ARTÍCULOS

Características de un yacimiento epitermal somero en el macizo del Deseado, Patagonia

Miguel Del Blanco¹, Ricardo Etcheverry^1-3, Daniela Marchionni¹, Mario Tessone¹ y Clemente Recio²

¹ Instituto de Recursos Minerales, FCNYM, Universidad Nacional de La Plata, La Plata. Email: mdelblanco@inremi.unlp.edu.ar.
² Servicio General de Análisis de Isótopos Estables, Facultad de Ciencias, Universidad de Salamanca, España
³ CONICET

RESUMEN

En este trabajo se exponen las principales características de un área portadora de mineralización epitermal, localizada en el sector de las estancias San Pedro y La Evelina, porción central del macizo del Deseado. Estas concentraciones minerales, constituidas por venas y vetillas de cuarzo con altos contenidos de Mn, Fe, Sb, Tl, Hg y As, representan una tipología de depósitos con escasos precedentes en esta provincia geológica. Los estudios geoquímicos, microtermométricos, mineralógicos y de isótopos estables indican para estos depósitos una posición estructuralmente alta dentro del sistema epitermal.

Palabras clave: Mineralización; Epitermal; Inclusiones fluidas; Isótopos estables.

ABSTRACT: Characteristics of a shallow epithermal mineralization in the Deseado Massif, Patagonia. In this contribution we present the principal characteristics of an area with epithermal mineralization located near Estancias San Pedro and La Evelina, in the central portion of the Deseado Massif. These mineral concentrations, constituted by quartz veins and veinlets, and with high amounts of Mn, Fe, Sb, Tl, Hg y As, represent an ore type with only a few precedents in this geological province. The geochemical, microthermometrical, stables isotopes and mineralogical studies revealed for these deposits a structurally high position inside the epithermal system.

Keywords: Epithermal mineralization; Fluid inclusions; Stable isotopes.

INTRODUCCIÓN

El macizo del Deseado, en el sector austral de Argentina, ha sido objeto en los últimos años de estudios orientados a la prospección y exploración de depósitos cuarzo-auríferos de tipo epitermal. Actualmente, las áreas de Cerro Vanguardia, Manantial Espejo, Mina Marta y San José (Huevos Verdes) son importantes yacimientos en explotación, que contribuyen sustancialmente a la producción de oroplata del país. Durante los últimos años el personal del Instituto de Recursos Minerales de la UNLP y distintas empresas mineras han efectuado relevamientos geológico- mineros en distintos sectores del macizo del Deseado, que permitieron definir los prospectos La Josefina, La Manchuria, El Dorado-Monserrat, Manantial Espejo, etc. (Del Blanco et al. 1994, Schalamuk et al. 1995 y 1997, Tessone y Del Blanco 1998, entre otros). Estudios de detalle realizados en estas áreas permitieron caracterizarlas y definir a esta comarca como una provincia auro-argentífera (Schalamuk et al. 1999a), integrada por depósitos de tipo adularia-sericita (Heald et al. 1987) o de baja sulfuración (Hedenquist 1987).
En el área de las Estancias San Pedro - La Evelina (SP-LEv), localizada entre las coordenadas 2.461.000 a 2.470.000 este y 5.648.000 a 5.653.000 norte, faja 2, se han hallado mineralizaciones metalíferas vetiformes, con texturas bandeada y coloforme, generadas por la alternancia de mi-nerales de Fe y Mn, junto a calcedonia y ópalo, que indican una tipología de depósito poco frecuente en el macizo del Deseado. Se realizaron estudios mineralógicos, microtermométricos, isotópicos y análisis geoquímicos sobre muestras de las vetas y rocas encajantes. Los resultados de los análisis químicos revelaron la presencia de anomalías en elementos rastreadores como As, Sb, Tl y Hg.

