ARTÍCULOS
Paragénesis y microtermometría de las manifestaciones de baritina del anticlinal Chorriaca, provincia del Neuquén
Pablo Rodrigo Leal1 y Paula Mateo1,2
1 Departamento de Ciencias Geológicas, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires. IGeBA - Consejo Nacional de Investigaciones
Científicas y Técnicas E-mail: leal@gl.fcen.uba.ar
2 Department of Geosciences, Princeton University, Princeton, Estados Unidos. E-mail: mmateo@princeton.edu
RESUMEN
En este trabajo se estudió la mineralización de sulfatos de Ba presente en el anticlinal de Chorriaca. El mapeo de las distintas labores evidenció un fuerte control estratigráfico puesto que todos los depósitos se hallan hospedados en el miembro Agua de la Mula (Formación Agrio). La mineralogía se compone principalmente de baritina, calcita y óxidos de hierro. Los análisis texturales permitieron reconocer tres pulsos de mineralización, de los cuales el último habría sido el más importante. En cristales de baritina de este último se realizaron los estudios de inclusiones fluidas. Las inclusiones primarias más representativas se componen de agua con sales disueltas entre las cuales destacan algunas con cantidades subordinadas de hidrocarburos. Los resultados microtermométricos permitieron definir temperaturas de homogeneización superiores a los 300 °C y soluciones con bajas salinidades. Sobre la base de los resultados obtenidos se postula un origen hidrotermal para las manifestaciones del área estudiada.
Palabras clave: Baritina; Inclusiones fluidas; Chorriaca; Neuquén.
ABSTRACT
Assemblages and microthermometry of barite ore deposits from Chorriaca anticline, Neuquén Province
In this contribution, the barium sulfate mineralization from Chorriaca anticline was studied. All mines are hosted in carbonate layers (Agua de la Mula stratigraphical unit, Agrio Formation) that evidence a strong lithological control. The assemblages is mainly composed of barite, calcite and iron oxides. Their textures imply three mineralization events, from which the last one was the most important. Fluid inclusion studies on barite crystallized during this last event were carried out. The most representative primary fluid inclusions are composed of water with dissolved salts. Few of them also present hydrocarbons on the liquid phases. Microthermometry evidenced homogeneization temperatures above 300°C and solutions with low salinities. Regarding the reasons stated above we propose that this barite mineralization was generated by hydrothermal processes related to the magmatic activity of Neuquén basin.
Keywords: Barite; Fluid inclusions; Chorriaca; Neuquén.
INTRODUCCIÓN
Dada la importancia económica de la Cuenca Neuquina como productora de hidrocarburos, esta región cuenta con un vasto número de publicaciones, hojas geológicas, tesis e informes inéditos que detallan su estratigrafía, estructura, historia geológica y el conjunto de sus recursos naturales. Entre sus depósitos no metalíferos destacan, por su abundancia, manifestaciones de sulfatos de bario y estroncio que se extienden en una franja de rumbo norte-sur próxima al meridiano de 70ºO, entre la localidad de Zapala y la Sierra de Reyes (Brodtkorb et al. 1975) (Fig. 1). Desde mediados del siglo XX se realizaron varios trabajos locales que si bien permitieron definir las zonas más importantes y los distritos que éstas integran, también dieron lugar a una despareja base de datos que impide obtener un modelo integral para esta mineralización. Mas aún, los procesos involucrados en la formación de algunos depósitos no gozan de consenso entre quienes postulan una génesis asociada al ambiente sedimentario de la roca de caja (procesos singenéticos, Brodtkorb et al. 1975) y quienes postulan procesos epigenéticos de carácter hidrotermal (Hayase y Bengochea 1975, Llambías y Malvicini 1978). Dadas las condiciones de temperatura y salinidad particulares para cada una de las posibles génesis, los estudios microtermométricos son una herramienta capaz de identificar el proceso responsable de la formación de los sulfatos. Hayase y Bengochea (1975), Collao (1998), Collao et al. (1997) y de Barrio et al. (2013) han obtenido datos microtermométricos de distritos aledaños al área de estudio que corroboran la multiplicidad de procesos. No obstante, la gran disparidad de resultados, la diversidad de criterios sobre las especies en las cuales deben realizarse las mediciones microtermométricas, los escasos datos publicados sobre la petrografía de las inclusiones fluidas y la falta de datos en otros distritos no permiten aún discriminar, mediante esta técnica, los distintos tipos de génesis.
Figura 1: Sector de la
Cuenca Neuquina donde
afloran las principales mineralizaciones
de sulfatos
de Ba y Sr. En el mismo
se sintetizó la geología de
la región, sobre la cual se
indican los once distritos,
las minas más importantes
y el área estudiada para esta
contribución (modificado
sobre la base de Hayase
y Bengochea 1975, Brodtkorb et al. 1975, Llambias
y Malvicini 1978, de Barrio
2009).
En este contexto el anticlinal de la sierra de Chorriaca (Fig. 2), en el extremo noroeste del distrito homónimo (Fig. 1), adquiere particular interés puesto que se trata de una zona con varias manifestaciones de sulfatos que no posee antecedentes más allá de escasas menciones en relevamientos regionales (Brodtkorb et al. 1975). Varios años más tarde Mateo Fernández Caso (2011) realizó un estudio detallado de las labores más importantes con especial atención en la mineralogía, sus texturas y la secuencia paragenética que constituye parte de este trabajo. Sobre esta base, el objetivo de esta contribución es caracterizar las numerosas labores presentes en el sector norte de la Sierra de Chorriaca, elaborar una secuencia paragenética integrada y realizar los estudios de inclusiones fluidas sobre las especies más representativas del proceso que afectó al área.
Figura 2: Mapa geológico del área de estudio y ubicación geográfica de las ocho labores principales (modificado de Mateo Fernández Caso 2011).
MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Durante la evolución tectónica de la Cuenca
Neuquina se reconocen tres etapas
principales: una de rift, otra de retroarco
y una última de antepaís (Howell et al.
2005). La historia asociada a la mineralización
que nos ocupa comienza en el Jurásico,
es decir durante la etapa de retroarco
cuando una ingresión marina proveniente
del océano Pacífico depositó los sedimentos
que integran a la Formación Los Molles
del Grupo Cuyo (Vergani et al. 1995,
Spaletti et al. 2000). Luego se depositaron
sedimentitas de aguas someras y estratos
rojos de origen fluvial (Formación Lajas y
equivalentes - Grupo Cuyo). A principios
del Calloviano, la cuenca quedó restringida
volviéndose hipersalina y precipitando
bancos evaporíticos de la Formación Tábanos,
que completan la estratigrafía de
dicho grupo (Vergani et al. 1995). A fines
del Jurásico medio, se produjo un brusco
descenso del nivel de base, asociado a la
primera inversión tectónica, con la acumulación
de facies clásticas de ambiente
fluvial (Formación Lotena - Grupo Lotena).
