarsen (1988) (Fig. 4).La composición isotópica δ34S de un fluidodepende de la proporción de las diferentesespecies de azufre y magnitud del fracciona-miento de dichas especies con el H2S(Ohmoto 1972). En tal sentido, los paráme-tros cuantitativos obtenidos mediante el es-tudio termodinámico de la mineralizaciónde Cerro Áspero (Mutti y González Chio-
zza 2005b), y la presencia de pirrotina enLos Cóndores, Las Aguadas, San Bernardoy Agua de Ramón y arsenopirita en ElGuaico - La Argentina y Candelaria - SanIgnacio, señalan que la actividad de la espe-cie H2S(ac) en solución fue mayor que la deSO4
2-(ac), al menos durante la etapa de depo-
sitación de óxidos y sulfuros hidrotermales.Por lo tanto, un simple origen por procesoshidrotermales de degasificación de un mag-ma bajo condiciones oxidantes, no avala losvalores de δ34S hallados.Las evidencias sugieren, por lo tanto, unafuente mixta para el azufre formador de losdepósitos, donde el 34S debió introducirse alsistema hidrotermal desde una fuenteamagmática, más que por variación de lascondiciones físico - químicas del fluido mi-neralizante por su interacción con la roca decaja (es decir, cambios en fO2, fS2, pH ytemperatura).Teniendo en cuenta que el protolito de lasmetasedimentitas de la comarca fue marinoy el contenido en δ34S en los depósitos eva-poríticos osciló durante el Proterozoico tar-
dío entre + 10 y + 30 ‰ (Claypool et al.1980), se interpreta que el enriquecimientoen δ34Sfluido(H2S) obedeció a la incorporaciónde 34S por lixiviación de material metasedi-mentario de la corteza circundante, debidoa mecanismos de termorreducción. Noobstante, la composición δ34S promedio delas tres asociaciones metalíferas investiga-das, muestra desde los depósitos de Auhasta los de Ag, Pb, Zn, pasando por los deW, un enriquecimiento paulatino en 32S, queindicaría una mayor participación de azufrereducido asociado con aguas juveniles, deri-vadas probablemente de cámaras magmáti-cas espacial y temporalmente vinculadascon los granitoides famatinianos tardíos.Determinaciones por isotopos inestables: Para tra-tar de establecer la fuente de los metales serealizaron estudios isotópicos de Pb, me-diante el análisis de las relaciones 208Pb/204Pb, 207Pb/204Pb y 206Pb/204Pb, en cincomuestras de galena, dos de pirita, dos decalcopirita y una de bismutinita, representa-tivas de estadios tardíos portadores de oro,sulfuros y sulfosales de los diversos yaci-mientos, y una de pirita de la brecha hidráu-lica Fischer del distrito Cerro Áspero, re-presentativa del estadio II hidrotermal ju-venil. Los análisis fueron efectuados por ellaboratorio Actlab's de Canadá mediante latécnica HRICP-MS (high resolution inductivelycoupled plasma emission mass spectrometry), y losresultados se indican en el cuadro 1 y figura 5.Las muestras se agrupan en una poblacióncon valores mayoritarios relacionados conla corteza superior y las curvas de evoluciónpara la tierra en dos etapas de Stacey yKramer (1975) y de materiales orogénicosde Zartman y Doe (1981). Reflejan un re-servorio vinculado con corteza continentalreciclada, con excepción de tres valores per-tenecientes a las minas La Fortuna (F), LaAspereza (A) y brecha Fischer (FI) (Figs. 5ay b). Asimismo, los datos se ubican dentrode un rango de edad aparente compatiblecon edades Ar/Ar y K/Ar obtenidas porSims et al.(1997), Ulacco (1997) y Mutti yGonzález Chiozza (2005a) y observacionesgeológicas presentadas en secciones previasde este trabajo.Siete de las muestras analizadas (B, G, L,CA, N, B y O) se ubican próximas a la curvade evolución isotópica de materiales orogé-nicos, considerando el modelo plumbotec-tónico de Zartman y Doe (1981), véase
Figura 4: Diagrama decontenido isotópicorelativo de azufre (δ34S)de minerales metalífe-ros, estandarizado alvalor del condrito de latroilita del Cañón delDiablo (CDT), en mi-neralizaciones de Au,Ag, Pb, Zn y W en elsur de las Sierras Pam-peanas. Se incluyen loscampos de granitos,azufre magmático encondiciones oxidantes(Campbell y Larson1998) y depósitos eva-poríticos (Claypool etal. 1980). (1). Este tra-bajo; (2). Datos deSkirrow et al. (2000).Valores analíticos yreferencias de minera-les en Cuadro 1.
