Geología y metalogenia del distrito minero Cerro Aspero, Sierras Pampeanas de Córdoba, Argentina
La caracterización geológica del Distrito Minero Cerro Aspero (DMCA)y el estudio específico de susdepósitos minerales, constituyeron la base para la elaboración de un modelo metalogenético correspondiente a losyacimientos wolframíferos vinculados espacialmente al Batolito Cerro Aspero (BCA). Depósit...
| Autor principal: | |
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| Otros Autores: | |
| Formato: | Tesis doctoral publishedVersion |
| Lenguaje: | Español |
| Publicado: |
Universidad de Buenos Aires. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales
2004
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| Materias: | |
| Acceso en línea: | https://hdl.handle.net/20.500.12110/tesis_n3700_GonzalezChiozza https://repositoriouba.sisbi.uba.ar/gsdl/cgi-bin/library.cgi?a=d&c=aextesis&d=tesis_n3700_GonzalezChiozza_oai |
| Aporte de: |
| Sumario: | La caracterización geológica del Distrito Minero Cerro Aspero (DMCA)y el estudio específico de susdepósitos minerales, constituyeron la base para la elaboración de un modelo metalogenético correspondiente a losyacimientos wolframíferos vinculados espacialmente al Batolito Cerro Aspero (BCA). Depósitos básicamente conformados por greisens, brechas y vetas de cuarzo con mineralizaciónprincipal de wolframita, se encuentran emplazados en el Plutón Los Cerros (PLC) y su entorno metamórfico. El PLCes el más joven de los cuerpos que integran el BCA, complejo magmático post-orogénico originado en la etapapóstuma del ciclo Famatiniano. La asociación metamórfica que hospeda al BCA está constituida por rocasmetasedimentarias (esquistos miloníticos, gneises y migmatitas) y metabásicas (esquistos miloníticos y 3variedades de ortoanfibolita), que guardan registros de la evolución tectono-metamórfica del distrito desde el ciclo Pampeano hasta el Andico. Las ortoanfibolitas, gneises anatécticos y migmatitas preservan evidencias dedeformación dúctil y metamorfismo de alto y mediano grado, correspondientes al episodio pampeano D2-M2,vinculado a la aproximación y colisión de Pampla con el cratón del Río de la Plata. Los esquistos miloníticos seextienden regionalmente constituyendo la Faja de Cizalla de Guacha Corral (FCGC), formada durante el evento D4M4 delciclo Famatiniano a través del cizallamiento dúctil de las metamorfitas pre-existentes y bajo condiciones defacies de esquistos verdes. Esta faja de cizalla de orientación submeridional representó una zona de debilidad quefavoreció la intrusión del BCA. La formación de depósitos wolframíferos vinculados al BCA, se produjo durante la etapa final del ciclo Famatiniano y progresó desde una fase magmática tardía hasta una fase netamente hidrotermal; habiéndosesubdividido la evolución en 5 estadios paragenéticos: el estadio 1 (e1) constituyó la transición entre fluidosmagmáticos e hidrotermales a través de la formación de cuerpos pegmatiticos y aplíticos estériles y depósitos degreisen; el estadio 2 (e2) marcó el comienzo de la etapa netamente hidrotermal, originando vetas con grandesvolúmenes de cuarzo y mineralización muy escasa; el estadio 3 (e3) dio lugar a la formación de brechas, vetasmenores y depósitos de reemplazo y relleno a partir de microfracturas, con los mayores contenidos de W y Mo; elestadio 4 (e4) desarrolló sistemas de vetas hidrotermales de cuarzo estéril, cuya ubicación en la secuencia evolutivaes dudosa; el estadio 5 (e5) depositó mena metalífera rica en sulfuros con participación de Bi, Cu, Zn, Pb, Mo, Fe, Mn,W, Sn, Ag, Au, en vetas menores y a partir de fracturas milimétricas sobre materiales de los estadios previos. Alos procesos tardío-magmáticos del estadio 1 se asocia el desarrollo de alteraciones potásica y ocasionalmentealbítica en granitoides, que precedieron a la formación