Luego, durante el Calloviano tardío-
Oxfordiano, se reestableció la conexión
con el Pacífico representada por facies de
plataforma, correspondientes a la Formación
La Manga y equivalentes (Grupo Lotena,
Legarreta 2002). Hacia el Oxfordiano-
Kimmeridgiano inferior precipitaron
las evaporitas de la Formación Auquilco
(Grupo Lotena), marcando un nuevo
evento de desecación (Legarreta 2002).
Posteriormente, ya en el Kimmeridgiano,
se depositó la Formación Tordillo (Grupo
Mendoza) constituida por sedimentitas
continentales de origen fluvial y lacustre
en coincidencia con la inversión tectónica
de mayor envergadura (evento Araucánico,
Vergani et al. 1995). En el Tithoniano,
coincidiendo con un relajamiento compresional,
se registró la máxima transgresión
marina representada por la Formación
Vaca Muerta (Grupo Mendoza,
Leanza et al. 1978, Leanza et al. 2006). Durante
el Valanginiano inferior, se registró
un cambio importante en el patrón de
subsidencia debido a una nueva inversión
tectónica que generó una importante restricción
de la cuenca. Este fenómeno resultó
en la interrupción de la sedimentación
marina dando lugar al desarrollo de
facies fluviales, mareales y deltaicas de la
Formación Mulichinco (Grupo Mendoza).
Entre el Valanginiano tardío y Barremiano
temprano se registró una calma
tectónica asociada a una nueva transgresión
marina, representada por la Formación
Agrio (Grupo Mendoza) con depositación
de sedimentitas marinas de offshore,
intercalaciones de depósitos de tormenta
(Miembro Pilmatué y Miembro Agua
de la Mula) y facies de rampa carbonática
(Miembro Chorreado, Formación Huitrín),
separadas por el desarrollo de una
breve somerización caracterizada por sedimentitas
continentales de ambiente fluvial
(Miembro Avilé). Durante el Barremiano,
Aptiano y Albiano tuvo lugar una
somerización generalizada representada
por depósitos de la Formación Huitrín
(Grupo Rayoso). El Miembro Troncoso
se caracteriza por sedimentación fluvial
y eólica seguida por depósitos evaporíticos
asociados a cuerpos de agua hipersalina;
el Miembro La Tosca presenta facies
marinas con circulación restringida,
mientras que el Miembro Salina contiene
asociaciones pelita-yeso-caliza (Leanza et
al. 2006). Esta progresiva somerización
culminó con la Formación Rayoso de carácter
netamente continental, con facies
clásticas de color rojo y evaporitas. En resumen,
a partir del Jurásico temprano y
hasta el Cretácico tardío, la cuenca fue sometida
a una etapa de subsidencia regional
interrumpida por sucesivas inversiones
tectónicas.
A partir del Cretácico Superior se produjo
una renovación de la actividad tectónica
debida a cambios en las tasas de expansión
de fondo oceánico, implicando una velocidad
de roll-back positiva que dio comienzo
a la etapa de antepais (Zapata y Folguera
2006). El resultado fue un periodo
compresivo con inversión tectónica de las
estructuras extensionales previas que dieron
lugar a la depositación de estas facies
continentales en los principales depocentros
(Legarreta y Uliana 1991, 1999, Vergani
et al. 1995). La región devino en una
cuenca de antepaís (Legarreta y Uliana
1991) con migración de los depocentros
hacia el este (Franzese et al. 2 003). Esto
provocó el truncamiento regional de las
sedimentitas rayosianas y la depositación
sinorogénica del Grupo Neuquén.
En esta etapa tuvo lugar la migración del
arco volcánico hacia el este representada,
en el área de estudio, por las facies extrusivas
e intrusivas del Grupo Naunauco
(Llambías y Aragón 2011, Mateo Fernández
Caso et al. 2011, Zamora Valcarce
2007, entre otros). Estas rocas intruyeron
o se depositaron sobre las sedimentitas
mesozoicas previamente estructuradas.
La sedimentación continuó hasta fines
del Cretácico con el desarrollo de depósitos
continentales y marinos del Grupo
Malargüe, representante de la primera ingresión
marina desde el Océano Atlántico
(Digregorio y Uliana 1975). Dentro del área de estudio, la depositación de calizas
estromatolíticas, tobas y areniscas
en pequeñas cuencas intermontanas circunscriptas
al sinclinal de Colipilli estarían
representando los afloramientos más
australes de este grupo (Zamora Valcarce
2007).
Entre el Paleoceno y el Mioceno medio
la cuenca entró en una nueva fase de deformación
que reactivó numerosas fajas
plegadas y corridas (Zamora Valcarce et
al. 2006). El registro de este evento se encuentra
en los depósitos sinorogénicos de
Tralalhué (Ramos 1998). Según Zamora
Valcarce et al. (2006) podría inferirse una
última etapa de deformación hacia fines
del Mioceno en la cual el Conglomerado
Tralalhué habría sido levantado y basculado
pasivamente debido al ascenso del anticlinal
de la Loma de Naunauco. Por último,
a partir del Cuaternario comenzaron
a actuar procesos de remoción en masa y
fluviales que configuraron el actual relieve
del área.
METODOLOGÍA
Para los estudios de inclusiones fluidas se
seleccionaron las manifestaciones cuyas
cantidades de sulfatos permitieron
un muestreo representativo. Puesto que
la mineralización consiste en especies de
sulfatos y carbonatos se decidió trabajar
utilizando esquirlas en lugar de secciones
bipulidas para minimizar la posible deformación
de las inclusiones o pérdida de fases
por efectos mecánicos. Las determinaciones
se realizaron con el instrumental
del Departamento de Ciencias Geológicas
de la Universidad de Buenos Aires
empleando una platina de calentamiento/
enfriamiento Linkam (cuyo intervalo de temperatura es de -180 a 600°C) adosada a un microscopio Leica DMLP
con una cámara fotográfica Sony-Cybershot
DSC-P2000. La misma fue calibrada
al comienzo y al final de la toma de
datos mediante muestras estándares (inclusiones
de CO2 + H2O). Las temperaturas
de fusión se realizaron enfriando hasta
-180ºC y calentando a velocidades de
dos grados por minuto en los intervalos
próximos a los cambios de estado.
Las observaciones con luz ultravioleta
se realizaron empleando un microscopio
(Arcano, serie: L2001) configurado para
fluorescencia por reflexión. El mismo se
encuentra provisto de una lámpara halógena
de alta presión de mercurio con una
potencia de 100W. Los filtros empleados
para acotar el espectro de incidencia
fueron el azul (λ=420-470 nm) y el verde
(λ=460 a 550 nm).
