ARTÍCULOS

Geología del prospecto vicuña muerta: emplazamiento múltiple y control estructural de cuerpos subvolcánicos miocenos en el borde oriental de la Puna Austral, Salta

 

 Néstor O. Suzaño^1,2, Raúl A. Becchio^1,2, Alfonso Sola^1,2, Marcelo Arnosio² y Alexis I. Nieves^1,2

¹ INENCO-CONICET, Salta. E-mail: nestor_music100@hotmail.com
² Instituto GEONORTE. Universidad Nacional de Salta, Salta.

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RESUMEN

En el borde oriental de la Puna Austral, noroeste argentino, se emplazan numerosos intrusivos subvolcánicos de edad miocena inferior a medio con desarrollo de alteración hidrotermal y concentración de minerales de interés económico. Vicuña Muerta forma parte de una serie de intrusivos riolítico-dacíticos porfídicos (Formación Inca Viejo) dispuestos en dirección N-S y emplazados al este de una estructura cenozoica de rumbo N-S con herencia paleozoica inferior desarrollada sobre el borde occidental de las cumbres de Luracatao. Vicuña Muerta (18,9±0,5 Ma K/Ar en sanidina) está conformado por tres cuerpos subvolcánicos porfídicos de composición riolítica emplazados en granitos y gabros ordovícicos (Complejo Eruptivo Oire). Vicuña Muerta está delimitado en sus bordes norte y sur por fallas de geometría anastomosada que definen una estructura anular conspicua. Estas estructuras son el resultado de la reactivación andina (20 a 16 Ma según trazas de fisión en apatita) de zonas de deformación dúctil regionales del Paleozoico inferior (fase Oclóyica) de rumbo N-S que delimitan las cumbres de Luracatao y zonas locales NO-SE en Vicuña Muerta. La reactivación tectónica generó un sistema tipo pop-up regional y fallas transtensivas sinestral con desarrollo de fracturas R, R’ y P en la zona del prospecto. La geometría de las fallas y el movimiento relativo de bloques proporcionaron un ambiente tectónico propicio para el ascenso y emplazamiento de múltiples pulsos de magmas contemporáneo con el levantamiento regional evidenciado por tasas de enfriamiento elevadas. Además, las estructuras controlaron la circulación de fluidos hidrotermales, la distribución de alteraciones en las rocas y la mineralización asociada.

Palabras clave: Reactivación tectónica; Emplazamiento múltiple; Control estructural; Alteración hidrotermal.

ABSTRACT

Geology of the Vicuña Muerta prospect: Structural control and multiple emplacement of Miocene subvolcanic bodies in the eastern border of Southern Puna, Salta

On the eastern edge of the southern Puna, northwest Argentina, several Lower-Medium Miocene subvolcanics intrusions with hydrothermal alteration and economic mineral concentrations are located. Vicuña Muerta is part of a group of rhyolitic-dacitic porphyries (Inca Viejo Formation) arranged in a N-S direction and emplaced to the east of a N-S Cenozoic structure with lower Paleozoic inheritance and development on the western edge of the cumbres de Luracatao. Vicuña Muerta comprises three porphyric subvolcanic bodies of rhyolitic composition dated at 18.9±0.5 Ma (K/Ar in Sanidine) and emplaced in Ordovician granites and gabbros (Oire Eruptive Complex). Vicuña Muerta is bounded on its northern and southern edges by anastomosed faults defining an annular geometry structure. These structures are the result of the Andean reactivation (20-16 Ma according to Apatite Fission Tack dating) of lower Paleozoic (Ocloyic phase) regional ductile deformation zones with N-S direction that demarcate cumbres de Luracatao and, also, NW-SE local zones that surround Vicuña Muerta. Tectonic reactivation generated a regional pop-up system and sinistral transtensional faults that developed R, R' and P fractures in the prospect zone. The geometry of the faults and relative movement of tectonic blocks provided a suitable tectonic environment for ascent and emplacement of multiple coeval magma pulses with regional uplift evidenced by high cooling rates. Moreover, structures controlled the circulation of hydrothermal fluids, the alteration distribution of the rocks and the associated mineralization.

Keywords: Tectonic reactivation; Multiple emplacement; Structural control; Hydrothermal alteration.

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INTRODUCCIÓN

En el borde oriental de la Puna Austral se emplazan numerosos cuerpos subvolcánicos con desarrollo de alteración hidrotermal y concentración mineral de interés económico. Son producto del magmatismo cenozoico que se manifiesta a partir del Mioceno medio (15-19 Ma), representado en la región por secuencias piroclásticas intercaladas con sedimentitas de la Formación Catal y una serie de cuerpos subvolcánicos de composición riolítico-dacíticos que integran la Formación Inca Viejo (González 1984). En el prospecto Vicuña Muerta aflora un cuerpo subvolcánico asignado a la Formación Inca Viejo, emplazados antes de la fase de mayor deformación y engrosamiento cortical en la Puna (fase Quechua) a partir de magmas que evolucionaron en niveles intermedios de la corteza (Hongn y Seggiaro 2001). Los intrusivos que constituyen la Formación Inca Viejo afloran en forma aislada y están alineados según rumbo N-S. Los intrusivos están emplazados en rocas graníticas del Complejo Eruptivo Oire (Blasco y Zappettini 1996) y metamorfitas de bajo a mediano grado del Complejo Metamórfico Río Blanco (Hongn y Seggiaro 2001) que afloran en el borde occidental de las cumbres de Luracatao (Fig. 1) y en la sierra de Inca Viejo. Se trata de los prospectos Vicuña Muerta, Inca Viejo (15,0±0,2 Ma, González 1984), Cerro Blanco y Cerro Bayo, de norte a sur respectivamente (Fig. 1). El emplazamiento de los cuerpos subvolcánicos de la Formación Inca Viejo (Hongn 1995) y como de aparatos volcánicos de mayor envergadura de la región, calderas, estratovolcanes, conos de escoria (Kay et al. 1994, Coira et al. 1993, Riller et al. 2001, Schreiber y Schwab 1991, Matteini et al. 1997, 2002, Seggiaro y Hongn 1999, Petrinovic et al. 1999, 2010, Acocella et al. 2011, Norini et al. 2013) han sido vinculadas a estructuras andinas regionales retrovergentes de rumbo meridiano de ambiente compresivo (orógeno paralelo) y a lineamientos de rumbo NO-SE sinestrales (orógeno oblicuo) (Allmendinger et al. 1983, Salfity 1985, Coira et al. 1993). Las zonas de intersección de estructuras de rumbo meridiano y NO-SE representan blancos para la exploración de depósitos tipo pórfido, epitermal y alteraciones hidrotermales asociadas (ej., Kay et al. 1999, Richards et al. 2001, 2006, Chernicoff et al. 2002).

Figura 1: Mapa geológico regional de la zona de estudio. Se observan las relaciones de los intrusivos de Vicuña Muerta (Formación Inca Viejo) con rocas graníticas del Paleozoico inferior aflorantes en la región (recuadro) y algunas estructuras mayores. Modificado de Hongn y Seggiaro (2001), Domínguez et al. (2006) y Viramonte et al. (2007).

Hongn et al. (2010, 2007 y referencias allí citadas) propusieron que las estructuras de rumbo meridiano, retrovergentes en el borde oriental de la Puna Austral y su transición a Cordillera Oriental, son el resultado de la reactivación de anisotropías previas del basamento (fajas de cizallas del Paleozoico inferior y estructuras cretácicas, variaciones litológicas). La estructuración paleozoica inferior del basamento controló la orientación de fallas andinas (piel gruesa) y la evolución de cuencas de antepaís paleógenas (tipo cuenca de antepaís segmentada, Hongn et al. 2007, del Papa et al. 2013). Los primeros estadios en la evolución del antepaís andino durante el Paleógeno de la Puna y Cordillera Oriental no son del todo conocidos. Recientes estudios demostraron que el inicio de la deformación y sedimentación tuvo lugar a partir del Eoceno medio (ej., del Papa et al. 2004, Hongn et al. 2007). Esta edad ha sido confirmada mediante edades de exhumación a partir de trazas de fisión en apatita en las cuencas de Pastos Grandes-valle de Luracatao (Coutand et al. 2001, Insel et al. 2012, DeCelles et al. 2003, Deeken et al. 2006, Carrapa y DeCelles 2008, Carrapa et al. 2005, 2008, 2011a, 2013), registros fosilíferos en la Formación Geste de la depresión de Pastos Grandes en la Puna (Alonso 1992, Powell et al. 2006) y estratos de crecimiento con fósiles de la Formación Quebrada Los Colorados en el valle de Luracatao (Hongn et al. 2007, Payrola et al. 2006, 2009).
Esta contribución presenta los resultados de estudios estructurales, petrográficos y geoquímicos de intrusivos subvolcánicos miocenos que afloran en la zona del prospecto Vicuña Muerta. Estos estudios permitieron definir y clasificar diferentes facies dentro del intrusivo y alteraciones hidrotermales asociadas. Además, se interpreta la cronología relativa y control estructural de emplazamiento y posterior evolución del sistema magmático.

