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Tesis de Posgrado

Caracterización petrológica delCaracterización petrológica delplutón granítico de Chita,plutón granítico de Chita,

Departamento Iglesia, Pcia. de SanDepartamento Iglesia, Pcia. de SanJuanJuan

Sato, Ana María

1989

Tesis presentada para obtener el grado de Doctor en CienciasGeológicas de la Universidad de Buenos Aires

Este documento forma parte de la colección de tesis doctorales y de maestría de la BibliotecaCentral Dr. Luis Federico Leloir, disponible en digital.bl.fcen.uba.ar. Su utilización debe seracompañada por la cita bibliográfica con reconocimiento de la fuente.

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Cita tipo APA:Sato, Ana María. (1989). Caracterización petrológica del plutón granítico de Chita, DepartamentoIglesia, Pcia. de San Juan. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad de BuenosAires. http://digital.bl.fcen.uba.ar/Download/Tesis/Tesis_2250_Sato.pdf

Cita tipo Chicago:Sato, Ana María. "Caracterización petrológica del plutón granítico de Chita, Departamento Iglesia,Pcia. de San Juan". Tesis de Doctor. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad deBuenos Aires. 1989. http://digital.bl.fcen.uba.ar/Download/Tesis/Tesis_2250_Sato.pdf

H"H,

%\ . UNIVERSIDAD DE BUENOS AIRES// FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS Y NATURALES

¿uUÁJLI' .4.) .'".J .11

Par Lic. Ana Maria SATO

Director: Dr. Eduardo Jorge LLAMBIAS

Lugar de trabajo: Depto. Geologia, Fac. Cs. Ex. y Nat5.,Secretaria de Mineria de la Nación.

,22’10­¿53:02­

TESIS PRESENTADA PARA OPTAR AL TITULO DEDOCTOR EN CIENCIAS GEOLOGICAS

— 1989 ­

SINTESIS 1

1.1 INÏRODUCCION . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . r

1.1.. ¡"lar'czm meolúqfi (rn v (Jlfvielíi vos . . . . . . . . . .. . . . u . . . . . .. . ..1.2. larvas realizadas y metodologías seuuidas . . . .. . . .. nINE. Ubicación del área de estudio . . . . . . .... . . . . . . . . .. 9I.4.mFisinurafia del área de estudie .....r............ 11

II.- ANTECEDENTES GEOLOGICOS EN'LOS ALREDEDORES DEL AREA DEESTUDIO................................................ 15III.- GEOLOGIA DE LOS ALREDEDORES DE LA QUEBRADADE CHITA ... 18

Ill.i.m Afioramiento aislado de sedimentitas de edadincierta ................. . . . . ........ . . . . . . .... iHIII.?.— Formación Cerrn AguaNegra ........... . . . . . . . . .. 21111.5,“ Rocas magmátícas nenpaleozmicas ......... . . . . . .. 25111.4.wfincas volcánicas cenuzeicas . . . . . . . ............. 3?111.5.m Svdimentos mndernos . . . . . . . . . ......... . . . . . . . . .. 34

IV.— GEOLOGIA DEL PLUTON GRANITICO DE CHITA . . . . . . . . . . . ..

[V.i.w Forma del plutón ............... . . . . . . . . u. . . n. . .. 57IV.H." E] contacto — la caja ... . . . . . . . . . . . . . ... . . . . . . . .. 4]1V.3.n Cronologia interna del plutón ........ . . . . . . . . .. 46

a) Diquesde microdiorita ............. . . . . . . . . .. 46h) Granito, diques leucocráticos, lentes

pegmaiiticosy aplïticos ..................... 47c) Alteraciónmmineralización de qreisen . . . . . .... Sid) Diquesdeaplita ............................. 56e) Diquesde riolita ....... . . . . . . . . . . . .....n.... 57f) Diquesbásicos... . . . . . ....................... 58g) Diquesde riolita de baja silice .... . .. . ...... ólh) Vetasde cuarzo-fluorita..................... 64

IU.4._ [nhrusiones posteriores al evento qranítico ".... 69a) Neckdediabasa.............................. 69h) Diquesdaciticos cenozoicos.................. YU