CARACTERÍSTICAS DE LAS MANIFESTACIONES ESTUDIADAS
La roca de caja
En el área de estudio la mineralización de
sulfatos posee un fuerte control estratigráfico
puesto que se restringe siempre a
la misma unidad. Se trata de bancos carbonáticos
de espesores que oscilan entre
3 y 30 metros y colores castaños. Si bien
la mayoría de las muestras clasifican como
mudstone o wackestone, en las proximidades
de la labor La Rezongona se hallaron
packstone (Mateo Fernández Caso 2011).
Dependiendo del caso, se encuentra compuesta
por peloides, oolitas, bioclastos,
partículas terrígenas y/o fango carbonático
de micrita, recristalizado a esparita.
Es importante notar la presencia de porosidad
secundaria en fábrica no selectiva
asociada a procesos de disolución. Los
procesos de alteración se limitan al relleno
de la porosidad primaria o de microfracturas
y en ningún caso se extienden mas
allá de los dos primeros metros de las vetas.
Procesos de reemplazo de oolitas solo
fueron identificados en sectores localizados
de la mina Daphne razón por la cual
no se consideran relevantes en el área. La
composición de los bancos supra e infrayacentes
permiten identificar la posición
estratigráfica de la roca de caja como el límite
entre las formaciones Agrio y Huitrín.
Como fuera postulado por Llambías
y Malvicini (1978), en el área de estudio
la unidad superior de la Formación Agrio
(Miembro Agua de la Mula) se caracteriza
por la abundancia de carbonatos intercalados
con pelitas (Fig. 3a). Particularmente,
hacia el tope destaca la presencia de un
banco calcáreo oolítico de color amarillento
que sobresale del terreno por haber
sido menos erodado (Fig. 3b). Puesto que
tanto su ubicación espacial como las características
petrográficas de las muestras
estudiadas coinciden con estas descripciones,
la roca de caja se asignó estratigráficamente
al Miembro Agua de la Mula
(Fig. 2). El carácter estratoligado de la mineralización
de sulfatos de Ba y Sr es una
característica que se repite en varios distritos
de la Cuenca Neuquina (Brodtkorb
et al. 1975, Hayase y Bengochea 1975, de
Barrio et al. 2009, de Barrio et al. 2013, Escobar
et al. 2013, entre otros).
Figura 3: a) Foto en dirección
al sureste de la Sierra
de Chorriaca donde se observa
el resalto topográfico
característico del tope del
Miembro Agua de la Mula;
b) Foto tomada desde
la manifestación del cerro
León en dirección al norte
donde se aprecia la alternancia
de calizas y pelitas
que componen al Miembro
Agua de la Mula. c-d)
Agregado tabular de baritina
con textura en libro y
romboedros de calcita (La
Rezongona); e) Sulfatos
interdigitados con la roca
de caja ( José Alejandro); f)
Agregado característico de
baritina y calcita; g) Agregado
estalactítico de baritina
(El Viejo Segundo); h)
Venilla de baritina concordante
con la estratificación
de la roca de caja (Cerro
León). Las abreviaciones
de los distintos minerales
siguen la norma internacional
propuesta por Kretz
(1983).
Geometría y paragénesis
Estas labores se distribuyen a ambos flancos
del anticlinal de la Sierra de Chorriaca
definiendo dos corridas de orientación
NNO-SSE en las que se reconocieron
ocho antiguas labores: cinco sobre el
flanco oriental (El Rata, La Rezongona,
Estaca Minera, Daphne y José Alejandro)
y tres sobre el flanco occidental (Cerro Picú,
El Viejo Segundo y Cerro León) (Fig.
2). A continuación se describe cada labor
con sus coordenadas geográficas y el código
de las muestras que se utiliza en el
apartado de inclusiones fluidas.
El Rata (código “B1” - 37º44'44''S-70º12'37''
O): Los remanentes de su extracción son
grandes labores con formas de galerías y
piques cuyo acceso es limitado debido al
relleno antrópico o al deterioro natural
de los mismos. En la actualidad no se encuentran
remanentes de la mineralización
in situ que permita un muestreo representativo.
No obstante, las muestras de los alrededores
sugieren un predominio de baritina
en forma de agregados de cristales
tabulares de cinco milímetros de largo.
Solo un 5% del volumen de las muestras
encontradas se componen de agregados
de calcita de color blanco que rellena diminutas
cavidades con cristales inferiores
al milímetro. Estas últimas suelen alternar
con agregados microscristalinos de
sulfatos y óxidos de hierro de igual tamaño.
Análisis de fluorescencia de rayos X sobre
los cristales de mayor tamaño evidenciaron
contenidos de estroncio que alcanzan
a sustituir más del 30 % de bario (Mateo
Fernández Caso 2011). Puesto que este
distrito se caracteriza por la escasa presencia
de estroncio, la composición encontrada
sugiere que este elemento pudo
alcanzar cantidades significativas en esta
manifestación.
La Rezongona (código “B4” - 37º45'42''S-70º
11'57''O): Se trata de una veta discordante
respecto de la estratificación, que fue explotada
en forma de trinchera. Su geometría
evidencia una veta subvertical de dos
metros de ancho que puede seguirse hasta
una profundidad de casi tres metros. La
mineralogía posee escasa variación puesto
que se compone de cantidades similares
de calcita y baritina. La calcita se presenta
en cristales traslúcidos de color blanco, u
ocasionalmente castaño, brillo nacarado,
formas romboédrica y/o escalenoédrica
y tamaños que alcanzan un centímetro y
medio (Fig. 3c). La baritina se encuentra
en cristales de color blanco, brillo vítreo
y hábito tabular. Son frecuentes las texturas
tipo libro con tamaños que varían desde
dos milímetros a más de un centímetro
de largo (Fig. 3c,d). Estos agregados
son la paragénesis más representativa de
la mineralización de sulfatos en el área de
estudio. Solo mediante el microscopio de
polarización alcanzan a reconocerse cristales
de minerales opacos (óxidos de hierro).
Estaca Minera (código “B2” - 37º46'17''S-70º
11'34''O): Se trata de una veta discordante
cuya trinchera alcanza cuatro metros
de alto, con un ancho de 1,5 m y una profundidad
de 2,5 metros. Se compone de
baritina en cristales cuyos tamaños varían
de escasos milímetros hasta superar
el centímetro de largo. En algunos cristales
de mayor tamaño puede reconocerse
macroscópicamente una zonación interna puesta en evidencia por la alternancia
de anillos opacos y anillos hialinos según
la densidad de inclusiones fluidas (véase
Fig. 5a,b). Le siguen en abundancia agregados
de calcita que rellenan cavidades
con cristales cuyos tamaños generalmente
no superan el milímetro de largo. Como
especies accesorias suelen observarse
delgadas pátinas de óxidos de hierro que
separan a los distintos pulsos de mineralización.