GEOLOGÍA REGIONAL

El prospecto Vicuña Muerta se localiza en el ámbito del borde oriental de la Puna Austral (Alonso et al. 1984). Intruye a granitoides de basamento de edad Paleozoico inferior asignados al Complejo Eruptivo Oire (Blasco y Zappetini 1996). Estos granitoides son aquellos que Turner (1964) denominó como Formación Oire y que posteriormente Méndez et al. (1973) agruparon con el nombre de "Faja Eruptiva de la Puna Oriental". Tiene una extensión longitudinal de unos 600 km, rumbo aproximado N-S y representa uno de los arcos del magmatismo ordovícico (ciclo Famatiniano) de la Puna. El Complejo Eruptivo Oire comprende un conjunto de rocas ígneas intrusivas entre los paralelos 24° y 25° de latitud sur y aproximadamente entre los meridianos 66° 20' y 66° 45' de longitud oeste. Viramonte et al. (2007), a partir de datos U/Pb en circones, indicaron que el magmatismo del Complejo Eruptivo Oire se llevó a cabo en varios pulsos discretos. Un pulso volcánico representado por riolitas y riodacitas intercaladas en metasedimentitas de bajo grado con edades de 485 y 472 Ma (secuencia originalmente asignada al Complejo Ígneo Metamórfico Salar Centenario de edad neoproterozoico-eocámbrica por Blasco y Zappetini 1996), seguido de un período de intrusiones graníticas de dimensiones batolíticas entre 462 y 475 Ma. Los rasgos comunes más importantes de estos intrusivos son fajas miloníticas, fenocristales de feldespato potásico de gran tamaño (hasta 7 cm) y cristales de cuarzo de tonalidad azul.
En el filo de Copalayo, borde occidental del salar Centenario, el basamento ordovícico está representado por unidades metamórficas de bajo a muy bajo grado, pelitas-grauvacas con intercalaciones de vulcanitas ácidas y básicas de la Formación Falda Ciénaga (Llanvirniano-Llandeiliano, Aceñolaza et al. 1976). En contacto tectónico (Mon y Hongn 1988, 1991, 1996, Hongn 1992), se apoyan unidades de mediano a alto grado metamórfico de la Formación Copalayo (Aceñolaza 1973, Viramonte et al. 1976, 1993, Becchio et al. 1999b, Domínguez et al. 2006) compuestas por micaesquistos, ortogneises granítico-granodiorítico-tonalíticos con edad de cristalización 467±10 Ma (U/Pb en circones, Domínguez et al. 2006).
Sobre el basamento neoproterozoico-paleozoico inferior se apoyan secuencias cenozoicas continentales (Formaciones Catal, Geste, Pozuelos y Sijes) con intercalaciones potentes de vulcanitas y evaporitas de interés económico. La Formación Catal (Alonso y Gutiérrez 1986) aflora en el borde oriental del filo de Copalayo y está compuesto por conglomerados y piroclastitas con edades de 15,0±2,4 a 7,2±1,4 Ma (Alonso et al. 1991). Las Formaciones Geste, Pozuelos y Sijes fueron reconocidas por Turner (1964) en la cuenca de nombre homónimo y define el Grupo Pastos Grandes (Mio-Plioceno). Alonso (1992) sobre la base de registros fosilíferos y dataciones, indicó una edad eocena para la Formación Geste y miocena superior para las Formaciones Pozuelos (7,6±1,1 Ma) y Sijes (6,81±0,20 Ma en la base de la secuencia). Trabajos recientes de DeCelles et al. (2007) y Carrapa y DeCelles (2008) sobre la base de procedencia en circones detríticos de la Formación Geste, determinaron una edad máxima de depositación eocena (39,8±0,6 Ma). Concomitante con la sedimentación continental de la Puna, tuvo lugar en la región una intensa actividad volcánico-subvolcánica registrada en distintas unidades miocenas y pliocenas (Andesita Ratones, Formaciones Rumibola, Becqueville e Inca Viejo). Los basaltos cuaternarios y los depósitos evaporíticos de los salares actuales también son unidades que caracterizan la Puna.
En el faldeo oriental de las cumbres de Luracatao, en el ámbito de Cordillera Oriental, el basamento está representado por leptometamorfitas neoproterozoico-eocámbricas de la Formación Puncoviscana con intrusiones de granitos de edad neoproterozoico-paleozoico inferior (Hongn y Seggiaro 2001). En discordancia se apoyan depósitos de rift del Grupo Salta (Cretácico superior-Paleógeno) y secuencias de arenas y conglomerados fluviales de la Formación Quebrada Los Colorados, base del Grupo Payogastilla (Payrola et al. 2009, Hongn y Seggiaro 2001).
El marco estructural del basamento del borde oriental de la Puna Austral y su transición a Cordillera Oriental está caracterizado por la superposición compleja de eventos de deformación del Neoproterozoico-Paleozoico inferior, Cretácico y movimientos tectónicos Andinos (ej., Mon y Salfity 1995, Allmendinger et al. 1997, Hongn y Seggiaro 2001, Carrera et al. 2006, Oncken et al. 2006, Hongn et al. 2007, Hongn y Riller 2007, Hongn et al. 2010, Carrapa et al. 2013 entre otros). Para la zona de estudio y aledañas se registran eventos de deformación, metamorfismo y magmatismo del Neoproterozoico-Paleozoico inferior que definen fajas de deformación dúctil de rumbo N-S dominante (Viramonte et al. 1993, Méndez et al. 1973, Hongn 1994, Hongn y Mon 1999, Becchio et al. 1999a, Lucassen et al. 2000, Hongn y Seggiaro 2001, Lucassen y Becchio 2003, Domínguez et al. 2006, Viramonte et al. 2007, Hongn y Riller 2007, Hongn et al. 2010, Lucassen et al. 2011). A las estructuras del basamento se superponen eventos de deformación relacionados con la extensión cretácica y al ciclo compresivo Andino (ej., Cristallini et al. 1997, Hongn et al. 2007, Kley et al. 2005, Pearson et al. 2013). Durante este último, se generaron estructuras de doble vergencia que delimitan los altos topográficos de la región, por ejemplo las que delimitan las cumbres de Luracatao (Fig. 2) y Calchaquíes hacia el este (Hongn et al. 2007, del Papa et al. 2013). Mon y Hongn (1996) y Hongn et al. (2008, 2010 y referencias allí citadas) brindan un resumen completo sobre las unidades litotectónicas de la región.

Figura 2: Principales estructuras paleozoicas, cretácicas y cenozoicas del borde oriental de la Puna Austral y su transición a Cordillera Oriental. Proyección UTM, Zona 19S. Tomado de Hongn y Seggiaro (2001) y Hongn et al. (2010).

Estructuras de edad neoproterozoico-paleozoica inferior del basamento
Lucassen et al. (2000, 2011) y Lucassen y Becchio (2003) indicaron que la estructuración de los complejos ígneo-metamórficos neoproterozoico-eocámbricos (Complejo Metamórfico Río Blanco y Formación Pachamama) es debida a un evento de metamorfismo-deformación regional de alta temperatura y baja presión datado en 508 Ma. Las estructuras ordovícicas son atribuidas a las fases Guandacol a fines del Arenigiano (Salfity et al. 1984) y Oclóyica ubicada en el límite Ordovícico-Silúrico (Turner y Méndez 1975, Mon y Hongn 1987, Hongn 1992). Las estructuras de la Formación Falda Ciénaga son las que mejor registran la fase Oclóyica (Hongn y Seggiaro 2001). Las fajas de cizalla dúctil registradas en el Complejo Eruptivo Oire son atribuidas a la fase Guandacol (Lork y Bahlburg 1993). El desarrollo de estructuras dúctiles del basamento estuvo influenciado por una anomalía térmica regional de larga duración durante el Cámbrico tardío y el Ordovícico (Becchio et al. 1999a, Lucassen y Becchio 2003, Hongn y Riller 2007). En general, las fajas de deformación dúctil son de geometría anastomosada, de rumbo meridiano y delimitan unidades litotectónicas de basamento. Mon y Hongn (1988, 1991) propusieron que el basamento neoproterozoico-paleozoico inferior está sobrecorrido sobre la Formación Falda Ciénaga (Llanvirniano-Llandeiliano) a través de un sistema de fallas paleozoicas de rumbo meridiano y vergencia occidental denominado corrimiento oclóyico (Fig. 3).