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figura 5a. Esta subpoblación pertenece a losdistritos San Bernardo, El Guaico - La Ar-gentina, Cerro Áspero (vetas periféricas),Las Aguadas (mina Nelly), La Bismutina yCandelaria (mina Oro Grueso), e involucraparticipación de plomo ordinario y, por lotanto, de un reservorio relativamente ho-mogenizado equiparable en contenidos conlos de un ambiente de arco maduro o corte-za cratonizada, de acuerdo con los camposde composición isotópica definidos porDoe y Zartman (1979), véase figura 5c.No obstante, al interpretar los datos de laminas La Fortuna del distrito Las Aguadas(F), brecha Fischer (FI) del distrito CerroÁspero, La Aspereza (A) del distrito SanMartín y Los Cóndores (C), se aprecia uncarácter anómalo para el plomo, que deter-mina una relativa inhomogeneización isotó-pica inter - depósitos (Fig. 5c). La galena dela mina La Fortuna posee el menor conteni-do hallado de Pb radiogénico, con respectoa la población media de datos, y la bismuti-nita de la mina Los Cóndores el valor máxi-mo de Pb radiogénico, entre los valoresinvestigados de la región. La variación de
composiciones establecida, asumiendo unerror analítico inferior a 0,09%, puede serexpresada a través de una recta de pendien-te positiva, que conecta los valores halladoscon los miembros extremos de evoluciónisotópica calculados por Zartman y Doe(1981) para el manto y la corteza superior(Fig. 5d).El modelo de evolución de Zartman y Doe(1981) asume la homogeneización isotópicade la corteza continental, luego de eventossucesivos (pe., subducción, sedimentación,volcanismo, plutonismo, metamorfismo,levantamiento de bloques y erosión, entreotros). En consecuencia, esta curva de cre-cimiento orogénica indica una fuente uni-forme de uranio/plomo y torio/plomo,más que el contenido isotópico individualde cada tipo de reservorio involucrado(manto, corteza superior y corteza inferior).A partir de lo expuesto, se interpreta que sibien la mayor parte de los yacimientos refle-jan un aporte mayoritario de Pb radiogéni-co lixiviado desde la corteza continental ho-mogeneizada circundante (pe. de las meta-sedimentitas), los valores isotópicos de 207Pb
/204Pb menores a 15,56, definidos en losyacimientos La Fortuna, Brecha Fischer yLa Aspereza, indican un carácter mixto ensu fuente, o sea con participación de Pbmantélico y de corteza continental reciclada.En particular, se interpreta que el 204Pb deLa Fortuna podría derivar de la tonalitaRodeo Viejo por lixiviación hidrotermal, encuyo caso este granitoide involucraría uncomponente mantélico en su origen. Noobstante, debido a las edades de 466 Ma delcuerpo Rodeo Viejo y 292 Ma de la minera-lización del distrito, se puede considerartambién como fuente de aporte, un hidro-termalismo de carácter juvenil vinculado alemplazamiento de los granitoides postoro-génicos intra - distritales entre los 330 y 299Ma (ej. Los Alanices y El Hornito), véasecuadro 1. Sin embargo, la baja salinidaddetectada por Montenegro et al. (1999) en elfluido mineralizante de La Fortuna, entre 0y 4 % ClNaeq., pone en duda esta interpre-tación. El Pb mantélico de la BrechaFischer del distrito Cerro Áspero, se rela-ciona con aporte desde una fuente juvenilderivada del magmatismo granítico de