Figura 5: Petrografía de las inclusiones fluidas: a,b) Fotografía de cristales de baritina con zonación observada mediante lupa binocular; c,d) Zonación vista con
microscopios de polarización; e,f) Alineaciones de inclusiones fluidas secundarias donde solo algunas poseen fase vapor (círculo) (familia 1); g,h) Inclusiones fluidas
coplanares con disposición subparalela; i) Inclusiones fluidas pseudosecundarias; j) Alineaciones de inclusiones fluidas anaranjadas; k-n) Típicas inclusiones fluidas
con hidrocarburos; o-q) inclusiones fluidas anaranjadas observadas bajo luz blanca y luz ultravioleta para provocar su fluorescencia; r) Típicas inclusiones fluidas
incoloras aisladas; s) inclusiones fluidas incoloras en zonas con elevada densidad; t-y) Inclusiones fluidas incoloras de origen primario más representativas de las
condiciones de cristalización.
Daphne (código “B3” - 37º46'37''S-70º11'25''O): Su explotación se llevó a cabo por medio
de un pique y galerías subterráneas
inaccesibles para el estudio de la mineralización
in situ. No obstante, en sus escombreras
se encontraron restos de agregados
de baritina de largos inferiores a
los tres milímetros. Dado el deteriorado
estado de esta labor, no resultó posible
obtener ejemplares representativos de su
paragénesis original.
José Alejandro (código “B5” - 37º47'25''S-70º
11'08''O): Junto con la labor El Rata, esta
manifestación es la más importante del
área de estudio. Son vetas de orientación
N10ºO explotadas mediante galerías de
igual dirección. Dichas galerías forman
tres niveles topográficos que se extienden
por decenas de metros de largo con anchos
que, por sectores, alcanzan más de
cuatro metros. Los sulfatos se concentran
en el cemento de una brecha de 50 centímetros
de ancho de contactos poco definidos
con la caja que la contienen (Fig. 3e).
En estos casos la mineralogía se compone
principalmente de cristales de baritina de
largos inferiores al milímetro seguidos de
calcita de similar tamaño. No obstante, es
importante remarcar que, el avanzado estado
de explotación de esta estructura impide
descartar hábitos y texturas primarias de mayor granulometría en el espacio que actualmente se encuentran galerías,
lo cual permitiría justificar la envergadura
de las labores realizadas.
Cerro Picú (código “B8” - 37º45'46''S-70º15'
18''O): Estos depósitos consisten en dos
trincheras de labores poco profundas en
las que no se encontró mineralización in
situ. Los remanentes observados se componen
principalmente de agregados de
calcita cuyos cristales alcanzan tamaños
superiores a un centímetro con formas
romboédrica o/y escalenoédrica. Le siguen
en abundancia agregados de cristales
de baritina de largos inferiores a tres milímetros.
Las muestras observadas también
exhiben finas venillas y pátinas de limonitas
entre los pulsos de mineralización.
El Viejo Segundo (código “B7” - 37º46'01''S-
70º15'05''O): Si bien esta manifestación
presenta grandes escombreras asociadas
a su explotación, el acceso a las labores se
halla obstruido. Los minerales extraídos
de los alrededores evidencian cantidades
importantes de baritina en agregados de
cristales de hasta dos centímetros de largo.
En similares proporciones se encuentran
agregados de calcita pero en este
caso los cristales no superan los cinco milímetros
de largo. En algunas muestras
los carbonatos desarrollan hábitos estalactíticos
de diámetros próximos al centímetro
(Fig. 3g).
Cerro León (código “B6” - 37º47'15''S-70º14'
16''O): Estos depósitos fueron escasamente
explotados en forma de trinchera
de dos metros de profundidad y anchos
de aproximadamente un metro. La mineralización
consiste en un horizonte de 80
centímetros de ancho en el que se observan
venillas de baritina de hasta 12 centímetros
de espesor que se disponen en forma
subparalela siguiendo la estratificación
de la roca que las contiene (Fig. 3h). Su mineralogía
se compone exclusivamente de
agregados de baritina cuyos tamaños rara
vez superan los cuatro milímetros. Los
análisis mineralógicos realizados demostraron
no sólo la ausencia de otras especies
minerales sino también la composición
pura de la baritina, puesto que el Sr no fue
siquiera detectado mediante fluorescencia
de rayos X (Mateo Fernández Caso 2011).
Si bien las ocho labores encontradas no
poseen las mismas texturas y no todas
preservan remanentes suficientes de su
mineralización, resulta evidente que fueron
consecuencia del mismo proceso
puesto que todas ellas se hallan hospedadas
en el mismo nivel estratigráfico y sus
paragénesis solo difieren en las especies
accesorias. En base a diferencias texturales,
Mateo Fernández Caso (2011) identificó
cuatro pulsos de mineralización. No
obstante, puesto que los dos primeros
pulsos representan procesos locales de escasa
envergadura se decidió integrarlos y
dividir la secuencia en tres pulsos según
muestra la figura 4b. El primero fue el responsable
del reemplazo pseudomórfico
de las oolitas de la roca de caja por baritina
y del relleno de pequeñas cavidades por agregados esferulíticos de baritina. Estos
procesos de reemplazo y relleno solo
se observaron en las labores de las minas
Daphne y El Rata acotados a los primeros
centímetros del contacto entre la mineralización
y la roca que la hospeda. El fin de
este primer pulso se reconoce fácilmente
por la presencia de delgadas pátinas
de óxidos de hierro. Le sigue un segundo
pulso representado principalmente en
las labores de las minas Cerro León y José
Alejandro que se caracteriza por la precipitación
de agregados microcristalinos de
baritina que rellenan venillas distribuidas
homogéneamente en toda la roca de caja,
a veces con texturas de formas concéntricas.
Durante este pulso no se encontraron
otras especies minerales y la baritina
nunca desarrolló tamaños mayores a los
tres milímetros. Por último, el tercer pulso
generó el volumen más importante de
sulfatos y es, al mismo tiempo, el de mayor
extensión puesto que se reconoce en
la mayoría de las labores (Fig. 4a,b). Este
tercer pulso consiste en la precipitación
recurrente de agregados de calcita, agregados
de baritina y óxidos de hierro, de
los cuales la primera generación de calcita
y los agregados de baritina (tanto tabular
como microcristalina) representan más
del 90% del volumen de la mineralización
relevada en el área de estudio. Por lo tanto,
consideramos que estos agregados son
los que mejor reflejan las condiciones en
las cuales se formaron estos depósitos.