V.- COMPOSICION MODAL DE LAS UNIDADES GUE INTEGRANAL PLUTONGRANITICODE CHIÏA .............. . . . . . . . . ..... 72

V.i.« Rocas con textura qranosa (granito, inclusinnesbásicas, diques leucocráticos, de aplita. de mi"crndinrifay básicos)............................Diques de riolita de baja sílice .. . . . . . . . . . . . ..... HU

VI.- CARACIERISTICAS TEXTURALES RELACIONADAS A LA CRISTALIZACIONORIOMAGMATICA Y TRANSICIONAL-HIDROTERMAL. INTERPRETACIONGENETICA........... . . . . . . . ...... . . . . . . . . . . ... . . . . . r . . .. Hl

V1.1.“ Introducción . . . . ....... . . . . . . . ... . . . . . . . . . . . .... 81H":V1.2,“Descripción..................................... _i

VI" Urdende oristalizaciún . . . . . . . . ............. ...a) Sistema binario Ab-An . . . . ... . . . . . . . . . . . . . . ...h) Sistema binario Abmür .. . . . . . . . . . . . . . . . , . , fl .. . .,.r2) Si s tema ternar i o An-Abwür . . . . . , . . . . . . . . . . . . . .H) Sistema ternario GwürmAh............ . . . ., . ....el Sistema cuaternario An-Ab-GWUr. . . . . . . . . . . . ..fl Sistema qranitico con componente

1erromaonésico ..... . . . . . . . . . . . . . 1.. . r . . . . _. ..q) lemperaturas de cristalización . , . . . . . . . .. . , ..

V1.4. Unntnn microscópico de los caracteres magmáticmsy lransicionalesmhidrotermales. Determinaciónun] momento de saturación en fase acuosa . . . . . ..Cálculo del contenido acuoso inicial del maqmn..Calculo de la expansion volumétrica del pluton

Vl.fi.mV1.6u"

v del aumento de la sobrepresión interna debidosa quunda ebullición .... . . . . . . . . . . . . . ... . . . >. ..

V1.7. Resultadosy consideraciones........... .. ....VII.- PARAMETRDS TERMDDINAMICDS OBTENIDOS A PARTIR DE

ESTUDIOS DE INCLUSIDNES FLUIDAS EN CRISTALES DEBERILD PROVENIENTES DE UNA MINERALIZACIDN DE GREISEN..

Vllnïl lntrnducción..n.................... . . . . . . . . . ..'Jll.ï'..w Haierial estudiado .... . . . . . . . ... . . . . . . . . . . . . ..Vll.h. Hntndoloqia seguida . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .>. . ..VlI.4.- Resultados obtenidos . . .. ... . . . . . . . . . . . . . . . . . . ..Vll.5.w Consideraciones ................ . . . . . . . . . . l . . ...

VIII.- CARACÏERISTICAS Y EVÜLUCIDNES QUIMICAS DE LAS RDCASGRANITICASY GREISENIZADAS.................. . . . . . . ..

Vlll.i.w Elementosmayoritarios................. .. .VIll.H,_Elementostraza ..............................Vlll.ï.w Consideraciones..... . . . . ... . . . . ............ .

IX.- ALGUNAS CONSIDERACIONES REDLDGICAS ACERCA DE LACRISTALIZACIDN DEL PLUTON GRANITICD DE CHITA

IX.l." Composición. . . . . . ...... .. . . . . . . . . ...............1X.?"w Densidad .... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ..IX.¿. Viscosidad . . . . . . . . . ..... . . . . . n. . . . . . .... . . . . . n.lï.4. Convertivjdad del pluton qraniticn de Chita ..u.lX.5. Acerca de las inclusiones basicas . . . . ..... ...

X.- EDAD Rb-Sr DE LA INTRUSIÜN DEL PLUTDN GRANITICDDECHITA...... . . . . . . . . . ............... . . . . . . . . . . . . n..

X"|.w Introduccion ........ . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ... ....X.2. HcsultadnswaSr y discusion .............. . . .. . ..