MARCO GEOLÓGICO REGIONAL

El macizo del Deseado (De Giusto et al. 1980) es una región morfoestructural localizada en la porción central de la provincia de Santa Cruz. Comprende un área de unos 60.000 km², en donde el volcanismo jurásico, de tipo calcoalcalino y bimodal, representa el episodio de mayor envergadura dentro de la historia geológica de la comarca. Esta actividad magmática se asocia a fenómenos extensionales vinculados al rifting que se originó con la apertura del océano Atlántico (Uliana et al. 1985). Esta tectónica persiste durante todo el Jurásico generando inicialmente eventos epipiroclásticos de la Formación Roca Blanca, seguidos por la formación de un amplio campo volcánico de composición intermedia a básica correspondiente a la Formación Bajo Pobre. Este último está estrechamente relacionado a un complejo volcánico-piroclástico- sedimentario de naturaleza ácida a mesosilícica denominado Grupo Bahía Laura (Formaciones Chon Aike y La Matilde, Lesta y Ferello 1972) o Complejo Chon Aike (Pankhurst et al. 1993).
Las manifestaciones de este volcanismo se encuentran en gran parte enmascaradas por derrames basálticos más modernos y afectados por fenómenos de fallamiento y erosión, lo que dificulta la interpretación de la evolución geológica de esta comarca. Resulta complejo, con la información existente, reconstruir las formas volcánicas originales; sin embargo, en algunos sectores, se ha podido reconocer la presencia de domos lávicos ácidos y cuerpos subvolcánicos (Tessone y Del Blanco 1998). Vinculados a estos episodios póstumos se desarrollaron sistemas hidrotermales que han generado las alteraciones y mineralizaciones reconocidas. Estas mineralizaciones se alojan principalmente en terrenos de edad jurásica de las Formaciones Bajo Pobre y Chon Aike. Sin embargo están presentes también en sedimentitas pérmicas y en granitoides liásicos de la Formación La Leona.
La mineralización epitermal de Au y Ag, se presenta generalmente en vetas y stockworks, acompañada de cuarzo, calcedonia, ópalo, baritina, calcita, adularia y pirita, subordinados. Los metales preciosos se distribuyen en forma irregular y ocasionalmente a modo de clavos y están acompañados por una escasa proporción de metales base (Schalamuk et al. 1999a). Entre las alteraciones hidrotermales se destaca la presencia de silicificación, sericitización, piritización, adularización, argilización y propilitización, sobreimpuestas a las rocas encajantes, en proximidad a los sectores mineralizados. La fracturación de las rocas efusivas-piroclásticas generó zonas de excelente permeabilidad, que favorecieron el desarrollo de circuitos hidrotermales, con la formación de concentraciones de metales preciosos. De acuerdo a Ríos et al. 1999 (en Scha-lamuk et al. 1999a) los datos de inclusiones fluidas, relaciones isotópicas y observaciones mineralógicas sugieren que las soluciones hidrotermales tienen una importante componente meteórica, con temperaturas ≤ 300°C y salinidades bajas. Sobre la base de la interpretación de datos radimétricos efectuados sobre illitas y adularias parcialmente argilizadas (Arribas et al. 1996) se postuló una edad jurásica (142 a 152,4 Ma) para la mineralización. Más recientemente Fernández et al. (1999) realizan en "Josefina" nuevas dataciones Rb/Sr en rocas ignimbríticas alteradas hidrotermalmente y registran una edad de 156+2 Ma, vinculándose la mena a episodios tardíos del volcanismo de la comarca y postulándose además que ambos procesos tuvieron lugar en un intervalo relativamente corto.

GEOLOGÍA LOCAL

En la zona de estudio (Fig. 1) fueron reconocidas las siguientes unidades: La Formación Bajo Pobre (Lesta y Ferello 1972) aflora en la franja centro meridional del área. La coloración predominante es castaña oscura a negruzca en superficie de erosión y castaña a rosada en corte fresco, presentando abundantes oquedades en gran parte de los afloramientos. Su textura es porfírica, con presencia de fenocristales de plagioclasas y mafitos muy desferrizados (ex anfíboles) en una matriz feldespática de grano fino, con textura pilotáxica. Esta facies es de composición intermedia (dacítica). La fluidalidad de esta unidad sólo se manifiesta en forma mesoscópica en unos pocos afloramientos del sector sudoeste. En algunos sitios esta unidad presenta una textura brechosa monolítica, compuesta por clastos angulosos a subangulosos de hasta 30 cm de diámetro, inmersos en una matriz tobácea.