Figura 4: a) Fracción de la secuencia paragenética encontrada en cada labor; b) Secuencia paragenética integrada propuesta para las mineralizaciones de área de
estudio (modificada de Mateo Fernández Caso 2011); c) Esquema de la distribución, abundancia y características de las familias de inclusiones fluidas en un esquirla
de baritina; d) Cronología de las familias de inclusiones fluidas dentro de la secuencia paragenética integrada.
INCLUSIONES FLUIDAS
El estudio de inclusiones fluidas se realizó exclusivamente en la baritina que representa (según lo previamente explicado) el último y más importante pulso de precipitación (Fig. 4b). Si bien este evento afectó a toda el área de estudio, los agregados con cristales superiores al milímetro y con escasas impurezas se encontraron en las labores El Rata (B1), Estaca Minera (B2), La Rezongona (B4) y El Viejo Segundo (B7). Pese a la cuidadosa selección de los individuos, la observación microscópica resultó harto difícil dada la escasa hialinidad provocada por imperfecciones estructurales y/o inclusiones mecánicas. La mayoría de los cristales de baritina presentan períodos con distinto grado de cristalización que se traducen en zonas de crecimiento hialinas y zonas de crecimiento oscuras de espesores inferiores al milímetro (Fig. 5a-d). Dada esta característica, las esquirlas aptas para la observación microscópica fueron aquellas de espesores inferiores a los 500 μm y superficies de 2 a 6 milímetros cuadrados. Para obtener un número representativo de inclusiones fue necesario observar más de 350 esquirlas de las cuales aproximadamente el 30% poseen algún tipo de inclusiones fluidas y sólo en 58 cristales se encontraron inclusiones propicias para los análisis microtermométricos.
Petrografía de las inclusiones fluidas
Si bien la escasa variación mineralógica
y la proximidad de las manifestaciones
analizadas permitiría suponer condiciones
relativamente constantes, las observaciones
realizadas mediante microscopios
de polarización evidenciaron varias
familias de inclusiones. Sobre la base de
las premisas establecidas por Roedder
(1984), Van den Kerkhof y Hein (2001) y
Goldstein (2003), se reconocieron cinco
familias de inclusiones: tres de ellas coplanares
y dos de inclusiones aisladas. Cabe
destacar que la siguiente descripción
fue elaborada excluyendo a todas aquellas
inclusiones cuyas formas y orientaciones
no permitieron determinar su origen primario
o secundario.
Familia 1- Inclusiones fluidas coplanares superficiales:
Son el tipo más abundante de inclusiones
y por lo tanto es frecuente encontrarlas
junto a otras familias. Se disponen
exclusivamente siguiendo planos de fractura
que atraviesan a los cristales desde
la superficie hacia el centro (Fig. 4c; Fig.
5e,f). Poseen formas de cristal negativo o
formas irregulares que en ocasiones evidencian
procesos de estrangulamiento.
Sus tamaños varían entre 3 y 5 micrones.
Si bien son predominantemente monofásicas,
cuando las cavidades alcanzan mayor
tamaño, puede reconocerse una fase
vapor cuyo volumen no supera el 10% de
dicha cavidad (Fig. 5e,f). Esta familia se
reconoce por su disposición, sus formas,
sus reducidos tamaños y su predominante
carácter monofásico. Dada su disposición
a lo largo de planos de fracturas que
alcanzan los bordes de los cristales, se las
interpreta como de origen secundario.
Familia 2- Inclusiones fluidas coplanares subparalelas:
Representan una familia particular que sólo se encontró en escasas esquirlas (Fig. 4c; Fig. 5g-h). Se caracterizan
por su morfología elongada, sus tamaños
de hasta 100 μm y su distribución
en forma subparalela dentro de zonas de
crecimiento periféricas de los cristales.
Además de su particular geometría y disposición,
se reconocen por presentar una
importante variación en los grados de llenado
(Vlíquido/Vtotal) que varían entre 100
y 50 %. Dada su escasa ocurrencia, se las
considera el resultado de procesos locales
que no representan las condiciones generales
imperantes durante la cristalización
del pulso de baritina estudiado.
Familia 3- Inclusiones fluidas coplanares internas: En escasas esquirlas pudieron reconocerse
planos de inclusiones que se interrumpen
antes de alcanzar los bordes de
los cristales (Fig. 4c; Fig. 5i). Se trata de
inclusiones con formas regulares y tamaños
que promedian los 10 micrones. Presentan
carácter bifásico donde la fase líquida
representa aproximadamente el 80
% del volumen de la cavidad. Sus formas
regulares, sus grados de llenado homogéneos
y su disposición siguiendo planos
de fractura internos sugieren un carácter
pseudosecundario. Por esta razón, esta
familia se considera representativa de
las condiciones de cristalización que desean
determinarse. No obstante, su escasa
cantidad y la dificultad que presenta su
identificación no permitieron incluirlas
en las mediciones microtermométricas.
Familia 4- Inclusiones fluidas bifásicas anaranjadas: Estas inclusiones se encuentran
distribuidas a lo largo de zonas de crecimiento
acotadas que, por lo general, están
próximas a los bordes de las esquirlas
(Fig. 4c; Fig. 5j). Solo en una muestra
se las observó alineadas siguiendo planos
de fracturas internos. Se trata de inclusiones
con formas redondeadas que se
caracterizan por el color anaranjado de la
fase líquida (Fig. 5k-n). Sus tamaños varían,
sin definir una moda, entre 5 y 15
micrones. Presentan una fase líquida y
una fase vapor que si bien en algunos casos
ocupa aproximadamente un 40% del
volumen de la inclusión, en otros su tamaño
es casi imperceptible (grado de llenado
promedio 77%).
Puesto que las tonalidades anaranjadas
en las inclusiones fluidas en general se deben
a la presencia de hidrocarburos, esta
familia de inclusiones fue excitada con
luz ultravioleta para observar su comportamiento.
Como se observa en las figuras
5 o-q, todas las inclusiones de este
tipo fluorescieron intensamente al incidir
sobre ellas luz con longitudes de onda
inferiores a los 470 manómetros (Burrus
1981, 2003). La fluorescencia no solo
evidenció la presencia de hidrocarburos
dentro de las cavidades sino que además
permitió confirmar que esta familia de
inclusiones se limita a restringidas zonas
de crecimiento (Fig. 5o). Todas las observaciones
realizadas sobre diferentes esquirlas
mostraron el mismo patrón de
distribución lo cual nos permite inferir
que la presencia de hidrocarburos en las
soluciones primarias debió ser un evento
anómalo, errático y de corta duración en
la historia de estas manifestaciones.