Figura 3: Esquema de las principales estructuras paleozoicas del borde oriental de la Puna Austral entre 24º30' y 25º30' de latitud sur. Notar las cumbres de Luracatao (CL) delimitadas por zonas de deformación dúctil de buzamiento opuesto. Se indica la posición relativa del prospecto Vicuña Muerta (PVM). Tomado de Hongn et al (2010).

De esta manera, el borde oriental de la Puna Austral es el que mejor registra las heterogeneidades del basamento con superposición de estructuras (Aceñolaza y Toselli 1976) de variada naturaleza tales como fajas de deformación dúctil de geometría anastomosada y alternancias litológicas a diferentes escalas que varían desde diques (Riller y Hongn 2003) hasta cinturones magmáticos de alcance regional (Faja Eruptiva de la Puna Oriental, Hongn et al. 2010). La geometría y disposición de dominios delimitados por las estructuras ordovícicas sugieren un modelo transpresivo relacionado a una convergencia oblicua (Fig. 3) (Bahlburg 1990, Hongn et al. 1996, Hongn y Mon 1999, Coira et al. 1999).

Estructuras cenozoicas
En el borde oriental de la Puna Austral y su transición a Cordillera Oriental, las estructuras cenozoicas están definidas por láminas de corrimiento y plegamiento de doble vergencia tipo pop up (Figs. 2 y 4) (Hongn et al. 2010, Coutand et al. 2001), fajas de deformación frágil y frágil-dúctil de rumbo N-S dominante y basculamiento hacia el este de las cuencas cenozoicas (Alonso 1992, Hongn 1995, Hongn y Seggiaro 2001, Hongn et al. 2007, Carrera et al. 2006, Oncken et al. 2006, Hongn et al. 2010, Santimano y Riller 2012, Pearson et al. 2013).

Figura 4: Sección esquemática regional a los 25,5° de latitud entre la cordillera de Domeyko y el Sistema de Santa Bárbara. Se observan los principales dominios de vergencia cenozoica y se indica la posición del prospecto Vicuña Muerta (PVM). Tomado de Hongn et al. (2010).

Estudios recientes han argumentado que la deformación, la sedimentación y el acortamiento cortical cenozoico comenzaron en la región durante el Eoceno medio a Oligoceno (fase Incaica, del Papa et al. 2004, Haschke et al. 2005, Deeken et al. 2006, DeCelles et al. 2007, Hongn et al. 2007, Payrola et al. 2009). La fase Incaica estuvo relacionada a la convergencia oblicua (ONO a NE) rápida de la placa y a un acortamiento horizontal NE (Marret et al. 1994). Esta estructuración generó un relieve positivo (sierra de Macón y proto-cumbres de Luracatao) a partir del cual se depositó la Formación Geste en la Puna y Quebrada Los Colorados en Cordillera Oriental (proto-Cordillera Oriental de Andriessen y Reutter 1994 y Coutand et al. 2001). Sin embargo, algunos autores (ej., Carrapa y DeCelles 2008, Carrapa et al. 2008) sobre la base de dataciones de trazas de fisión en apatita, proveniencia y dataciones U/Pb en circones detríticos de la Formación Geste, propusieron que la deformación comenzó en el área de Pastos Grandes durante el Paleoceno (~65 Ma) con un pico en la tasa de exhumación entre los 40 y 35 Ma.
Las ignimbritas de 17 Ma de la Formación Catal y los cuerpos subvolcánicos de la Formación Inca Viejo fueron vinculadas a la fase Pehuenche (~25 Ma) por Hongn y Seggiaro (2001) y Sureda et al. (1986). Con los intrusivos Inca Viejo, Cerro Blanco de Diablillos y Cerro Bayo ubicados al sur de Vicuña Muerta, se vinculan manifestaciones del tipo pórfido y epitermal con mineralizaciones de Cu-Au-Mo. El emplazamiento de estos intrusivos ha sido asociado a intersecciones de estructuras N-S del borde occidental de las cumbres de Luracatao y lineamientos transversales de rumbo NO-SE (tramo Diablillos- Ratones, Fig. 2, Allmendinger et al. 1982, Hongn y Seggiaro 2001, Chernicoff et al. 2002).

METODOLOGÍA

Para la identificación, clasificación y caracterización de los intrusivos Vicuña Muerta se utilizó como principal parámetro la textura de la pasta (observada en tareas de campo y análisis petrográfico de detalle) y análisis geoquímicos de roca total. Los análisis geoquímicos fueron realizados por el método de espectrometría de fluorescencia de rayos X, en el Laboratorio de la Universidad Nacional de Salta. Este laboratorio consta de un equipo Rigaku 2000, dispersivo en longitud de onda, con tubo de Rh, detector de centelleo y flujo gaseoso y cristales monocromadores LIF, PET, TAP y GE. Los elementos mayores (% en peso) fueron determinados a partir de pastillas fundidas con tetraborato de litio. La fusión se realizó en un perlador semiautomático marca Claisse Fluxy. Las concentraciones de elementos traza (ppm) fueron determinadas sobre pastillas prensadas, con agregado de aglomerante (elvacite/acetona-20/80) a una presión de 1,400 kg/cm². Se utilizaron curvas de calibración medidas sobre patrones de roca standard del Servicio Geológico de Japón y de Estados Unidos. Como herramienta indirecta para las identificación de unidades litológicas y alteraciones asociadas, se utilizaron técnicas de procesamiento digital (ej., combinaciones RGB, cocientes de bandas) y fotointerpretación a partir de imágenes satelitales del sensor Advenced Spaceborne Thermal Emisión and Reflection Radiometer (ASTER).

INTRUSIVOS VICUÑA MUERTA

En el área del prospecto Vicuña Muerta afloran rocas intrusivas de composición riolítica dominante. Los cuerpos intrusivos están emplazados en granitoides de dimensiones batolíticas (U/Pb SHRIMP 481,9±4,2 Ma, Insel et al. 2012 y 462 a 475 Ma, Viramonte et al. 2007) del Complejo Eruptivo Oire (Fig. 5). La edad de Vicuña Muerta es de 18,9±0,5 Ma determinada por el método K/Ar en sanidina (JICA/ MMAJ 2002). Vicuña Muerta está delimitado al norte y sur por fallas que definen una estructura anular de aproximadamente 6 km de diámetro con quebradas que rodean el cuerpo y que atraviesan la zona central del mismo, separándolo en dos serranías: una norte y otra sur. Las rocas que componen Vicuña Muerta han sido afectadas por distintos tipos y grado de alteración hidrotermal. En general, la alteración hidrotermal de los cuerpos de Vicuña Muerta y su encajonante está asociada a fallas y fracturas (Fig. 6).

Figura 5: Mapa geológico del prospecto Vicuña Muerta. Proyección UTM, Zona 19S.

Figura 6: Mapa de alteraciones hidrotermales identificadas en el prospecto Vicuña Muerta sobre la base del análisis de imágenes satelitales ASTER, tareas de campo y petrografía. La distribución de las alteraciones hidrotermales está vinculada a la traza de fallas y fracturas que definen un sistema transtensivo sinestral. Tomado de Suzaño et al. (2011).

Teniendo en cuenta las observaciones de campo (Figs. 7 y 8), la mineralogía y los diferentes arreglos texturales (Fig. 9) se reconocieron tres grupos litológicos principales: pórfidos riolíticos, diques riolíticos y brechas y vetas hidrotermales.

Figura 7: Vista general de los afloramientos del prospecto Vicuña Muerta. a) Vista panorámica hacia el este (plano norte-sur) donde se observan las relaciones entre las tres facies de pórfidos y granitoides del Complejo Eruptivo Oire que constituyen la roca de caja. Facies MM: facies de pórfido riolítico de grano medio, Facies MF: de grano medio y Facies MMF: de grano fino; b) Vista panorámica hacia el oeste (borde oriental del intrusivo) donde se observan las relaciones de las distintas unidades litológicas. Gr: granitos y granodioritas de grano medio a fino; Grd: granodiorita; Dgb: Diorita/gabros.