Figura 1: Mapa geológico simplificado del área de San Pedro-La Evelina, macizo del Deseado, provincia de Santa Cruz.

La Formación Chon Aike (Stipanicic y Reig 1957) aparece en el sector central y noroccidental del área, con facies lávicas y piroclástico-sedimentarias, de composición riolítica. Las lavas, de tonalidades rosadas, grisáceas en corte fresco, exhiben fluidalidad muy marcada, con escasos fenocristales de cuarzo y feldespato alcalino, inmersos en una matriz vítrea, con un conspicuo desarrollo de texturas esferulíticas. En algunas zonas esta unidad es prácticamente afírica, e incluso vitrofírica. En el sector nororiental se destaca la presencia de un domo lávico (Fig. 2) de unos 300 metros de diámetro, con un flujo vertical marcado y frecuentes facies autobrechadas. Dicho cuerpo está limitado al norte y al este por brechas polimícticas, unos 300 metros al oeste del grupo de vetas Yanina. Estas vetas se alojan en lavas autobrechadas y brechas con rumbo general noroeste, posiblemente relacionadas con la irrupción del domo.

Figura 2: Domo riolítico, visto desde el norte. Las vetas y vetillas afloran en sus laterales y tienen una corrida general noroeste

Las unidades piroclástico-sedimentarias se categorizaron informalmente como I, II y III. La primera de ellas presenta mayor grado de soldamiento, aflora sólo en el extremo noreste del área (Fig.1).
La ignimbrita II se caracteriza por el desarrollo conspicuo de texturas esferulíticas y ocasionales geodas de cuarzo, conformando bancos muy bien definidos, con inclinación suave al sudeste. En determinados sectores se la observa cubriendo a la Formación Bajo Pobre.
La ignimbrita III es de carácter pumíceo, siendo además receptora de silicificaciones muy intensas, a veces casi totales, de forma y distribución irregulares, emplazadas principalmente al oriente de la zona en estudio.
Por otra parte, en el sector sudoriental se destaca la presencia de unidades piroclástico- sedimentarias representadas por tobas y tufitas asignables a la Formación La Matilde (Stipanicic y Reig 1957), que se intercalan y/o interdigitan con mantos ignimbríticos de la Formación Chon Aike. Las unidades superiores de estas formaciones tienen una inclinación de unos 10º al sudeste.
Por encima, en aparente discordancia erosiva a angular de pocos grados, se desarrolla un conglomerado fluvial polimíctico, con clastos subredondeados a redondeados de material principalmente ignimbrítico y lávico, en menor medida de la Formación Bajo Pobre, que podría tentativamente asignarse al conglomerado de base de la Formación Bajo Grande de edad jurásico tardía a cretácica temprana (Fig. 3). En el centro-norte del área considerada se identificaron coladas basálticas de edad cuartaria asignadas al Basalto La Angelita, que cubren a las unidades anteriormente descriptas y conforman un relieve mesetiforme.

Figura 3: Conglomerado de base de la Formación Bajo Grande. Se observan clastos de composición polimíctica, muy redondeados, con escasa matriz. Suprayacen a tobas de la Formación La Matilde.