Familia 5- Inclusiones fluidas bifásicas incoloras: Estas inclusiones se encuentran distribuidas
en forma aleatoria dentro de los
cristales y su abundancia varía entre sectores
donde se encuentran aisladas (Fig.
4c; Fig. 5r) y otros donde su frecuencia
es tal que restan hialinidad a los cristales
(Fig. 4c; Fig. 5s-u). Son inclusiones que, a
excepción de escasos ejemplares, presentan
formas regulares con tamaños de 16
μm en promedio (Fig. 5r-y). Están compuestas
por una fase líquida y una fase
vapor. Resulta importante destacar que
si bien el grado de llenado promedio es
de 68 %, la proporción que ocupa la fase
vapor ocasionalmente varía entre el 10
y el 80 % del volumen total de las cavidades.
Cuando la fase vapor predomina sobre
la fase líquida, las inclusiones tienden
a morfologías regulares, sus tamaños rara
vez superan los 10 micrones y aumenta
el número de inclusiones por unidad de
área (Fig. 5w-y). Por el contrario, las inclusiones
en las cuales predomina la fase
líquida se hallan aisladas en las zonas más
hialinas de los cristales, su cantidad por
unidad de área es menor y sus tamaños alcanzan
los 15 micrones (Fig. 5r,v).
Dada la distribución aleatoria de esta familia
de inclusiones dentro los cristales,
sus formas regulares y su presencia en casi
todas las manifestaciones se la considera
de origen primario.
A partir del estudio petrográfico se puede
complementar la secuencia paragenética
integrando a las familias de inclusiones
(Fig. 4d). Puesto que la familia de inclusiones
secundarias contiene fluidos cuyo origen
es posterior a la cristalización de baritina,
la misma no fue considerada para
los análisis microtermométricos (Fig. 4d).
Respecto de la familia de inclusiones
subparalelas (familia 2), su disposición sobre
los contornos de los cristales no permitió
precisar si fueron generadas a partir
de procesos de disolución y recristalización
o a condiciones primarias de crecimiento.
No obstante, dado su carácter
local consideramos que no representan
condiciones generales del área de estudio
y por lo tanto se analizó microtermométricamente
un reducido número de ellas
solo a fines comparativos.
Las dos familias de inclusiones aisladas
contienen pequeños volúmenes de los
fluidos que intervinieron durante la cristalización
de los sulfatos estudiados (Fig.
4d). Entre estas familias las inclusiones
anaranjadas representan un pulso de duración
restringida que fue precedido y seguido
de períodos de crecimiento normales
(Fig. 4c).
Finalmente las inclusiones
que integran la familia 5, dada su distribución
en casi todas las etapas de crecimiento
de los cristales, son consideradas como
las más representativas de las condiciones
mayormente imperantes durante el pulso
de cristalización estudiado (Fig. 4c).
El precedente estudio petrográfico de
inclusiones fluidas evidencia, por un lado,
que las condiciones de cristalización
del pulso de baritina variaron durante el
tiempo que este transcurrió y, por el otro,
que los cristales sufrieron procesos sobreimpuestos
que generaron fracturas
donde se formaron trenes de inclusiones
fluidas secundarias.
Microtermometría
Sobre la base del estudio petrográfico de
las inclusiones fluidas, la microtermometría
se limitó al análisis de las dos familias
de inclusiones primarias. Los valores obtenidos y las características de las inclusiones
medidas se compilaron en el cuadro 1.
Cuadro 1: Características de las inclusiones analizadas y resultados obtenidos
por microtermometría.
El tamaño de cada inclusión está expresado en micrones y las temperaturas en grados centígrados. Abreviaturas:
grado de llenado (G.); metaestabilidad de la inclusión (me.); no pudo observarse (?). Las temperaturas
de homogeneización (Th) que son precedidas por el símbolo “>” expresan la temperatura a la cual el cristal
de baritina decrepitó.
Temperaturas de fusión: Es importante destacar que en la mayoría de las inclusiones (en particular las de tamaños menores a 15 μm) las fases no se solidificaron aún descendiendo la temperatura hasta -180°C y permaneciendo en esas condiciones por algunos minutos debido a la metaestabilidad de las fases (Roedder 1984, Davis et al. 1990). Las inclusiones con hidrocarburos (familia 4), pese a su mayor tamaño promedio, presentan mayor carácter metaestable puesto que ninguna de ellas se congeló durante las rutinas de enfriamiento. Por el contrario, las inclusiones incoloras (con baja o nula cantidad de hidrocarburos, familias 2 y 5) mostraron una relación directa entre el carácter metaestable y el tamaño de las mismas; hecho que sustenta el comportamiento descripto por Roedder (1984). Solo en 15 inclusiones se logró congelar las fases líquidas y determinar consecuentemente temperaturas de fusión (Cuadro 1). Las escasas temperaturas en las cuales se reconoció el primer fundido (posible temperatura de eutéctico, Te) muestran una distribución errática (Fig. 6a). Este patrón se debe a la imposibilidad de identificar en forma precisa la primera fase líquida en inclusiones de dimensiones reducidas y al carácter metaestable propio del sistema. Por iguales razones, el método de enfriamiento secuencial propuesto por Haynes (1985) tampoco pudo aplicarse para corroborar los valores obtenidos. Por lo tanto, las temperaturas observadas, lejos de representar el punto eutéctico, solo evidencian que el sistema está compuesto por más de un componente: agua con una o más sales disueltas. Respecto de las temperaturas en las que fundieron las fases sólidas (Tmi o Tmh: temperatura de fusión del hielo y temperatura de fusión de hidratos respectivamente), si bien el escaso número de medidas impide su análisis estadístico, los resultados obtenidos sugieren una concentración hacia temperaturas de -23°C y otra en temperaturas mayores a -6°C (Fig. 6b). A este respecto se puede inferir que la primera de ellas puede corresponder a la fusión de algún hidrato mientras que la segunda probablemente represente la fusión del último cristal de hielo. Puesto que este comportamiento puede corresponder a distintos tipos de soluciones compuestas por una o más sales disueltas en agua no es posible definir los componentes del sistema a partir de los resultados obtenidos (Roedder 1984, Bodnar 2003). Solo a fines comparativos y partiendo del supuesto de temperaturas de fusión del hielo inferiores a -6°C y un sistema compuesto por NaCl, la salinidad de la solución involucrada no superaría el 9% en peso equiv. de NaCl (Bodnar y Vityk 1994, Belkin 1994, Bodnar 2003).
Figura 6: Histogramas de frecuencia de las temperaturas determinadas por microtermometría en inclusiones
fluidas alojadas en baritina del principal pulso mineralizador. f2, f4 y f5, dentro de cada recuadro, indican
a que familia de inclusiones fluidas corresponde el dato.