Figura 8: Aspecto en muestra de mano y afloramiento de las distintas facies de pórfidos riolíticos que constituyen el prospecto Vicuña Muerta. a) Facies de grano medio con fenocristales de feldespato potásico, plagioclasa y cuarzo inmersos en una pasta de grano medio de similar mineralogía; b) Dacita asociada a la facies de grano fino. Detalle de un enclave desmembrado con forma subredondeadas (flecha); c) Facies de grano muy fino en contacto con granitoides de la caja del Complejo Eruptivo Oire. Se observa una zona de falla que atraviesa las facies de grano fino con alteración hidrotermal; d) Aspecto general de las facies de grano medio con fenocristales de sanidina, plagioclasa y cuarzo en una pasta afanítica; e) Drusa de cuarzo en zona de fracturas abiertas de la facies de grano fino; f) Dique riolítico intruído en granitoides. CEO: Complejo Eruptivo Oire; Facies MF: facies de grano fino; Facies MMF: facies de grano muy fino

Figura 9: Fotomicrografías de secciones delgadas de las facies que componen el prospecto Vicuña Muerta a nicoles cruzados. Se utiliza las abreviaturas propuestas por Whitney y Evans (2010) para indicar las fases minerales. a) Facies de grano medio de textura porfídica con fenocristales de Kfs, Pl, Qz y Bt inmersos en una pasta de similar mineralogía y de grano medio; b) Variación textural facies de grano medio con fenocristales de Kfs y Qz con sobrecrecimientos; c) Facies de grano fino con fenocristales de Qz con engolfamientos, Kfs y Pl alterada inmersos en una pasta de grano fino; d) Contacto entre la facies de grano fino y una dacita. Se observa un microdique de dacita en la riolita. Notar la sección romboédrica de un fenocristal Amp. TD: Dacita; MF: facies de grano fino; e) Facies de grano muy fino con fenocristales de Kfs, Qz y Pl inmersos en una pasta felsítica; f) Detalle de un fenocristal de Qz de la facies de grano muy fino con engolfamientos y concentración de cuarzo de grano muy fino en los bordes (flecha blanca); g) Pórfido riolítico con alteración hidrotermal: matriz cuarzo-sericítica y fenocristales de Qz euhedral, Bt y Fsp (pseudomorfo) intensamente alterado a sericita-minerales de arcilla; h) Dique riolítico con fenocristales de Kfs, Pl y Bt inmersos en una pasta microcristalina.

Pórfidos riolíticos
Se identificaron tres facies de pórfidos riolíticos sobre la base de observaciones de campo y rasgos texturales al microscopio (Fig. 9): de grano medio, de grano fino y finalmente de grano muy fino (Figs. 5 y 7a). En general, predomina la textura porfídica con algunas características comunes entre los fenocristales de las distintas facies del prospecto. Varían muy poco en cuanto a la composición mineralógica y la diferencia principal radica en la textura de la pasta. En este sentido, el adjetivo textural de las denominaciones corresponden al tamaño de los minerales que conforman la pasta (medio, fino, muy fino, Hibbard 1955). Las abreviaturas utilizadas para la denominación de los minerales identificados en el análisis petrográfico son las propuestas por Whitney y Evans (2010).
Facies de grano medio: Corresponde a la facies de mayor distribución areal y aflora en los sectores norte y central del prospecto (Fig. 5). El contacto con el pórfido riolítico de grano fino es transicional. En las serranías norte y sur, la facies de grano medio está en contacto con granitoides del Complejo Eruptivo Oire y éstos conforman el techo del intrusivo. En el borde oriental del prospecto, el contacto con gabros y granitoides es del tipo intrusivo y neto (Figs. 5, 7a, b). En algunos sectores se observa un intenso fracturamiento y desarrollo de fracturas y fallas subverticales con escaso desplazamiento. A estas estructuras se asocian venillas y venas abiertas rellenas de cuarzo (drusas) de hasta 10 cm de espesor. En la parte central del prospecto, el pórfido de grano medio (Fig. 8a) está atravesada por numerosas fracturas que exhiben un patrón de alteración hidrotermal zonal: drusa de cuarzo en el centro que pasan a una zona de argilitización y sericitización hacia los bordes más externos. El espesor de estas zonas varía desde el orden del centímetro hasta el metro. En sectores con sistemas de fracturas en flor, el tamaño de grano del pórfido riolítico es más fino y presentan intensa alteración hidrotermal con cristales diseminados de pirita y molibdenita subordinada.
Desde el punto de vista petrográfico, la facies de grano medio tiene textura holocristalina porfídica de grano medio a grueso con fenocristales de plagioclasa, ortoclasa y cuarzo como minerales esenciales. Los minerales accesorios son biotita, titanita, circón y minerales opacos. La pasta está compuesta por albita, ortoclasa, cuarzo y minerales opacos. La pasta (1 a 2 mm) es de grano medio con escasas texturas de desmezcla e intercrecimientos de cuarzo-feldespato potásico (Fig. 9a). Los fenocristales de ortoclasa (5,4 a 6,0 mm) tienen forma subhedral a anhedral, maclados y algunos con textura micropertítica e inclusiones de feldespato potásico y plagioclasa. Los fenocristales de albita (1,0 a 2,0 mm) tienen forma subhedral, maclados, zonados y están en menor proporción que el feldespato potásico. El cuarzo (4 a 5 mm) tiene forma subredondeada a redondeada, extinción ondulosa, límpido y con engolfamiento y fracturas. La biotita es el mafito más abundante y está totalmente alterada y reemplazada por minerales opacos, rutilo y muscovita, aunque conserva la forma típica en tablillas.
Dentro de esta facies, se reconoce un grupo de rocas que exhibe variaciones texturales principalmente visibles en la pasta (de grano más fino) respecto del cuerpo arriba descripto. La pasta de éste grupo de rocas se caracteriza por la ocurrencia de abundantes texturas de desmezcla tales como mirmequitas y textura gráfica (Fig. 9b). Además, el tamaño de grano de los fenocristales (de 1,5 a 4,8 mm) es ligeramente más fino.
Facies de grano fino: Aflora en el borde occidental del prospecto y en la entrada de la quebrada que atraviesa la parte central del mismo (Fig. 5). La facies de grano fino está en contacto con la facies de grano medio, de grano muy fino y con granitoides ordovícicos de caja. El contacto con la facies de grano medio es transicional, con la de grano muy fino está cubierto y es neto con la roca de caja. En las proximidades al contacto con la roca de caja, ésta última exhibe alteración hidrotermal del tipo sericítica leve. Al igual que la facies de grano medio, los afloramientos están fracturados (con pátinas de hematita) debido a fallas locales de rumbo E-O y atravesados por venillas de cuarzo gris de rumbo NE-SO. En zonas de fallamiento, la roca constituye cataclasitas y está atravesada por un sistema de venillas de cuarzo paralelas a la traza de falla.
íticas (Fig. 8b). Los enclaves son escasos, de forma subredondeada, tamaño desde 10 a 50 cm y están en contacto neto con el hospedante.
La textura bajo el microscopio de la facies de grano fino es holocristalina porfídica compuesta por fenocristales de albita, ortoclasa, cuarzo y biotita inmersos en una pasta felsítica de grano fino (0,2 a 0,4 mm) con texturas gráficas y mirmequíticas. Minerales opacos y biotita están presentes como minerales accesorios (Fig. 9c). Los fenocristales de albita tienen formas anhedral a subhedral, maclado polisintético característico y alterados a sericita-minerales arcillosos. Se reconocieron dos poblaciones de fenocristales de albita (1,2 a 1,8 mm): una de cristales individuales y otra que conforman glomerocristales. Los fenocristales de ortoclasa (0,5 a 1,0 mm) tienen formas anhedral a subhedral, están maclados y alterados a minerales arcillosos. Los fenocristales de cuarzo (0,6 a 1,5 mm) tienen forma subredondeada y en algunos casos con engolfamientos. Se observan sobrecrecimientos de cuarzo que engloba parcialmente la pasta, semejante a lo descripto para los fenocristales de cuarzo de la facies de grano medio (Figs. 9a, b).
Los cuerpos desmembrados y enclaves de composición dacítica asociados a esta facies tienen textura holocristalina, porfídica a equigranular. Esta dacita está constituida por fenocristales de plagioclasa, biotita y escaso anfíbol inmersos en una pasta de grano fino (0,2 a 0,4 mm) compuesta de plagioclasa zonal, escasa ortoclasa, cuarzo y abundante anfíbol de hábito acicular (Fig. 9d). Contiene titanita, circón, minerales opacos y apatita como minerales accesorios. Los fenocristales de plagioclasa (0,6 a 2,8 mm) tienen formas subhedral a euhedral, frecuentemente con bordes de crecimiento y texturas cribadas. Los fenocristales de anfíbol (0,4 a 1,6 mm) son escasos y se reconocen por su característica sección basal romboédrica, color verde a nicoles paralelos y por su clivaje. El anfíbol de la pasta es de hábito acicular y en algunos casos está parcial a totalmente reemplazada por biotita. Los fenocristales de biotita (0,6 a 1,6 mm) están parcialmente reemplazados por minerales opacos. La relación entre la dacita y la facies de pórfidos riolítico de grano fino es de mezcla de magmas del tipo mecánico (mingling). Se observan contactos del tipo transicional a neto indicando la contemporaneidad de los magmas. Además, se reconocieron microdiques y microenclaves de dacitas en el pórfido riolítico hospedante.
Facies de grano muy fino: Aflora en el borde oriental del prospecto y corresponde a la facies de menor extensión areal. Está en contacto con la roca de caja y con la facies de pórfidos riolíticos de grano medio (Fig. 5). En la ladera oriental del sector norte, esta facies desarrolla boxwork de pirita y está en contacto neto con granitoides de caja (Fig. 8c). En algunos sectores de la facies de grano muy fino se observa un fuerte fracturamiento debido a fallas locales de rumbos E-O y N-S (Fig. 8c). Se reconocieron alteración del tipo cuarzo-sericítica de distribución irregular, frecuentemente asociados a zonas de fallas (Fig. 6). Al igual que en las demás facies, se observa una zonación en la alteración hidrotermal: venas abiertas con desarrollo de drusas de cuarzo (Fig. 8e) y hematita ± óxidos de manganeso en el centro; una zona intermedia con alteración cuarzo-argílica y una zona externa con alteración cuarzo-sericítica ± hematita. Además, la facies de grano muy fino está atravesada por venillas de cuarzo gris del orden del milímetro de espesor y de rumbo NE-SO dominante. Los granitoides ordovícicos que constituyen la roca de caja, también presentan alteración hidrotermal del tipo argílica y silicificación intensa. Los feldespatos están reemplazados por minerales arcillosos y en muchos casos lixiviados resultando en granitoides un aspecto oqueroso.
En algunos sectores de la facies de grano muy fino, es notable el tamaño de los fenocristales de sanidina de hasta 1,5 cm de longitud (Fig. 8d).
ídica con fenocristales de albita, sanidina, cuarzo y biotita inmersos en una pasta microcristalina de grano muy fino (< 0,1 mm) (Fig. 10e) constituida por un agregado de feldespato, cuarzo y minerales opacos. Los fenocristales de albita (1,0 a 2,6 mm) están en menor proporción que sanidina, de forma subhedral, maclados y alterados a sericita-minerales arcillosos. También conforman glomerocristales asociados con biotita alterada. Los fenocristales de sanidina (3,6 a 15 mm) ocurren como agregados de cristales de hasta 1,5 cm de tamaño, subredondeados y maclados. Están alterados a minerales arcillosos y presentan bordes corroídos por la pasta. Los fenocristales de cuarzo tienen distribución bimodal (0,5 a 2,0 mm y de 3,6 a 5,0 mm), ocurren con forma subredondeada y en algunos casos tienen engolfamientos con apariencia de cuarzo esqueletal. En algunos casos los fenocristales de cuarzo tienen sobrecrecimientos de cuarzo muy fino (Fig. 9f), característica que también se advierte en fenocristales de las facies antes descriptas. La biotita está totalmente alterada y reemplazada por agregados minerales opacos, rutilo de grano muy fino y muscovita. Los minerales opacos llegan hasta 0,8 mm de tamaño y están diseminados en la pasta.