Figura 5: Diagramas de contenidosisotópicos relativos de plomo engalenas de los distritos El Guaico -La Argentina (G), Cerro Áspero(CA), San Bernardo (S) y LasAguadas, minas Nelly (N) y LaFortuna (F); en piritas de los distri-tos Candelaria, mina Oro Grueso(O), Cerro Aspero, brecha Fischer(FI) y La Bismutina (B); en calcopi-ritas de los distritos San Martín,mina La Aspereza (A) y El Guaico- La Argentina (L) y en bismutinitadel distrito Los Cóndores (C).Valores analíticos en Cuadro 1. a) yb) Líneas de evolución de la corte-za superior (CS) e inferior (CI),manto (M) y materiales orogénicos(OR), según Zartman y Doe(1981), y de acuerdo con el modelode dos etapas (S&K) de Stacey yKramers (1975). Ma (millones deaños). c) Comparativos para diver-sos ambientes tectónicos fanerozoi-cos, según Doe y Zartman (1979).d) Comparativos para diversos yaci-mientos fanerozoicos de cinturonesauríferos y wolframíferos. Se indi-can tendencias evolutivas del frac-cionamiento isotópico desde elmanto hasta la corteza y en la cor-teza superior paleozoica.Modificado de Ayuso et al. (2005);véase explicación en el texto.
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Cerro Áspero o de la lixiviación de ortoan-fibolitas de la Formación La Aguada. En elcaso de La Aspereza, podría considerarseen la fuente la participación del batolito deLas Chacras - Potrerillos, próximo al depó-sito.
CORRELACIÓN YACIMIENTOLÓ-GICA
Las investigaciones yacimientológicas concontrol radimétrico de los últimos 20 años,muestran que diversos tipos de depósitosminerales a escala mundial tienen una agru-pación temporal distintiva relacionada conperíodos específicos de evolución de la tie-rra asociados a crecimiento de la corteza,ciclos orogénicos y plumas del manto(véase Groves et al. 2005).Durante el Fanerozoico, la corteza conti-nental creció en episodios con picos de acti-vidad a los c.a 480, 250 y 100 Ma (Condie2001). Los dos primeros episodios guardanuna relación temporal directa con sistemashidrotermales de escala cortical y emplaza-miento de mineralizaciones polimetálicasen cinturones metamórficos de las regionesde Lachlan Fold Belt, Australia (~460 Ma),Kazakhstan (~450 Ma), Thomson -Hodgkinson Fold Belt, Australia (~400 Ma),Meguma - Apalaches, Canadá - EstadosUnidos de América (~360 Ma), varíscicoeuropeo (~350 Ma), Baikal, (~300 Ma),Montes Urales, Rusia (~270 Ma) y AsiaCentral (~250 Ma). Entre ellas puede in-cluirse la mineralización desarrollada en lasSierras Pampeanas Orientales de Córdoba ySan Luis y la de las sierras de las Minas enel sur de La Rioja (~360 Ma).Estos episodios se correlacionan con la es-tructuración y rápido crecimiento de Pan-gea, y en particular, con eventos auríferosplasmados en provincias mineras conocidaspor su potencial wolframífero (Sillitoe 1991y Lang y Baker 2001), y asignados tanto amodelos yacimientológicos de oro relacio-nado con intrusiones (Sillitoe y Thompson1998 y Lang y Baker 2001) como de oroorogénico en cinturones metamórficos(Groves et al. 2000). Los depósitos investi-gados de San Luis y Córdoba poseen nume-rosos rasgos en común con los citadosmodelos yacimientológicos (Cuadro 1),entre ellos:
1) relación del evento mineralizante multie-pisódico entre los 385 y 292 Ma, con zonasde cizalla secundarias de dirección variableentre ~ E - O y NO, atribuidas a un campotranspresivo contemporáneo y/o póstumoal emplazamiento de los intrusivos graníti-cos en la región; 2) su localización en unaprovincia geoquímica conocida por supotencial wolframífero, con metales base encantidades subordinadas, y una asociacióncaracterística de W, Bi, Te, Mo, Sn, Cu, Zn,Ag, Pb, Sb, As y Au; 3) mineralización alo-jada en vetas, venas y venillas laminadas,bandeadas y masivas, diseminaciones y bre-chas subordinadas, con un pronunciadocontrol estructural de reología frágil a frá-gil-dúctil; 4) la historia mineralizante com-prende un episodio inicial, con precipita-ción de cuarzo blanco macizo ± mica blan-ca, y uno tardío y recurrente con cuarzo grisa incoloro ± mica blanca ± oro, junto conlos mayores volúmenes de sulfuros ± sulfo-sales de metales base registrados en lacomarca. Los episodios se relacionan convariaciones locales en la presión del fluido yformación de microestructuras de disolu-ción por presión y recristalización (crackseal); 5) vinculación espacial y temporal congranitoides porfíricos alcalinos a calcoalcali-nos, de alto-K, peraluminosos y metalumi-nosos, del tipo reducido de alta fO2 y oxida-do de baja fO2, formados a partir de episo-dios múltiples de emplazamiento delmagma en sitios locales transpresivos y condesarrollo circular en planta y dimensionesbatolíticas; 6) composición carbónica demoderada a baja salinidad para los fluidoshidrotermales mineralizantes, con tempera-turas y presiones de depositación compren-didas entre 469º y 130º C y entre 2,5 y 0,5kbars respectivamente; 7) las celdas hidro-termales trabajaron con una composiciónisotópica de δD y δ18O indicativa de partici-pación mayoritaria de aguas meteóricasevolucionadas, con influencia localizada deaguas juveniles en los yacimientos de W decerro Áspero y de Pb, Ag, Zn de LasAguadas; dichas celdas movilizaron Pbdesde la corteza continental juvenil homo-geneizada y S no magmático predominantey magmático subordinado.Mineralizaciones de este tipo, asignadas alOrdovícico-Carbonífero inferior, estánrepresentadas de acuerdo con Groves et al.
(2000 y 2005), Skirrow et al. (2000),Haeberlin et al. (2002) y Mutti et al. (2005),en distritos auríferos de Bolivia, Perú y, enla Argentina, en La Rinconada (Jujuy), sie-rra de Culampajá (Catamarca) y Sierra de lasMinas-Ulapes y Chepes (Rioja). Estas mine-ralizaciones integran en América del Sur uncinturón metamórfico aurífero con actualposición submeridiana y se continúan a tra-vés del oriente australiano en el orógenotasmano (véase Haeberlin et al. 2002).Con fines comparativos se investigó la ca-racterización isotópica en otros distritosmineros equivalentes. De acuerdo con losdatos disponibles, la mayor parte de lascomposiciones isotópicas de Pb presenta-das en este trabajo se ubican dentro de loscampos de composición de piritas de venasdel cinturón aurífero - polimetálico LachlanFold Belt, Australia (Bierlein y McNaughton1998), galenas del cinturón aurífero-polime-tálico Carolina Slate, Estados Unidos deAmérica (Ayuso et al. 2005), galenas devenas devónicas del cinturón auríferoThomson Fold Belt, Australia (Carr et al. 1995)y wolframitas fanerozoicas (Chiaradia et al.2003), véase figura 5d. La fuente del ele-mento metálico en estas regiones fue inter-pretada como mixta y relacionada principal-mente con la corteza continental fanerozoi-ca homogeneizada y un flujo mantélicosubordinado, durante la estructuraciónmarginal del supercontinente Gondwana(Fig. 5d). Este último episodio es ademásvinculado por Groves et al. (2005), con plu-mas de manto, cambios en el ángulo deconvergencia de la placa que se subducta ytransferencia y removilización de metalesdurante el crecimiento de la corteza juvenilfanerozoica.