XI.- ESQUEMA DE EMPLAZAMIENTD Y CRISTALIZACIDN DELFLUÏON GRANITICD DE CHITA ...... u . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ..

XI.1.- Mecanismode emplazamiento y cristalización . .a) Emplazamiento...... . . . . . ..... ...... . . . . . . ..h) Üristalizacion ....... . . . . . .......... A. . _. . . ..

Xl.2. Secuencia mineraloqica . . . . . . . . . . . . . . . ... . . . . . ..

112114

157

157.58iól164ió”

XT.

XII.- CONCLUSIONES

LISTA DE TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

AGRADECIMIENTOS

Características químicas principales . . . . . _. . . ..

LISTA DE FIGURAS:

"1.7-..- .7I.Q .

1.- Afloramientos del ciclo magmatico gondwanico.2.w Ubicacion del area de estudio.

.C__ai

1:14.1.0 .11I =3." Rocas graniticas de los alrededores de la quebrada de

Chita (1:50.000).4.- Perfiles geológicos.1." Esquemade los batolitos neopaleozoicos en la cordillera

Frontal de San Juan.

CapiÉL} =__6.- Geologia del pluton granitico de Chita (1:25.000).7.- Estructura interna en veta de cuarzo-fluorita.

Qap_i..'c__t_l.1.c2._\!8.- Diagrama GAPde las rocas del pluton granitico de Chita.9.- DiagramaGAPde las rocas pertenecientes a los batolitos

neopaleozoicos de San Juan.10.- Superposición de los campos definidos en las figs. 8 y 9

(35.239.41.23. ELLE­11.- Diagrama binario AbwAn.2." Diagrama binario Ab-Dr.

13." Diagrama ternario An-Ab-Dr.14.— Diagrama ternario G-Ab-Dr.15.- Mínimosternarios para sistema granitico.ió.» Diagrama cuaternario An-Ab-Ü-Ür.17.- Sistema granitico con componente ferromagnesico.18.- Superficies de liquidus subsaturados en agua.

Cp ¿.12nie y .1_1,=.19.- Histograma de temperaturas de homogeneización.20." Curva de disribucion de temperaturas de homogeneización.21.- Floteo ZNaClvs. temperatura de homogeneización.

Qani.__t_u_.1_9.._,y1.1 ,1 =22.- Diagrama Ü-Ab-Ür-HQÜ.23.- Diagrama AFM.2 .— Diagrama NK/A vs. A/CNK.

Diagrama HEÜvs. NaEÜ.Diagrama NaEU-KQÜ-Caü.Diagramas de Harker.Diagrama K/Rb vs. 8102.

- Diagrama K vs. Rb.Diagrama Nh vs. Rb.

- Diagrama discriminante Nb vs. Y.Diagrama discriminante Rb vs. Y+Nb.

Cae; Luismi.X34.- Variación de la densidad segun temperaturas.35.- Variación de la densidad según contenidos de agua.36.“ Variación de la viscosidad según temperaturas.37."'Variacion de la viscosidad según contenidos de agua.38.- Camposconvectivo y no convectivo termicamente.

931122219-,39.w Isocrona Rb-Sr.

L2a_I.J__.í_.ts__1_q._L1

40.- Productos rocosos según contenidos de agua.41.- Camposde estabilidad de los minerales de greisen.

LISTA DE CUADROS:

Qaqitu ..1.9. .51!:.1." Composición modal de las rocas graniticas.

Lia¿tu 1.9.3132.- Resumende los caracteres texturales magmaticos y transi

cionales-hidrotermales.3 y 4.“ Ordende cristalización de minerales principales.5.- Conteo microscópico de los caracteres magmaticos y tran­sicionales-hidrotermales.

Q Jai. .t_U.1____!I__I_l.=_.6.- Composición quimica y normativa del pluton granitico de

Chita.

Qap_i¿cy_l_9'_l.l<_=_7.- Valores utilizados para el calculo de la densidad.

Qa.2.¿l:_t_—!_l_9___>s__:r

8.- Resultados analíticos isotópicos.

gané lep. .XI =9.-.Eyolucion de los minerales en las distintas etapas de lacristalización.