Figura 10: Estructuras en el prospecto Vicuña Muerta, proyecciones estereográficas según hemisferio sur e igual-área y puntos con dataciones de trazas de fisión en apatita y U/Pb (Deeken et al. 2006 e Insel et al. 2012). a) Mapa de estructuras del prospecto Vicuña Muerta sobre la base de observaciones de campo y fotointerpretación de imágenes satelitales. Se indica el sentido de movimiento de algunas fallas; b) Modelo estructural propuesto para la zona de estudio. Sistemas de fallas Riedel (R), antiriedel (R`) y P con un sigma uno (σ1) desde el oeste; c) Proyección estereográfica de foliación milonítica de la roca de caja; d) Proyección de fallas y diaclasas; e) Venillas de cuarzo gris y venas abiertas.

Las muestras que exhiben alteración hidrotermal contienen fenocristales de cuarzo y pseudomorfos de feldespato y biotita inmersos en una pasta compuesta por cuarzo, sericita y minerales arcillosos (Fig. 9g). Los fenocristales de cuarzo (de 2,4 a 5,0 mm) tienen formas anhedral a subhedral. Además, se observan parches de cuarzo policristalino. Los fenocristales de feldespato están totalmente alterados a una masa de muscovita de grano fino (sericita) y minerales arcillosos. La biotita conserva la forma en tablillas y está alterada a sericita y contiene exsolución de óxidos de hierro.

Diques riolíticos
Se reconocieron diques riolíticos emplazados en granitoides ordovícicos del borde noroccidental del prospecto (Figs. 5 y 8f) y diques que intruyen a la facies de pórfidos riolíticos de grano medio en el borde oriental. Los diques de la zona noroccidental están en contacto neto con granitoides porfídicos foliados (ONO-ESE) y tienen espesores del orden del metro. En algunos sectores los diques se disponen en forma paralela a la foliación milonítica de los granitoides, pero en general es discordante. El cuerpo principal de cada dique está acompañado por un conjunto de venillas que se emplazan en la roca granítica. Los diques del borde oriental son numerosos y no poseen orientación preferencial. El espesor es variado y miden hasta los 30 cm.
Bajo el microscopio, tienen textura holocristalina porfídica con fenocristales de albita, sanidina, cuarzo y biotita inmersos en una pasta microcristalina felsítica con minerales opacos diseminados (Fig. 9g). Se reconocieron dos poblaciones de fenocristales de albita (0,6 a 2,4 mm): una formada por albita alterada a sericita-minerales arcillosos y otra constituida por cristales subhedrales límpidos, maclados y algunos con zonación. Los fenocristales de sanidina (0,9 a 4,5 mm), en menor proporción que albita, ocurren con formas anhedral a euhedral, maclados y sin alteración. Los fenocristales de cuarzo (0,5 a 2,8 mm) tienen forma subredondeada y con engolfamientos. Numerosas venillas de cuarzo de aproximadamente 0,1 mm de espesor en promedio atraviesan la roca y cuando cortan a los feldespatos, exhiben un halo de alteración del tipo sericítica. La biotita tiene forma subhedral, parcialmente alterada y reemplazada por minerales opacos.
En la zona de contacto de los diques riolíticos con la facies de grano medio, se observa una variación textural de la pasta; es criptocristalina en las proximidades del contacto, mientras que es microcristalina en las zonas más alejadas.

Brechas, venas y vetas hidrotermales
Brechas: Afloran en el borde occidental del prospecto y se alojan en granitos porfídicos (Fig. 6). Presenta alteración argílica intensa y un fuerte venilleo de cuarzo gris. Los afloramientos conforman lentes aislados de no más de 2 m de espesor. Es una brecha polimíctica compuesta por clastos subredondeados a subangulosos de agregados de cuarzo, feldespatos y fragmentos líticos alterados (de 1-3 cm), todos inmersos en una pasta de grano muy fino de color gris blanquecino producto de la alteración argílica intensa.
Venillas, drusas y vetas: Tienen amplia distribución en todo el prospecto, frecuentemente asociadas a zonas de fallas o fracturas con desarrollo de drusas de cuarzo. Las venillas son del orden del milímetro y se advierten principalmente a las facies de grano fino, de grano muy fino y diques riolíticos. Las drusas son de poco espesor y alcanza como máximo 10 cm. Las vetas hidrotermales son escasas y la más importante aflora en el borde sur del prospecto, sobre la margen derecha de la quebrada sur (Fig. 6). Está emplazada en granitoides foliados, aprovechando una zona de fractura previa (presencia de harina de falla). Tiene un espesor aproximado 30 cm y está constituida de cuarzo masivo y bandeado, con inclusiones de fragmentos líticos angulosos de la roca de caja (de hasta 5 cm de tamaño) con alteración intensa. Los fragmentos de roca de caja actúan como núcleos de precipitación de sílice en capas (textura en escarapela). La primera capa es de calcedonia con crecimiento radial a partir de la superficie de los fragmentos de rocas de caja, la segunda capa es de cuarzo masivo de color marrón claro y la tercera capa corresponde a cuarzo cristalino de variedad amatista (colores violáceos claros) y cristal de roca (incoloro).