MODELO DE EMPLAZAMIENTODE LOS DEPÓSITOS POLIME-TÁLICOS
El conjunto de depósitos examinados en lasSierras Pampeanas de San Luis y Córdoba,se desarrolló vinculado con procesos defor-macionales transpresivos locales en el pro-tomargen Andino de Gondwana. Su am-biente de emplazamiento involucró una his-toria compleja que abarca una evolucióncontinua desde un orógeno acrecional (in-teracción de placas oceánica - continental
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durante el neoproterozoico, inicio del pam-peano) hasta colisional (interacción de pla-cas continentales durante el pampeano yfamatiniano, entre el neoproterozoico y los~509 Ma y los ~509 y 320 Ma respectiva-mente), con incorporación al margen conti-nental gondwánico de sedimentos marinoshidratados (grauvacas y pelitas) y rocas vol-cánicas del tipo MORB - N a MORB - E.La etapa postpampeana, relacionada con laanexión del terreno alóctono grenvilliano almargen occidental de Gondwana a los~465 Ma y Chilenia a los ~380 Ma, confi-guró en el eje del orógeno famatiniano y sumargen oriental, un ambiente propicio parael emplazamiento de granitoides tardiotec-tónicos o tardiorogénicos (Sato et al. 2003),como los de Las Chacras - Potrerillos, Ro-deo Viejo, Renca, Cerro Áspero y Achala, através de las mismas zonas de cizalla dúctilde dirección ~ N-S (Fig. 1b), que habríanyuxtapuesto y exhumado fajas de rocasmetamórficas. La cinemática simultánea alemplazamiento de los granitos dejó su im-pronta en la fábrica magnética, como fueraregistrado en los batolitos de Las Chacras -Potrerillos (Siegesmund et al. 2003) y Renca(López de Lucchi et al. 2002)Las mayores zonas de cizalla dúctil, con unareconocida componente de transcurrenciasubhorizontal subordinada (Sims et al. 1997,Rossello et al. 1999; López de Lucchi et al.2002), son según un orden de generaciónsecuencial tentativo: Tres Árboles, La Are-nilla y Río Guzmán, con edades de forma-ción entre los 453 y 369 Ma, 414 y 365 May 375 y 351 Ma respectivamente (Sato et al.2003, Simpson et al. 2003 y Whitmeyer ySimpson 2003). En particular, la cizalla TresÁrboles constituyó a partir del Ordovícico(o Cambro - Ordovícico) un límite tectóni-co de primer orden debido al transportetectónico inverso hacia el oeste del basa-mento pampeano de Córdoba sobre las me-tamorfitas famatinianas de San Luis (Ota-mendi et al. 1996, Whitmeyer y Simpson2003). Este límite controló entre los 404 y368 Ma el emplazamiento de los batolitosgraníticos Achala y Cerro Áspero (Cama-cho e Ireland 1997), que se adecuan en suestructuración con sitios transtensivos sub-ordinados y controlados por un movimien-to sinestral de la megatranscurrencia ~N-STres Árboles y la reactivación sinestral de
lineamientos NO a NNO de presumibleedad pampeana, según lo postulado porPinotti et al. (2002) y Mutti y GonzálezChiozza (2005a) (Figs. 1c, d y e).El modelo de emplazamiento propuestopara los batolitos Achala y Cerro Áspero,vinculado con un ambiente extensional enun régimen transpresivo, fue también apli-cado por Siegesmund et al. (2003) para elbatolito Las Chacras-Potrerillos, cuyo iniciode cristalización y emplazamiento está com-prendido entre los 381 y 351 Ma (Figs. 1d,e y f). De acuerdo con Sato et al. (2003) es-tos granitoides de composiciones de alto -K y formas circulares sugieren su relacióncon un ambiente de corteza engrosada y entransición a anorogénico. Sin embargo,Siegesmund et al. (2003) postulan para elbatolito Las Chacras-Potrerillos un origensincinemático con un episodio de deforma-ción, que atribuyen a la anexión de Chileniaal margen occidental de Gondwana