ALTERACIONES

Métodos de estudio
La aplicación del análisis de imágenes multiespectrales TM de LANDSAT-5 y ETM+ de LANDSAT-7, a través de la aplicación de metodologías específicas de tratamiento digital, reveló la existencia, en varios sectores del área, de anomalías espectrales, que se consideraron indicativas de la presencia de alteraciones hidrotermales. Estas anomalías fueron confirmadas durante los trabajos de campo y mediante las determinaciones mineralógicas realizadas mediante estudios microscópicos y de difracción de rayos X, como áreas de alteración hidrotermal, a veces vinculadas a estructuras mineralizadas.
Los estudios de rayos X se realizaron sobre muestra total y fracción arcilla; los mismos fueron analizados en un equipo Phillips Pw 1710 provisto de tubo de cobre Kα, filtro de níquel y a 40 Kv y 20 mA de tensión.
Las alteraciones reconocidas fueron de distinto tipo: silicificación, presente bajo la forma vetillas y reemplazos masivos; argilización y propilitización.
a) Silicificación: Cabe mencionar la presencia de reemplazos masivos, que afectan a niveles ignimbríticos o a horizontes tobáceos finamente laminados, en el sector centro-este del área.
b) Argilización-propilitización: Los argilominerales fueron estudiados a partir de la preparación de muestras de roca total y orientadas (fracción menor a 2 µ) con ejecución de preparados normales, glicolados y calcinados.
Las alteraciones de las rocas de caja de estas estructuras son moderadas, con presencia de esmectitas, derivadas de la alteración de feldespatos de la Formación Bajo Pobre (Tessone y Etcheverry 1998) y cuarzo-adularia en las proximidades de las estructuras vetiformes. En el cuerpo dómico de la Formación Chon Aike ha sido reconocida caolinita (Cuadro 1).

CUADRO 1: Tipos de alteraciones identificadas en las distintas estructuras mineralizadas (V) y rocas de caja (RC) próximas a las mineralizaciones.

La alteración de tipo propilítico es la de mayor alcance, ya que no sólo se limita a pocos metros de las estructuras vetiformes.

MINERALIZACIONES

Las estructuras observadas en la imagen satelital marcan una orientación preferencial en el rango de N330-360° coincidiendo con las estructuras mineralizadas medidas en el campo que presentan orientaciones en el mismo intervalo. La mayoría de los valles presentan asimismo una alineación en este sentido. Estas orientaciones se encuadran dentro del conjunto principal de fracturación del Sistema El Tranquilo (Panza 1982) y del Sistema Río Pinturas (de Barrio 1989).
En general la orientación de estas estructuras es noroeste, localmente adquieren una orientación meridional. Sus inclinaciones varían desde subverticales hasta 65º tanto al este como al oeste, que inclusive se hacen evidentes en una misma estructura. Asimismo, en algunos sectores se observa que a partir de una estructura central (principal) se desprenden ramificaciones de poca continuidad, como acontece en particular en el grupo de vetas Francisco.
En el sector se han reconocido varias estructuras silicificadas, que de oeste a este son (Fig. 1): Grupo Jacinto (4 vetas principales y otras menores), Veta Gabriel, Veta Carla (y estructuras menores subparalelas emplazadas al este), Grupo Francisco (10 vetas principales y menores subparalelas), Veta Mario (Figs. 4 y 5) y Grupo Yanina (4 vetas principales y otras menores).

Figura 4: Texturas: a) bandeada (calcedonia-ópalo) y b) coloforme (c-criptomelano; p-pirolusita).

Figura 5: Afloramiento de veta Mario, sector central. Crestones silicificados resistentes a la erosión.

El total de la longitud de las estructuras es de 4.150 m en su sector principal, las que sumadas a fajas de vetillas y estructuras menores superan los 6.000 metros. Individualmente presentan longitudes de entre 100 y 300 m, con máximos de 800 metros. Sus potencias están frecuentemente comprendidas en un rango de 1 a 2,50 m, con máximos de cinco metros. Estas estructuras se emplazan mayoritariamente en la Formación Bajo Pobre, en menor medida se incluyen en unidades lávicas de la Formación Chon Aike y sus brechas y también, en caso de aquellas correspondientes al grupo Yanina y Jacinto, varias de ellas se alojan en unidades piroclástico-sedimentarias que corresponden a facies retrabajadas, de variada granulometría, predominando litoclastos de la Formación Bajo Pobre (Formación La Matilde).
Observaciones meso y microscópicas, complementadas por análisis de rayos X permitieron identificar en las vetas descriptas las siguientes especies minerales: cuarzo, que aparece con distintas texturas: esencialmente macizas, brechosas, y en raras ocasiones coloformes, pirolusita (polianita) y criptomelano (Figs. 4 y 5), entre las especies de manganeso, además de escasa pirita, hematita y limonitas. Asimismo, se identificó baritina y pseudomorfos de calcita (Fig. 6). Ocasionalmente se reconoció calcita, asociada a estructuras de cuarzo, con desarrollo de formas escalenoédricas, siendo en este caso un mineral póstumo en la paragénesis.