ESTRUCTURA LOCAL

El cuerpo intrusivo de Vicuña Muerta se encuentra emplazado en el faldeo occidental de las cumbres de Luracatao. Esta última corresponde a un cordón montañoso de rumbo N-S delimitado en sus flancos por fallas inversas de rumbo meridiano y buzamientos opuestos que resultan en una estructura tipo pop up (Hongn et al. 2010). La geometría pop up es el resultado del control de zonas de cizalla previas de edad paleozoica en la estructuración andina (Hongn y Seggiaro 2001, Riller y Hongn 2003, Hongn et al. 2007, 2010). La estructura del borde occidental de las cumbres de Luracatao tiene vergencia hacia el oeste (Figs. 2 y 3) y sobrepone el basamento ígneo del Complejo Eruptivo Oire sobre sucesiones cenozoicas del valle que alberga los salares Pastos Grandes-Centenario-Ratones. La estructura del faldeo oriental de las cumbres de Luracatao, en el valle homónimo (depresión tectónica), tiene buzamiento hacia el oeste (45°-65°) y sobrepone granitos del Complejo Eruptivo Oire sobre el subgrupo Santa Bárbara y Formación Quebrada Los Colorados (Payrola et al. 2009).
El emplazamiento de magmas miocenos vinculados a estructuras del Paleozoico inferior del basamento, reactivadas durante el ciclo Andino, ha sido propuesto en primer término por Hongn (1995) y posteriormente por Hongn y Seggiaro (2001). Para la zona de estudio, la distribución, orientación y geometría de las fallas que involucran la roca de caja y Vicuña Muerta, sugieren un sistema estructural transtensivo sinestral con componente de rumbo NO-SE (Figs. 10a, b). La dirección de las fallas principales de rumbo NO-SE que delimitan los bordes de Vicuña Muerta, coincide con el rumbo de la foliación milonítica de los granitoides de caja (Figs. 10c, d). Asociadas al sistema transtensivo sinestral, se observan fallas y fracturas con rumbo OSO-ENE a las que se vinculan rellenos de drusas y venillas de cuarzo. Las estructuras de rumbo OSO-ENE fueron afectadas por un nuevo juego de fallas de rumbo aproximadamente SSO-NNE. Finalmente se observa un tercer grupo de fallas de rumbo NO-SE (Fig. 10a). En un sistema de fallas conjugadas tipo Riedel, las fallas de rumbo OSO-ENE corresponderían a las sintéticas (R), las fallas de rumbo SSO-NNE a las antitéticas (R') y las fallas de rumbo NO-SE corresponderían a las P (Fig. 10d).
Las fracturas con relleno en drusas y venillas de cuarzo tienen dirección ONO-ESE dominante (Fig. 10e). En principio podrían corresponder a un sistema de fracturas P y representarían la última etapa evolutiva tanto del sistema tectónico como magmático (etapa hidrotermal). Para el juego de venillas de cuarzo se ajustaría muy bien; sin embargo para las fracturas de relleno con drusas de cuarzo, el modelo propuesto sugiere fracturas abiertas en dirección NO-SE. Son escasas las fracturas abiertas registradas en esa dirección, en general predominan las fracturas con dirección NNO-SSE (Fig. 10e). Probablemente, debido a que el sistema de rumbo alcanzó un grado evolutivo importante, las fracturas abiertas con drusas de cuarzo estarían rotadas en sentido antihorario hasta su posición actual.
La alteración hidrotermal en la mayoría de los casos se asocia a zonas de falla o de fuerte diaclasamiento (Fig. 6). Así, las fracturas debido al fallamiento o fracturación hidráulica, fueron el principal medio de migración de fluidos hidrotermales debido a la permeabilidad primaria casi nula de las rocas de caja.
Se destaca que la edad de Vicuña Muerta es consistente con los datos de trazas de fisión obtenidos por Deeken et al. (2006) (CO1, CO4 y CO7 de la Fig. 10). Sin embargo, los datos de algunos puntos registran una edad más antigua (56,4±0,2 Ma, punto CO7), tanto como Eoceno temprano (Fig. 10). La edad eocena temprana está de acuerdo con los datos de exhumación obtenidos por DeCelles et al. (2007) y Carrapa y DeCelles (2008) para las sierras de Macón y filo de Copalayo.

GEOQUÍMICA

Con la finalidad de clasificar las facies asociadas a los intrusivos de Vicuña Muerta, se analizaron los elementos mayoritarios y trazas de 5 muestras: cuatro corresponden a las facies riolíticas y una a las dacítica (cuadro 1). Las muestras VM-12-1 y VM-45 corresponden a la facies MM, la muestra VM-42 a la facies MF y la muestra VM-22 a la facies MMF. La muestra VM-44-C es una dacita (enclave) asociadas a la facies MF y la muestra VM-45 pertenece a la facies MM que exhibe variaciones texturales en la pasta.

Cuadro 1: Análisis geoquímico de elementos mayoritarios y traza de las distintas facies del Prospecto Vicuña Muerta. Fe total como FeOt.

En general, las rocas analizadas del prospecto Vicuña Muerta tienen altos contenidos de SiO2 (75,87 a 77,36 %p) con poca variación entre las distintas facies. En el diagrama TAS (álcalis totales vs sílice, LeBas et al. 1986) las facies del intrusivo clasifican como riolitas y los enclaves como traquidacitas (Fig. 11a). Todas pertenecen a la serie calcoalcalina alta en potasio según el diagrama SiO2 vs K2O de Peccerilo y Taylor (1976) (Fig. 11b). Tanto enclaves como las facies riolíticas tienen altos contenidos de K2O y Na2O.

Figura 11: Características geoquímicas de los pórfidos riolíticos y enclaves. a) Diagrama TAS (LeBas et al. 1986) dónde se grafican las muestras analizadas; b) Diagrama SiO2 vs K2O (Peccerilo y Taylor 1976). Las muestras se ubican en el campo de la serie calcoalcalina rica en potasio.

DISCUSIÓN

Estructuración cenozoica y emplazamiento del prospecto Vicuña Muerta
La evolución tectónica cenozoica del noroeste argentino es el resultado del acortamiento cortical relacionado a la subducción de la placa de Nazca por debajo de la Sudamericana (Jordan et al. 1983). Estudios previos han demostrado que la deformación, sedimentación y acortamiento cortical del Eoceno-Oligoceno tuvieron lugar en distintas localidades de la Puna (Coutand et al. 2001, Carrapa et al. 2005, del Papa et al. 2013, Insel et al. 2012) a través de una amplia franja de 250 km, desde la cordillera de Domeyko (Arriagada et al. 2006) hasta el Valle Calchaquí (Hongn et al. 2007, Payrola et al. 2009). Para la zona de estudio, borde oriental de la Puna Austral y su transición a Cordillera Oriental, sobre la base de datos de termocronómetros (ej., trazas de fisión en apatita y sistema U-Th/He, Deeken et al. 2006, Haschke et al. 2005, Carrapa et al. 2005), se han documentado periodos con altas tasas de exhumación para un mismo lapso de tiempo en distintas localidades (Fig. 12). El inicio del levantamiento de la sierra de Macón (Jordan y Mpodozis 2006, Carrapa y DeCelles 2008, Carrapa et al. 2009), cumbres de Luracatao (Haschke et al. 2005, Paylora et al. 2009) y Colomé (Deeken et al. 2006) en el Valle Calchaquí tuvo lugar durante el Eoceno. La evolución de las cuencas de antepaís también ha sido compleja en estilo (Hongn et al. 2007). Se han propuesto cuencas de antepaís con avance hacia el este de la deformación (ej., DeCelles y Horton 2003, Carrapa y DeCelles 2008, Carrapa et al. 2011b) y del tipo segmentada (ej., Coutand et al. 2001, Hongn et al. 2007, del Papa et al. 2004, 2013, Hain et al. 2011). La estructuración de la cuenca segmentada contempla levantamiento asimétricos, rotación de bloques, depocentros localizados, controlados parcialmente por la reactivación de heterogeneidades (ej., zonas de cizalla) pre-existentes del basamento (Hongn et al. 2007, 2010, Carrapa et al. 2013, Insel et al. 2012). La reactivación de zonas de deformación dúctil y frágil heredadas podría explicar las diferencias en cronologías y magnitud de la exhumación, como ya ha sido manifestado en investigaciones previas (ej., Coutand et al. 2001, Haschke et al. 2005, Hongn et al. 2007, DeCelles et al. 2007, Hongn et al. 2010, Insel et al. 2012). Uno de los aspectos en los que la gran mayoría de las investigaciones coinciden es el comienzo del levantamiento Eoceno a Oligoceno para la zona de estudio. Para esos tiempos (~65-45 Ma) se habría producido la exhumación de la sierra de Macón y un relieve incipiente de las cumbres de Luracatao (proto-límite Cordillera Oriental- Puna, Deeken et al. 2006). Esto implica que para el Paleoceno-Eoceno temprano, la zona de Pastos Grandes ya estaba sometida a acortamiento mientras que en el valle de Luracatao, las depresiones generadas por las estructuras extensionales relacionadas al rift cretácico todavía estaban activas. Durante el Eoceno medio se depositan las Formaciones Geste en la Puna y Quebrada Los Colorados en Cordillera Oriental (Hongn et al. 2007, Payrola et al. 2009). Al mismo tiempo, el filo de Copalayo se habría exhumado parcialmente a través de una estructura ciega interpretada sobre la base de procedencia y estratos de crecimiento vinculados a una cuenca del tipo wedge-top basin (Carrapa y DeCelles 2008) (Fig. 13a). La composición de clastos líticos de los conglomerados y la dirección de paleocorriente (Carrapa y DeCelles 2008) de la Formación Geste indican un área de aporte principalmente desde la sierra de Macón, hecho que permite interpretar que las cumbres de Luracatao no representaba un elemento positivo importante. El incipiente levantamiento de las cumbres de Luracatao (56,4±0,2 Ma, Figs. 5 y 12) entre los 55 y 30 Ma (Haschke et al. 2005, Deeken et al. 2006) con bajas tasas de exhumación (<0,1 mm/año, Deeken et al. 2006, Coutand et al. 2006) permitió la depositación de la Formación Geste en un ambiente húmedo (Alonso 1992) con áreas de aporte principalmente desde el oeste (sierra de Macón). Por otro lado, se habrían depositado los sedimentos de base de la Formación Quebrada Los Colorados en el Valle de Luracatao en un ambiente de llanura de inundación con canales de arena y grava (del Papa et al. 2013). Estos sedimentos exhiben estratos de crecimiento y áreas de proveniencia principalmente desde el este (granitoides del Complejo Eruptivo Oire y metamorfitas de bajo grado, Payrola et al. 2009).