durantela orogenia achaliana. La actividad tectónicade la megacizalla Tres Árboles prosiguió almenos hasta los 300 Ma, época en la que deacuerdo con Gómez (2003) se emplazó elgranitoide Serrezuela al norte de la sierraGrande de Córdoba (Fig. 1f).Los movimientos de cizalla subordinadosplanteados a partir de la reactivación de lamegaestructura Tres Árboles a los ~404 May al menos hasta los ~300 Ma, sugieren deacuerdo con los modelos cinemáticos enzonas de cizalla (Sibson 1975), la influenciade un vector de esfuerzo principal máximoσ1 dispuesto en el cuadrante NO, el cualpropició anisotropías secundarias en elmacizo rocoso con direcciones comprendi-das entre ~E-O y NO (con una media esta-dística de 288º, véase Fig. 1f), y el alzamien-to progresivo en bloques de la región al dis-minuir el campo transpresivo regional.Las anisotropías secundarias constituyeronnúcleos mineralizados entre los 385 y ~ 292Ma y se extendieron en metamorfitas y, sub-ordinadamente, en granitos tardío a post-famatinianos, desde la zona de cizalla TresÁrboles hacia el oriente y occidente. Losintrusivos desempeñaron un rol activo co-mo agentes térmicos, promoviendo el flujoy canalización de soluciones hidrotermalespor las anisotropías preexistentes, duranteepisodios discretos de reactivación tectóni-ca, las cuales lixiviaron elementos formado-
res de mena desde el basamento.El ambiente de deformación frágil-dúctil afrágil, con cizallamiento e intrusiones graní-ticas, fue apropiado para desarrollar un sis-tema cerrado de circulación de fluidos contemperaturas mesotermales predominantes,pH neutros a débilmente ácidos y relativa-mente oxidantes, e involucró la disoluciónde minerales pretectónicos, con neoforma-ción de minerales sintectónicos a tardiotec-tónicos en grietas de comportamiento dila-tante o de subpresión de fluido.Los estudios de δ34S indican que los grani-toides suministraron azufre a depósitos deW proximales, a diferencia de lo hallado enlos de Au ubicados en cizallas distales;mientras que en depósitos de Ag-Pb-Zn elorigen de este elemento es mixto. Al respec-to, los datos isótópicos de 208Pb/204Pb,206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb, sustentan comofuente principal de proveniencia de losmetales formadores de mena, a la cortezasuperior homogeneizada y cratonizada o aun arco maduro, con excepción de lasminas de Ag-Pb-Zn La Fortuna y de W LaAspereza y brecha Fischer, donde se distin-gue un componente isotópico derivado delmanto. Puede señalarse que el magmatismogranítico y deformación devónicos consti-tuyen elementos guías o metalotectos deaplicación a la prospección de depósitos deAu, W y Ag-Pb-Zn en el sur de las SierrasPampeanas. Pero, los datos aportados hastael presente, indican que las mayores leyes deAu se restringen a sitios donde predominanel aporte isotópico crustal (δ34S y Pb) y losprocesos de sobrepresurización de fluidosvinculados con deformación e inmiscibili-dad en dos fases, una rica en H2O y otra enCO2.
AGRADECIMIENTOS
El financiamiento otorgado por la Univer-sidad de Buenos Aires permitió ejecutareste trabajo en el marco del proyecto deinvestigación UBACyT X138. Los autoresdesean expresar su reconocimiento a losárbitros por las correcciones y sugerenciasaportadas. Se agradece a los Dres. J. Ulaccoy S. González Chiozza, Lic. V. Vázquez y Sr.O. Caccaglio por su colaboración en tareasde campo.
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TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO
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Recibido: 23 denoviembre, 2005Aceptado: 2 de octubre, 2006