Figura 6: a) Adularia rómbica en base de cuarzo y b) pseudomorfos de cuarzo sobre calcita lamelar. Ambas texturas evidencian procesos de ebullición.

Se ha reconocido también la presencia de venillas discontinuas, con potencias individuales que van desde pocos milímetros hasta 2,5 centímetros. Las venillas se alojan en lavas de la Formación Chon Aike y en el cuerpo dómico citado anteriormente.
Las venillas están compuestas por cuarzo microcristalino (calcedonia) e incluso ópalo. En ocasiones se observa cuarzo de grano grueso, con textura en peine. En menor medida se identificó adularia rómbica (Fig. 6), la cual aparece rellenando oquedades de la roca de caja de las vetas de la región central y en venillas, asociada con cuarzo sacaroide, en el grupo de vetas ubicadas al noreste del área estudiada (grupo Yanina).

GEOQUÍMICA

Métodos de estudio
El análisis geoquímico del área se realizó sobre un total de 117 muestras de mineralizaciones y 13 de rocas alteradas que conforman las cajas de las vetas portadoras de venillas de cuarzo más óxidos de Mn y Fe. Todos los muestreos fueron efectuados en esquirlas superficiales y se analizaron en los laboratorios ACME (Vancouver, Canadá) por el método ICP y Digestión por Agua Regia.
El tratamiento estadístico se realizó para dos poblaciones muestrales: P1 (muestras de veta) y P2 (muestras de roca alterada). Los elementos considerados para realizar una interpretación del comportamiento geoquímico del área son: Au, Ag, As, Sb, Hg, Tl, W, Fe, Mn, Cu, Pb, Zn, Co, Ni, Mo y V (Cuadros 2 y 3).

CUADRO 2: Contenido de elementos indicadores de mineralización epitermal, en mineralizaciones de San Pedro-La Evelina y Hasbrouck Mountain.

CUADRO 3: Contenido en algunos elementos de las muestras de roca de caja.

Aplicando en P1 y P2 el test de Kolmorogov-Smirnov y Coeficiente de Asimetría, se determinó que la distribución de los elementos considerados era de tipo log-normal, obteniéndose para cada uno de los elementos mencionados los estadísticos básicos y coeficientes de correlación.

Resultados
Los valores resultantes en los elementos de metales base (Pb, Zn y Cu) fueron normales para rocas ácidas, tanto para P1 como P2. Sólo en algunas muestras puntuales se establecieron anomalías en Zn y Pb.
Dada la conspicua presencia de óxidos de Mn en las áreas mineralizadas y, considerando a la geoquímica como una herramienta fundamental en la determinación genética de estos óxidos (Hewett y Fleischer 1960, Nicholson 1992), se efectuaron estudios para determinar el origen, relación y rol que juegan los minerales de Mn detectados con la señal geoquímica obtenida en la zona.
Para la determinación del origen de los óxidos de Mn se procedió a plotear, siguiendo el diagrama de Nicholson (1992), los contenidos en Co + Ni versus As + Cu + Mo + Pb + V + Zn en porcentaje en peso (Fig. 7), lo cual posibilita diferenciar el campo hidrotermal de otras génesis.

Figura 7: Origen de los ambientes de formación de los óxidos de manganeso, basado en relaciones de elementos metálicos (según Nicholson 1992).