Figura 12: Cuadro litoestratigráfico de las principales unidades de la cuenca de Pastos Grandes, valles de Luracatao y Calchaquí. Se grafican datos de exhumación en granitos del Complejo Eruptivo Oire y zonas aledañas. Modificado de Payrola et al. (2009) y del Papa et al. (2013).

Figura 13: Bloque-diagrama esquemático OSO-ENE aproximadamente a los 25° de latitud donde se interpreta la evolución tectónica y magmática del prospecto Vicuña Muerta durante el Eoceno - Mioceno inferior. a) Deformación eocena, reactivación de estructuras paleozoicas retrovergentes, sedimentación de la Formación Geste en la Puna y Formación Quebrada Los Colorados en Cordillera Oriental; b) Deformación miocena inferior, reactivación y generación de fallas. Instauración de un sistema transtensivo sinestral parcialmente controlada por una zona de cizalla NO-SE, ascenso y emplazamiento de cuerpos magmáticos del prospecto Vicuña Muerta, estructuración y alteración hidrotermal asociadas. Interpretaciones basadas en Alonso (1992), Deeken et al. (2006), Carrapa y DeCelles (2008), Payrola et al. (2009), Hongn et al. (2010) y del Papa et al. (2013).

Según los datos obtenidos por Haschke et al. (2005) y Deeken et al. (2006) sobre la base de edades de trazas de fisión en apatita en granitos del Complejo Eruptivo Oire próximos a Vicuña Muerta, indican que la deformación en las cumbres de Luracatao comenzó a los 26 Ma con un período de rápido enfriamiento y tasa de exhumación (0,44 a 0,60 mm/año) entre los 20 y 16 Ma (Figs. 12, 13b y 14). En este último lapso tuvo lugar el emplazamiento de las facies que componen Vicuña Muerta (18,9±0,5 Ma) a través de una estructura de rumbo NO-SE, parcialmente controlada por la traza de una faja de cizalla paleozoica inferior. Similares edades de exhumación han sido registradas para la zona de Angastaco (Coutand et al. 2006), borde oriental de las cumbres de Luracatao, Colomé, Nevado de Palermo (Pearson et al. 2012, Deeken et al. 2006) y en la zona de Tin Tin (del Papa et al. 2013). Con el rápido levantamiento de las cumbres de Luracatao (barrera orográfica de más de 2000 m, Vandervoort et al. 1995, Sobel y Strecker 2003, Coutand et al. 2006) se produce una serie de eventos en la región: (1) fallamiento de rumbo y emplazamiento de los pórfidos de Vicuña Muerta; (2) depositación de la Formación Catal e instauración de un drenaje interno en la Puna con depositación de extensos mantos salinos de la Formación Pozuelos (Alonso 1992); (3) fin de la depositación de la Formación Quebrada Los Colorados en el Valle de Luracatao (segmentación de la cuenca, Coutand et al. 2006, Deeken et al. 2006) y depositación de la base de la Formación Angastaco constituido por conglomerados basales provenientes de granitoides del Complejo Eruptivo Oire (Deeken et al. 2006, Coutand et al. 2006, del Papa et al. 2013, Carrapa et al. 2011b).

Eventos magmáticos e hidrotermales. Relación con la evolución tectónica
En base a observaciones de campo, petrográficas, estructurales y estudios previos de trazas de fisión en apatita y modelos termales de la roca de caja circundante al prospecto Vicuña Muerta (Fig. 10) obtenidos por Deeken et al. (2006), se interpretó y determinó la secuencia temporal de los eventos de intrusión para las distintas facies de pórfidos riolíticos reconocidos. En este sentido, se reconocieron tres etapas principales. Debido a la posición cercana entre los intrusivos de Vicuña Muerta y los puntos con datos de trazas de fisión en apatita (Fig. 10), se considera que las trazas de fisión de éstos últimos experimentaron un proceso de sutura parcial (temperatura de cierre ~110 °C) por transferencia de calor desde los intrusivos o bien por la actividad hidrotermal posterior. Casos similares han sido registrados por Tosdal et al. (2003) y Filip et al. (2007); de hecho los datos de trazas de fisión han sido utilizados para la ubicación temporal de eventos hidrotermales. En este sentido, los datos de trazas de fisión y modelos termales obtenidos por Deeken et al. (2006) son válidos y aplicables para Vicuña Muerta.
El total de rocas erosionadas (tasa de erosión general 0,1 a 0,6 mm/a, Deeken et al. 2006 y Haschke et al. 2005) de las cumbres de Luracatao entre los 20 y 16 Ma es de 1600-2500 m (ΔH) para una densidad de flujo calórico de 50 mW/m² (Deeken et al. 2006). Una rápida exhumación de las cumbres de Luracatao se registra entre los 22,5 y 20 Ma evidenciada por altas tasas de enfriamiento según los modelos termales obtenidos a partir de trazas de fisión (Fig. 13b, Deeken et al. 2006). Durante este período de tiempo, se habría producido un fallamiento de rumbo NO-SE transtensivo sinestral, de geometría anastomosada (Fig. 10) y controlada parcialmente por la traza de una zona de cizalla paleozoica inferior (Fig. 13b). La dirección y la cinemática de la falla es consistente con los grandes lineamientos en el ámbito de la Puna, por ejemplo Calama-Olacapato-El Toro ubicado al norte (Allmendinger et al. 1983, Jordan et al. 1983, Acocella et al. 2011, Petrinovic et al. 2010, Norini et al. 2013, entre otros) y Molinos-Ratones-Cerro Navarro al sur (Allmendinger et al. 1982, Alonso et al. 1984, Salfity 1985, Hongn y Seggiaro 2001). La geometría y cinemática de la falla de rumbo favoreció a la intrusión de la totalidad de las facies riolíticas de Vicuña Muerta. La continuidad en el tiempo del régimen tectónico (22,5 a 16 Ma según edades y modelos termales de trazas de fisión), dónde se registran altas tasas de exhumación, permitió el ascenso y emplazamiento de múltiples pulsos de magmas de composición riolítica dominante en condiciones cambiantes del entorno.
Primera etapa: Se inicia con la intrusión de la facies porfídica de grano medio en dos pulsos magmáticos (Fig. 14a) consecutivos en granitoides y gabros del Complejo Eruptivo Oire. El primer pulso conforma un stock en niveles superiores de la corteza, aproximadamente a 2-4 km de profundidad. Inmediatamente, el primer pulso de la facies de grano medio es intruida por un segundo pulso magmático (Fig. 14b) de similar composición. El segundo pulso, al intruirse en un medio con temperaturas similares permitió por un lado una continuidad en el crecimiento de fenocristales de plagioclasa, feldespato potásico y cuarzo, y por otro lado, el desarrollo de una pasta de grano medio (Fig. 10a). Se asume la existencia de un remanente de fundido sin cristalizar (similar a un estadio de mush) para ambos pulsos magmáticos de la facies de grano medio. Es probable que previo a la intrusión de la facies de grano medio, haya ocurrido una cristalización temprana de fenocristales de cuarzo y feldespato potásico en una cámara magmática profunda. Los fenocristales continuaron su crecimiento en desequilibrio bajo nuevas condiciones de P-T, luego del emplazamiento de los intrusivos.

Figura 14: Sección esquemática donde se observa la evolución tectono-magmática del prospecto Vicuña Muerta. a y b) Primera etapa: intrusión de un stock porfídico riolítico (facies MM) en dos pulsos consecutivos y posterior levantamiento ΔH1 y erosión de una porción de las rocas suprayacentes; c) Segunda etapa: intrusión de la facies de grano fino en la zona oeste del sistema, posterior levantamiento ΔH2 y erosión de una porción de las rocas suprayacentes; d) Tercera etapa: intrusión del pórfido riolítico de grano muy fino y diques riolíticos asociados en el borde occidental del sistema y en zonas más profundas en el borde centro-este del sistema. Alteración argílica y silicificación e intrusión de venillas, brechas y vetas de cuarzo; e) Correlación de los eventos magmáticos con la configuración geomorfológica actual (imagen DEM - superposición con imagen satelital).