Temperaturas de homogeneización y decrepitación (Th, Td): Como es frecuente, estas temperaturas muestran mayor dispersión debido a su variación por cualquier cambio de volumen que experimenten las cavidades. Para estas temperaturas solo se consideraron las familias 4 y 5 que representan inclusiones primarias. No obstante, en el cuadro 1 puede observarse que todas las inclusiones de la familia 3 decrepitaron antes de homogeneizar. Por el contrario las inclusiones primarias (familias 4 y 5) que si homogeneizaron lo hicieron siempre a fase líquida. El histograma de la figura 6c permite observar que las inclusiones con hidrocarburos (familia 4) homogeneizaron a temperaturas inferiores a los 300 °C. Esta característica es consistente con su menor proporción de fase vapor. Por otro lado, resulta importante notar que este pulso no define una moda marcada, lo cual (al igual que los distintos tonos de anaranjado) puede ser consecuencia de variaciones en la proporción de hidrocarburos que cada una contiene. En cuanto a la familia de inclusiones primarias incoloras (familia 5), las temperaturas de homogeneización (Th) obtenidas varían entre 70 y 420 °C (Fig. 6c). Esta dispersión en los valores obtenidos puede parcialmente deberse a deformación post-entrampamiento que se condice con la variación en el grado de llenado (F) de esta familia. No obstante, debe notarse que las esquirlas de baritina comienzan a decrepitar a partir de los 300 °C y casi ninguna de ellas pudo calentarse a temperaturas superiores a los 400 °C debido a la baja resistencia de esta especie a los cambios de volúmenes (Ulrich y Bodnar 1988). Las temperaturas indicadas con una flecha en la figura 6c corresponden a esquirlas con inclusiones que decrepitaron antes de homogeneizar sus fases y por lo tanto indican temperaturas de homogeneización (Th) superiores a las de decrepitación (Td). Partiendo de esta premisa, resulta evidente que la mayoría de las inclusiones fluidas de esta familia poseen temperaturas de homogeneización por encima de los 300 °C.
DISCUSIONES Y CONCLUSIONES
La mineralización de baritina en la localidad
de Chorriaca se caracteriza por sus texturas
de rellenos, su homogénea composición
mineralógica y su escasa expresión
superficial. Esta última particularidad es
uno de los principales inconvenientes que
presenta el área donde la escasa o nula preservación
de las estructuras y texturas originales
se debe a la poca envergadura de
la mineralización y el avanzado estado de
explotación de las mismas. Esta situación
dificulta la elaboración de una secuencia
paragenética completa. Sin embargo, el
análisis microtermométrico se limitó exclusivamente
a las inclusiones fluidas alojadas
en la baritina del pulso más representativo
de cristalización que se observa en
la mayoría de las manifestaciones del área
de estudio. Por lo tanto, las interpretaciones
y resultados obtenidos reflejan las condiciones
mayormente imperantes en la comarca
durante la precipitación de dichos
sulfatos.
La mineralización de sulfatos de Ba y Sr
que alberga la Cuenca Neuquina afecta
gran parte de su columna estratigráfica
comenzando por formaciones de edad jurásica
(Formaciones Los Molles, Lotena,
Tábanos y Auquilco) hasta alcanzar otras
de edad cretácica (Formaciones Agrio y
Baritina del anticlinal Chorriaca. 207
Huitrín) (Brodtkorb et al. 1975, de Barrio
et al. 2009, 2013, Del Blanco et al. 1992,
Ramos y Brodtkorb 1990). En el área del
anticlinal Chorriaca, todas las manifestaciones
guardan una clara relación espacial
con los bancos carbonáticos que constituyen
resaltos topográficos. Sobre la base
de sus características petrográficas, su
asociación con bancos de pelitas y su relación
estratigráfica con niveles de yeso de
la formación Huitrín se los correlaciona
con el Miembro Agua de la Mula, según
fuera propuesto por Llambías y Malvicini
(1978).
La gran cantidad de manifestaciones, la
diversidad de rocas de caja, las distintas
paragénesis, las diferentes texturas y las
características geoquímicas de cada distrito
dan prueba suficiente de una diversidad
de procesos responsables de este tipo de
mineralizaciones de Ba y Sr en el ámbito
de la Cuenca Neuquina. Si bien la génesis
de algunas manifestaciones es aún motivo
de controversias, es de común acuerdo
que algunas poseen claras evidencias
de procesos de precipitación epigenética.
Este último tipo de manifestaciones se caracterizan
generalmente por las presencia
de texturas de relleno y estructuras de tipo
vetiforme que cortan en forma discordante
a la estratificación de la roca de caja.
Brodtkorb et al. (1975) describen dos
mecanismos que pueden explicar estas
concentraciones: a) yacimientos vetiformes
epigenéticos formados por soluciones
descendentes que disuelven bancos
de sulfatos evaporíticos para reprecipitarlos
en niveles inferiores y b) yacimientos
mantiformes singenéticos con removilización
epigenética sobreimpuesta. Por
otro lado, Hayase y Bengochea (1975) proponen
un origen hidrotermal para nueve
manifestaciones dadas las evidencias texturales
y las temperaturas de homogeneización
entre 131 y 176 °C. Esta última hipótesis
fue sustentada años más tarde por
Llambías y Malvicini (1978), Collao et
al. (1997), Collao (1998) y de Barrio et al.
(2013) quienes coinciden en correlacionar
a la actividad hidrotermal con la actividad
ígnea de la Formación Los Molles.
Para las manifestaciones del área de estudio,
dadas sus texturas de relleno, el tamaño
de medio a grueso de los agregados, el
predominio de estructuras discordantes
en forma de venillas, las temperaturas de
homogeneización por encima de los 300
°C y las evidencias de actividad magmática
en el área, consideramos que deben incluirse
dentro del conjunto de precipitados
formados por actividad hidrotermal.
No obstante, debemos destacar que en el
área de estudio no existe otra evidencia
para la vinculación entre el volcanismo de
los alrededores del anticlinal de Chorriaca
y la mineralización que la superposición
espacial de ambos procesos (Mateo Fernández
Caso 2011).