Para los mismos fines se determinó el coeficiente de correlación entre el As y Mn, de acuerdo a lo postulado por el autor citado, observándose una alta correlación entre ambos, para un nivel del 1% y confirmándose entonces el origen hidrotermal de los mismos.
Asimismo cabe destacar que la correlación existente entre el Mn y los elementos Ag, Sb, Hg, Tl, W, Mo, Cu, Zn y Co, es significativa para el mismo nivel considerado.
Los contenidos medios, máximos y mínimos en As, Sb, Hg, W, Tl, Ag y Au de P1 se presentan en el cuadro 2. En el mismo se comparan muestras de las zonas de alteración cuarzo-adularia de Hasbrouck Mountain (Berger y Silberman 1985) y las reconocidas en San Pedro-La Evelina. El primero de ellos consiste en un depósito vetiforme de Au-Ag en ganga silícea, de tipo hot spring, de emplazamiento somero con señal geoquímica similar a SPLev, con múltiples episodios de brechamiento hidrotermal, y genéticamente vinculado al emplazamiento de domos ácidos, de edad terciaria.
Cabe aclarar que en el cuadro precedente, las muestras de Hasbrouck Mountain incluyen materiales provenientes de sondeos mientras que en San Pedro-La Evelina son sólo de superficie, a lo que se podría atribuir las diferencias en los contenidos de Au. Es para destacar que los valores en oro de Hasbrouck Mountain se hacen significativos a profundidades de entre 60 y 70 metros (Berger y Silberman 1985).
Asimismo los valores de P2 también han tenido una distribución log-normal, exceptuando Sb y W. Si bien en la suite de elementos mencionados, los valores medios son sustancialmente menores, los mismos son considerados anómalos según se muestra en el cuadro 3.
Los valores de metales base (Pb y Zn) son elevados para el contenido normal de rocas ácidas, si bien éstos están ligeramente por debajo o por encima de las 100 ppm, respectivamente. Los de Cu, por el contrario, se presentan claramente empobrecidos, con un promedio inferior a las 25 ppm.
Notables son también los contenidos de Fe, de hasta 15,36%. Son significativos los tenores máximo y promedio en: As (hasta 960 ppm y 235 ppm), Sb (1070 ppm y 165 ppm), Hg (2,9 ppm y 0,70 ppm) y Tl (73,2 ppm y 6,16 ppm), que caracterizan a las porciones más someras de un sistema epitermal. En pocos casos se detectaron anomalías menores en metales base, que alcanzan a 900 ppm de Zn y 945 ppm en Pb (Cuadro 4).

CUADRO 4: Contenido de elementos indicadores de mineralización epitermal, en veta del área San Pedro*.

INCLUSIONES FLUIDAS

Métodos de estudio
Se realizaron estudios de inclusiones fluidas sobre muestras de cuarzo provenientes de vetas y venillas. El estudio petrográfico y microtermométrico de inclusiones fluidas se practicó sobre pastillas doblemente pulidas (Goldstein y Reynolds 1994) utilizando un microscopio Nikon y una platina de calentamiento-enfriamiento Linkam THMS 600, que permite operar en un rango comprendido entre -180 ºC y +600 ºC, por una combinación de un sistema de circulación de nitrógeno líquido y una resistencia para calentamiento.
Análisis petrográfico: El estudio de las secciones pulidas reveló la existencia de inclusiones fluidas primarias, pseudo-secundarias y secundarias, siguiendo el criterio de Roedder (1984). De las mismas fueron seleccionadas para el análisis microtermométrico los dos primeros tipos. Las inclusiones fluidas primarias aparecen aisladas, dispuestas al azar (Fig. 8) o conformando arreglos tridimensionales aleatorios. En su mayoría son de formas irregulares, algunas semi-elongadas y, ocasionalmente, en forma de cristal negativo. El tamaño oscila entre 10 y 50 µm, llegando, en ocasiones, a medir hasta 150 µm. De acuerdo al número de fases presentes a temperatura ambiente, se determinaron dos tipos de inclusiones primarias: bifásicas (L+V) y monofásicas (L). Las inclusiones que predominan son las bifásicas, en las cuales la fase vapor se mantiene constante y en el orden del 5-10% del volumen total de la inclusión. No obstante hubo sectores en donde fueron observadas inclusiones bifásicas con diferentes porcentajes de fase vapor, producto de fenómenos de estrangulamiento.

Figura 8: Microfotografías de inclusiones fluidas bifásicas en cuarzo procedentes de vetillas y cavidades en sector central de vetas.