En un lapso de tiempo breve (t1= 19,1±0,8 Ma sobre la base de trazas de fisión en apatita, Fig. 10, Deeken et al. (2006), Insel et al. (2012)), se produce una nueva etapa de exhumación del basamento paleozoico-intrusivos (parcialmente cristalizado) y erosión de una porción de las rocas suprayacentes (ΔH1, Fig. 14b) producto de la evolución del sistema estructural regional y local. La diferencia del nivel estructural (ΔH) y el enfriamiento propio del sistema magmático (estadio de mush), produjeron una nueva variación en las condiciones (ΔP1 - ΔT1 en t1) de cristalización afectando principalmente al primer pulso de la facies de grano medio. La respuesta a las nuevas condiciones P-T del sistema magmático se observa principalmente en el primer pulso a través de la ocurrencia de fenocristales en desequilibrio, abundante texturas de desmezclas y variación textural de la pasta (de grano más fino). Esto último resulta de una mayor nucleación y menor desarrollo de cristales. Las escasas texturas de desmezcla advertidas en el segundo pulso de la facies de grano medio respecto del primero, sugiere que el segundo pulso no fue afectado en forma importante por las nuevas condiciones. Se estima que la tasa de transferencia térmica de este pulso fue menor que la del primer pulso, probablemente debido a que no se encontraba en contacto directo con la roca de caja (Figs. 5, 14b, c).
El levantamiento continuo estaría relacionado al mismo sistema de esfuerzos que controló el emplazamiento del primer stock. Las cumbres de Luracatao se comportarían a nivel regional como un sistema tipo pop-up (Hongn et al. 2010) con fallamiento inverso de buzamientos y vergencias opuestas en sus flancos (Figs. 2, 4 y 13).
Probablemente, la intrusión de las facies de grano medio produjo una leve alteración de tipo sericítica incipiente en el borde norte del prospecto (Fig. 6). La zona de alteración sericítica incipiente tiene forma de arco concéntrico y está restringida al borde norte de Vicuña Muerta. La distribución de la alteración sericítica habría estado controlada por las primeras fallas generadas al momento de la intrusión, es decir, aquellas que rodean a Vicuña Muerta.
Segunda etapa: Intrusión de las facies de pórfido riolítico de grano fino con escaso contenido de enclaves dacíticos en el borde occidental del sistema (Fig. 14c). La relación y distribución de ambas litologías sumadas a las características texturales bajo el microscopio, indican procesos de mezcla de magmas de tipo mecánico (mingling). Un nuevo movimiento tectónico (18,7±0,9 Ma sobre la base de trazas de fisión, Fig. 10, Deeken et al. 2006) produjo un levantamiento (ΔH2) de las cumbres de Luracatao y del sistema magmático en conjunto resultando en un cambio en las condiciones de cristalización de la facies de grano fino. Esto explicaría el desarrollo de una textura de grano más fino de la pasta de la facies de grano fino y la presencia de abundantes fenocristales en desequilibrio con la misma. No se descarta que la tasa de enfriamiento (ΔT2) aumentara rápidamente, ya que la facies de grano fino se intruye entre las facies de grano medio y la roca de caja relativamente fría (110-120 °C basado en modelos termales de trazas de fisión con un gradiente geotérmico ~18°C/km, Deeken et al. 2006). A medida que el sistema transcurrente evolucionaba, se generaron fallas y fracturas que permitieron la migración y alteración hidrotermal de tipo fílica en la parte superior del sistema.
Tercera etapa: Intrusión de un nuevo pulso de magma riolítico dando lugar a la facies de grano muy fino y diques riolíticos asociados (Fig. 14d). El desarrollo de fenocristales del orden del centímetro (hasta 1,5 cm, Figs. 10e, f) sugiere un tiempo de residencia mayor en la cámara magmática antes de su ascenso y posterior emplazamiento. Además, el desequilibrio de los fenocristales con la pasta y la presencia de una población de menor tamaño de fenocristales, son evidencias de un estadio inicial relativamente profundo y posterior evolución en zonas más someras. En la última etapa del sistema se produjeron fracturamiento, brechamiento, formación de venillas y vetas de cuarzo, alteración hidrotermal argílica y silicificación en el borde occidental de Vicuña Muerta (Fig. 6). Hasta el momento no hay datos suficientes para asignar estos procesos hidrotermales a la intrusión de las facies de grano muy fino. Sin embargo, el hecho que la facies de grano muy fino está alterada hidrotermalmente, atravesada por venillas de cuarzo gris y debido a que su posición es cercana con zonas de alteración hidrotermal de la roca de caja (argílica y silicificación), brechas y vetas de cuarzo permiten vincular genéticamente la facies de grano muy fino con los procesos de alteración hidrotermal mencionados. En general, las alteraciones hidrotermales se restringen a zonas de fallas locales (Figs. 6 y 10).
Finalmente, en la figura 14e se presenta un esquema con las relaciones espaciales de los distintos eventos intrusivos y el estado actual.

CONCLUSIONES

La integración de distintas metodologías utilizadas en forma complementaria: tratamiento de imágenes satelitales, trabajo de campo, estudios petrográficos, geoquímicos y análisis estructural, permitieron alcanzar un conocimiento integral del sistema magmático silíceo y alteraciones hidrotermales asociada al prospecto Vicuña Muerta.
Se identificaron tres cuerpos porfídicos subvolcánicos independientes y emplazados en tres estadios denominados en este trabajo como facies de grano medio, fino y muy fino. Se reconocieron alteraciones hidrotermales del tipo cuarzo-sericítica, argílica y silicificación. Las alteraciones tienen una distribución espacial irregular y en la mayoría de los casos están asociadas a zonas de falla o de fuerte diaclasamiento. Las fracturas fueron el principal medio de migración de fluidos hidrotermales ya que las características de la roca de caja no permitieron otro tipo de migración (permeabilidad primaria casi nula). La mineralización de molibdenita-pirita es diseminada y sólo se registró en las proximidades de zona de fallas vinculadas a las facies de grano medio, en la parte central del prospecto.
La configuración geométrica heterogénea pre-andina del basamento del borde oriental de la Puna Austral, jugó un papel fundamental en la estructuración del las cumbres de Luracatao en distintas etapas del ciclo Andino. En este sentido, el tipo de sistema estructural que controló el emplazamiento de los magmas asociados al prospecto Vicuña Muerta fue a través de una falla de geometría anastomosada y de rumbo NO-SE transtensivo sinestral, cuya traza es coincidente con la traza de una zona de cizalla paleozoica inferior. La estructuración debido a la tectónica regional y local (22-16 Ma), ocurrió en forma contemporánea con el emplazamiento de los distintos pulsos magmáticos que componen el prospecto Vicuña Muerta (18,9 Ma) que resultan en variaciones locales en el nivel de emplazamiento (relieve positivo). Estos procesos, continuados en el tiempo, están reflejados en las características texturales de las distintas facies. Asociado al sistema transtensivo, se produjeron fallas del tipo cola de caballo en la roca de caja y sistemas de fallas R, R´ y P en el cuerpo intrusivo. Probablemente la falla de rumbo habría actuado como una zona de transferencia de cabalgamientos que superponen a los granitoides del Complejo Eruptivo Oire sobre la cobertura terciaria hacia el este (Figs. 2 y 3) en el valle de Luracatao.
Los hechos cronológicos tectónicos y la sedimentación en la transición Puna-Cordillera Oriental no son del todos comprendidos debido a la evolución compleja de las cuencas (Hongn et al. 2007) y al control de estructuras heredadas en la configuración tectónica desde el Eoceno hasta la actualidad.

AGRADECIMIENTOS

Los autores quieren agradecer al CIUNSa y a la Facultad de Ciencias Naturales, Escuela de Geología, UNSa, por el apoyo brindado durante el desarrollo del trabajo de Tesis Profesional (NS), al SEGEMAR por proveer las imágenes satelitales ASTER. Al Geólogo Ricardo Pereyra y Alejandro Nieves de la UNSa por el procesamiento de las muestras y por los excelentes análisis geoquímicos. A la empresa Borax S.A. por el apoyo prestado durante las tareas de campo. A los árbitros anónimos, a los editores Dr. Eduardo Zappettini y Dra. Carmen Martínez Dopico por las pertinentes observaciones que mejoraron sustancialmente la calidad de la versión final del manuscrito.

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Recibido: 25 de julio, 2014
Aceptado: 14 de julio, 2015