El estudio petrográfico de las inclusiones
fluidas evidenció cinco familias de inclusiones
distintas. Puesto que al menos dos
de ellas son primarias resulta evidente que
las soluciones responsables de la mineralización
cambiaron con el tiempo. Las temperaturas
de homogeneización evidencian
un mínimo de dos estadios distintos durante
el pulso de mineralización: uno de
temperaturas superiores a los 300°C que
sería el responsable de la cristalización del
mayor volumen de baritina (familias 3 y
5) y otro de temperaturas menores (probablemente
inferiores a 250 °C) que sería
consecuencia de la interacción entre
las soluciones hidrotermales y niveles portadores
de hidrocarburos (familia 4). La
ubicación de inclusiones con hidrocarburos
restringida a delgadas zonas de crecimiento
sugiere que dicha interacción fue
solo temporal. Las distintas tonalidades y
la amplia variación de las temperaturas de
homogeneización de este período evidencian
que la proporción de hidrocarburos
aportado al sistema no fue la misma en toda
el área de estudio. Sobre la base de esta
hipótesis, el descenso de temperatura
pudo ser proporcional a la cantidad de hidrocarburos
incorporada por las soluciones
hidrotermales. No obstante, las condiciones
precisas de presión, temperatura
y composición de este particular pulso requieren
de estudios específicos sobre las
inclusiones fluidas más allá de los objetivos
de este trabajo. El resto de las inclusiones
consideradas secundarias (familias 1 y
2) se generaron con posterioridad al crecimiento
de los cristales y por lo tanto no
guardan vinculación alguna con la mineralización.
El predominio de inclusiones
monofásicas en la gran mayoría de estas
familias sugiere que debieron formarse en
condiciones similares a las condiciones
superficiales de presión y temperatura.
Collao et al. (1997) reconocieron en cristales
de baritina de los distritos Arroyo
Nuevo y Loncopué dos familias de inclusiones
primarias: unas ricas en fase líquida
y otras en fase vapor que interpretaron
como variaciones debidas a procesos de
ebullición. Estas inclusiones les permitieron
definir salinidades entre el 1 y el 23
% en peso equiv. de NaCl y temperaturas
de homogeneización entre 126 y 406
°C. Es importante recalcar que, según las
descripciones petrográficas, estas inclusiones
son muy similares a las inclusiones
primarias incoloras (familia 5) de este trabajo,
solo que en el área de estudio la variación
continua de los grados de llenado
no permite realizar la misma discriminación.
Esta correlación se sustenta además
con el rango de temperaturas obtenidas.
Por otro lado, Hayase y Bengochea (1975)
también obtuvieron temperaturas de homegenización
pero en el intervalo de 119
a 187 °C en baritinas y celestinas de cinco
distritos (Mallín Quemado, Bajada del
Agrio, Chorriaca, Colipilli y Curamallín).
Años más tarde, Collao (1998) complementó
los datos previos con mediciones
realizadas sobre celestinas y cuarzos de
distintas localidades (Mina Clementina,
Sapag, Candelaria y Cerro Partido) obteniendo
temperaturas de homogeneización
de 323, 276, 268 y 205 °C y salinidades
de 7,6 5,9 2,7 y 3,6 % en peso equiv. de
NaCl, respectivamente. No obstante, la
falta de secuencias paragenéticas que especifiquen
los pulsos estudiados y la falta
de descripciones petrográficas sobre las
inclusiones medidas en estos últimos dos
trabajos impiden cualquier posible comparación
con los datos aquí obtenidos.
Sobre la base de los resultados presentados
y las hipótesis asumidas se propone el siguiente
esquema evolutivo para las manifestaciones
estudiadas: 1) El primer evento
de deformación compresiva que afectó
al área de estudio comenzó en el Cretácico
tardío (Zamora Valcarce et al. 2006,
2007) previo a la actividad magmática
que se desarrolló desde ese entonces hasta
comienzos del Eoceno (Grupo Naunauco
y Diques de Colipilli respectivamente;
Zamora Valcarce et al. 2006, Llambías
y Malvicini 1978, Mateo Fernández Caso
et al. 2011). Sobre la base de esta premisa,
las soluciones hidrotermales asociadas
a dicho magmatismo pudieron ascender
aprovechando la mayor permeabilidad
que generaron las estructuras menores
asociadas al plegamiento. 2) Durante
el mencionado ascenso los fluidos debieron
desestabilizarse al alcanzar el primer
horizonte de carbonatos. Este control litológico
resulta evidente debido a las texturas
de disolución que se observan tanto
en el área de estudio como en otros distritos
(Brodtkorb et al. 1975, Llambias y
Mailvicini 1978, Escobar et al. 2013, entre
otros) así como por la ausencia de precipitados
en las litologías supra o subyacentes
del Miembro Agua de la Mula. 3)
Sobre la base de estos supuestos la mineralización
se encontraría en la intersección
entre estructuras menores relacionadas
a la formación del anticlinal Chorriaca
y los bancos de carbonatos del Miembro
Agua de la Mula. Esta hipótesis permite
explicar por qué las labores encontradas
se hallan sobre el mismo horizonte estratigráfico
pero separadas unas de otras en
forma inhomogénea. Este control litoestratigráfico
sumado a otro de tipo estructural
para la mineralización fue también
propuesto para el Grupo Continental por
Escobar et al. (2013). 4) La deformación
que afectó al área mientras se desarrollaba
la actividad hidrotermal pudo condicionar
la circulación de los fluidos generando
cambios en las condiciones de cristalización
que hoy se reflejan en los distintos
pulsos que componen la secuencia paragenética.
5) Durante el desarrollo del proceso
hidrotermal las soluciones ascendentes
se mezclaron temporalmente con
formaciones portadoras de hidrocarburos
generando un descenso de sus temperaturas
y la incorporación de bajas proporciones
de compuestos orgánicos que hoy
se preservan en las inclusiones fluidas de
la familia 4. No obstante, dicha variación
de temperatura no afectó sustancialmente
la precipitación de sulfatos. 6) Finalizada
la actividad magmática durante el Eoceno
(Mateo Fernández Caso et al. 2011) las
soluciones hidrotermales mermaron paulatinamente
su actividad y cesó el proceso
de mineralización en el área. Desde el
Mioceno medio hasta el Plioceno, un segundo
período de deformación generó
el levantamiento de la sierra de Chorrica
y su posterior erosión hasta su morfología
actual (Zamora Valcarce et al. 2006,
2007). Durante este proceso de deformación
la mineralización debió sufrir pequeñas
fracturas que fueron rellenas por
procesos de disolución y recristalización
mediante soluciones descendentes de baja
temperatura que formaron a las inclusiones
fluidas secundarias.
AGRADECIMIENTOS
Este trabajo debe su realización al financiamiento otorgado por el Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas a través del subsidio PIP 114-201001-00011 y a los medios brindados por el Departamento de Ciencias Geológicas de la Universidad de Buenos Aires y el Instituto IGEBA. En particular debemos un agradecimiento a la Lic. Jazmín Shencman y al Dr. Oscar Limarino gracias a quienes pudimos realizar los estudios de fluorescencia. Debemos un especial agradecimiento a las Dras. Teresita Montenegro y Marta Franchini gracias a cuyas observaciones pudimos mejorar sustancialmente la versión original de este trabajo.
TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO
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Recibido: 6 de enero, 2014
Aceptado: 7 de octubre, 2014