Las inclusiones pseudo-secundarias están asociadas a planos de microfisuras que se originan conjuntamente al crecimiento cristalino. Se identificaron inclusiones bifásicas (L+V) y monofásicas líquidas. Presentan formas elongadas, globosas y tamaños que oscilan entre 5 y 15µm. Aquí los fenómenos de estrangulamiento son más marcados, dando origen a una mayor cantidad de inclusiones líquidas.
Análisis microtermométrico: Durante la etapa de criometría las muestras fueron congeladas por debajo de los -100 ºC, no observándose ningún cambio característico de fase que revele la existencia de CO₂. No obstante, Bodnar et al. (1985) y Hedenquist y Henley (1985), señalan que los fluidos presentes en este tipo de ambientes epitermales pueden contener pequeñas cantidades de gases (<0,1 m), no detectables por estudios petrográficos o microtermométricos.
Las temperaturas obtenidas a partir de la temperatura de fusión final de los cristales de hielo (Tf_hielo) oscilan entre -0,5 y -1,5 ºC, indicando salinidades comprendidas entre 0,88 y 2,0 % en peso equivalente de NaCl (Bodnar 1993). Las temperaturas de homogeneización obtenidas durante la etapa de calentamiento, varían entre 135 y 180ºC, con una media de 150ºC. En ninguna de las muestras analizadas han podido determinarse evidencias de ebullición.

ISÓTOPOS

Métodos de estudio
La extracción de oxígeno se efectuó en una línea de fluorinación convencional, según la metodología de Clayton y Mayeda (1963), utilizando una técnica de carga según Friedman y Gleason (1973) y empleando ClF₃ como reactivo (Borthwick y Harmon 1982). Las relaciones isotópicas ¹⁸O/¹⁶O fueron determinadas en un espectrómetro de masas de fuente gaseosa, modelo SIRA-II, fabricado por VG-Isotech, equipado con "dedo frío", para análisis de muestras pequeñas y sistema múltiple de admisión de muestras. Las mediciones fueron realizadas en el Laboratorio de Isótopos Estables, Facultad de Ciencias, Salamanca, España.

Resultados obtenidos
Las determinaciones de isótopos de oxígeno se realizaron sobre muestras cuarzo, procedentes de los distintos grupos vetiformes reconocidos en el área San Pedro-La Evelina. Los valores obtenidos están expresados en la notación δ convencional respecto a SMOW y se exponen en el cuadro 5.

CUADRO 5: Valores de δ¹⁸O en cuarzo de distintas vetas del área SP-Lev y cálculo del valor de oxígeno del fluído, sobre la base de temperatura de inclusiones fluidas de las vetas y vetillas.

Para el cálculo del valor de oxígeno del fluido en equilibrio con el cuarzo se utilizó la ecuación de Matsuhisa et al. (1979). De los resultados surge un valor promedio de δ¹⁸O (H₂O) de -1,22, compatible con las características de un fluido meteórico, perfectamente concordante con el contexto geológico de estas mineralizaciones.

DISCUSIÓN

Las abundancia de calcedonia y ópalo formando texturas bandeadas y coloformes (White 2000 en Gemmell 2002), asociada a una alteración hidrotermal constituida por interestratificados clorita-esmectita, así como la presencia de escasa adularia, son indicativos de ambientes someros de depósitos epitermales tipo hot spring (Giles y Nelson 1982) y condiciones de fluidos neutras o alcalinas, con temperaturas del orden de los 150 grados (Hedenquist et al. 2000).
La alta correlación existente entre la suite de elementos rastreadores (As, Sb, Hg, Tl) y los óxidos de Mn es atribuida a la capacidad de absorción de cationes que tienen algunos minerales de Mn, bajo condiciones de precipitación neutras a alcalinas (Crerar et al. 1980). La ausencia de otras fases minerales portadoras de As, Sb, Hg, Tl confirma esta apreciación.
La anomalía geoquímica detectada en el área es significativa para As, Sb, Hg, Tl, W, Fe, Mn y en menor medida para Au y Ag. Los bajos tenores en metales base contribuyen a confirmar la posición estructuralmente alta dentro del sistema epitermal (Nash 1994). La baja correlación entre el Mn y el Fe, se atribuye a que entre los pH 3 a 8, el Mn⁺⁴ y Fe⁺³ pueden separarse con un alto potencial redox (Hariya 1980), condiciones que se relacionan con la presencia de carbonato de calcio, como lo prueban los pseudomorfismos de minerales de Mn según calcita en el área de estudio.
Los datos aportados por los estudios microtermométricos (Marchionni et al. 2002), indicarían un sistema formado por H₂O y NaCl y temperaturas medias del orden de los 150ºC, que marcarían una profundidad de inicio de la ebullición entre 40 y 50 metros (Fig. 9). Siguiendo a Bodnar et al. (1985) y Hedenquist y Henley (1985) las salinidades determinadas (0,88 a 2,0 % NaCl equivalente), no excluirían la posibilidad de que el sistema contenga pequeñas cantidades de CO₂. Las bajas salinidades de las IF, así como los resultados de los isótopos δ¹⁸O_(H2O) son compatibles con las características de un fluido meteórico, que se supone ha tenido fundamental importancia en el desarrollo del sistema hidrotermal desarrollado en SP-Lev.