de endo y exogreisens; en tanto que a los estadios 2 y 3 sevincula el profuso desarrollo de alteraciones silicica, fílica y propilítica sobre las rocas de caja de los depósitoshidrotermales. La aplicación de técnicas analíticas especificas y la realización de cálculos termodinámicos ygeoquímicos permitieron caracterizar cuantitativamente las condiciones físico-químicas de formación de losdepósitos. Los estudios de inclusiones fluidas revelan sistemas esencialmente compuestos por H20 + NaCl conprobable participación de C02 y materia orgánica. Los valores medios de temperatura de homogeneización ysalinidad obtenidos son de 384°C y 6,8 %peso NaCleq para el estadio 2 y de 279°C y 5,4 %peso NaCleq para el estadio 3. Los contenidos de isótopos estables de oxígeno, hidrógeno y azufre calculados para los fluidos deestos mismos estadios (e2 y e3) proporcionan los siguientes rangos: δ16O(vsmow) entre 7,1 y 8,7 ‰; δD(vsmow) entre — 89,6 y -68,9 ‰; y δ34S(cdt) entre 3,8 y 3,9 ‰. Diversos cálculos termométricos y barométricos permitieron establecer una temperatura de formacióncomprendida entre los 338 y 415°C, y una presión entre 0,5 y 1,5 Kb. Otras estimaciones indican valores de pHentre 3,5 y 5,8, log ƒ02 entre -27,6 y —22,2,y log ƒS2 entre —5,4 y —3,5. La edad de la mineralización del e3, fue determinada en 343,8 ╧ 10,8 Ma mediante una datación K/Arefectuada sobre muscovita, y se restringió la formación de los depósitos a un lapso comprendido entre 4,6 y 25 Ma,luego del emplazamiento del BCA. El modelo metalogenético propuesto se basa en la manifiesta y estrecha vinculación de depósitoswolframíferos del DMCA con fases tardías del emplazamiento del PLC. La anomalía térmica generada por elintrusivo, junto con el desarrollo y reactivación de estructuras, promovieron la circulación convectiva de fluidoshidrotermales que propiciaron la precipitación de minerales ricos en W, Bi, Mo, Fe, Mn, Cu, y con participaciónminoritaria de Pb, Zn, Sn, Ag y Au. Estos elementos son los componentes principales de la mineralización metalíferadel distrito, que incluye wolframita y proporciones accesorias de molibdenita, tetradimita, wittichenita, pavonita,miharaita, estanoidita, bomita, calcopirita, pirita, esfalerita, galena, altaita y oro. La formación de los depósitos fuecontrolada por estructuras subsidiarias transtensivas, como juegos de fracturas que se ajustan al modelo de Riedel,e intersecciones de planos de debilidad estructural. Los fluidos hidrotermales responsables de la mineralizacióntuvieron un origen netamente magmático en la etapa inicial (estadios 1, 2 y 3), pero adquirieron un carácter mixto enla etapa final (estadios 4 y 5) al incorporar componentes meteóricos. La fuente magmática aportó W, Mo, Fe y Mnen la etapa inicial (estadios 1, 2 y 3) y adicionó Bi, Cu, Zn y Sn en la etapa final (estadio 5), cuando disminuyó laactividad de flúor en el sistema. En esta última etapa fueron suministrados Cu, Pb, Mn, Ag, Au y azufre a lassoluciones, a partir de la lixiviación del basamento. Asimismo se propone como principal mecanismo dedepositación para los estadios 2 y 3, la reacción entre las rocas de caja y los fluidos hidrotermales, con lasconsecuentes modificaciones químicas de estos últimos (aumento del pH y saturación en sílice). También esprobable que el descenso de la presión haya contribuido a la precipitación de minerales durante estos estadios;destacándose particularmente, que en los cuerpos de brecha, tuvo gran relevancia la precipitación de mineralesdebida al enfriamiento abrupto vinculado con la despresurización por brechamiento. En lo que respecta a ladepositación de la asociación rica en sulfuros del estadio 5, se presume que estuvo relacionada con procesos dedilución y aumento del potencial de oxidación, derivados de la mezcla de fluidos. |
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