Figura 9: Relación entre temperatura y profundidad de ebullición para distintas concentraciones de CO₂ (Bodnar et al. 1985).El círculo indica el campo determinado en los estudios de San Pedro-La Evelina.

CONCLUSIONES

En San Pedro-La Evelina se han identificado mineralizaciones con altos contenidos de manganeso que se ajustan a una posición estructuralmente alta dentro del sistema epitermal, al igual que en otras áreas del mundo: Hasbrouck Mountain, Estados Unidos, Berger y Silberman 1985; Wau Papua, Nueva Guinea, Webster y Mann 1984; Mina Martha, Nueva Zelanda, Nicholson (inédito); La Marcelina, (Fernández et al. 2000) y El Ma-canudo- El Mirasol, (Schalamuk et al. 1999b). Varios son los elementos que apoyan esta afirmación: a) las texturas reconocidas: bandeadas, coloformes y brechosas; b) la presencia de calcedonia y ópalo; c) la señal geoquímica: altas concentraciones de Tl, Hg, Sb y As y bajos contenidos de metales base y d) el tipo de alteración argílica presente (clorita-esmectítica). Todas estas evidencias son reforzadas por los resultados de los análisis microtermométricos e isotópicos.

AGRADECIMIENTOS

Los autores agradecen a la empresa FOMICRUZ S.E. por la colaboración en los trabajos de campo y ejecución de análisis químicos de elementos minoritarios y traza del área en estudio.
A los árbitros, E. Domíguez y J. Ávila, por los comentarios y sugerencias brindadas, que contribuyeron a mejorar la calidad del manuscrito.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

1. Arribas Jr., A., Schalamuk, I., de Barrio, R., Fernández, R. y Itaya, T. 1996. Edades radimétricas de mineralizaciones epitermales auríferas del Macizo del Deseado, provincia de Santa Cruz, Argentina. 39° Congreso Brasileiro de Geología, Anales 7: 254-257, Salvador de Bahía.         [ Links ]

2. Berger, B. y Silberman, M. 1985. Relationships of trace elements patterns to geology in hotspring-type precious-metal deposits. Geology and Geochemistry of Epithermal Systems. Reviews in Economic Geology 2: 233-247.         [ Links ]

3. Bodnar, R.J. 1993. Revised Equation and table for determining the freezing point depression of H20-NaCl solution. Geochimica et Cosmochimica Acta 57: 683-684.         [ Links ]

4. Bodnar, R., Reynolds, T. y Kuhen, C. 1985. Fluids inclusions systematics in epithermal systems. Reviews in Mineralogy 2: 73-97.         [ Links ]

5. Crerar, D.A., Cormick, R.K. y Barnes, H.L. 1980. Geochemistry of manganese. An overview. En Varentsov, I.M. y Graselly, G. (eds.) Geology and geochemistry of manganese, Schweizerbart'sche Verlag 1: 293-334, Stuttgart.         [ Links ]

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Recibido: 12 de septiembre, 2008
Aceptado: 1 de marzo, 2009