LISTA DE FOTOGRAFIAS:

Emi. ._11___l..1_._1_¿.1 y 2.- Detalle de campo: Sedimentitas flyschoides.3.- Detalle de campo: vista general de la formación Cerro

Agua Negra.

_‘_a.e_i..1:_U.1_9.__I_ï¿¿4.- Detalle de campo: morfología domica del pluton granitico

de Chi ta .5.- Detalle de campo: techo subhorizontal.6.- Detalle ampliado de foto 4.7.- Detalle de campo: stoping a pequeña escala.8 y 9.- Texturas macroscópicas.

10.- Detalle de campo: enjambre de diques basicos.

Qaei..t.t_t.l.911 a 21: Detalles de texturas microscópicas.

SINTESIS

El plutón granítico de Chita (12km x 4km) constituye una

intrusión póstuma dentro de la secuencia del batolito de

CoÍanguil. Se originó comoconsecuencia de la cristalización de

una camara maqmática esencialmente cerrada, emplazada en niveles

poco profundos de alrededor de 1,3km, hacia los 247 i 4 Ma (fase

magmatica San Rafael).

Los parámetros fisico-quimicos (temperatura, densidad,

viscosidad, etc.) indican que luego de su emplazamiento, la

cristalización se produjo en forma convectiva termicamente y

turbulenta hasta muy cerca del ¿OZde cristalización, cuando

habria cesado todo movimiento, de magma. Este comportamiento

reológico explica la homogeneidadcomposicional (mineralógica y

química) y estructural encontrada a través de sus km2 de

afloramiento y 200mde exposición vertical.

El magma, inicialmente subsaturado en agua (0,651 en peso),

alcanzó su saturación (3,62 en peso) hacia los estadios finales

de la cristalización, dando lugar a una etapa de cristalización

transicional (coexistencia magma-fase acuosa supercritica) e

hidrotermal, originando mineralizaciones de greisen.

El fluido supercritico separado ascendió intersticialmente,

alterando la fase previamente cristalizada y acumulandoseen los

sectores apicales. Allí el aumentode la presión de vapor superó

la presión litostatica imperante, y produjo un aumento de volumen

en el plutón, con el consiguiente domamientodel techo.

Quimicamente, el magmaque originó el plutón granitico de

Chita representa el extremo diferenciado de una asociacióncalcoalcalina. La presencia del F fue importante para acentuar el

-1­

caracter peraluminoso en la última etapa de la cristalización y

para concentrar metales tales comoNo, N, Sn y U en la fase

volátil. La cristalización de la muscovita en esta etapa produjo

enriquecimiento en Rb y Nb y empobrecimiento en Sr.

Si bien el plutón de Chita forma parte de un arco magmatico

establecido en el Neopaleozoico, los contenidos de los elementos

mayoritarios y trazas lo asemejan con los granitos anoroqenicos

no peralcalinos (riolitas topacicas) y lo discriminan como

granito de intraplaca.Este comportamientoreflejaría la tectónica local anterior

de fuerte compresión debida a la fase orogenica San Rafael

(Pérmico inferior), que produjo engrosamiento y rigidificación decorteza, seguida de extensión cortical que permitió el

emplazamiento del complejo plutónico de Colanguil.

I. INTRODUCCION

1.1.- MARCOGEOLOGICO Y OBJETIVOS

Los afloramientos de las rocas eruptivas neopaleozoicas,

correspondientes al lapso Paleozoico superior—Triasico inferior,

referidas indistintamente como "Ciclo magmático o eruptivo Gond­

wanico"(Ramos y Ramos, 1979; Llambias et a1., 1984), "Eruptividad

Variscica o Hercinica" (Ouartino y Zardini, 1967), “Magmatismo

Hercinico"(Rapela y Llambías, 1985), "Magmatismo Neopaleozoico"

(Llambias y Caminos, 1986), o mas localmente "Vulcanitas y

plutonitas del ciclo eruptivo Variscico (Caminos, 1979),

presentan amplia distribución en el pais, tanto en sus

representantes plutónicos comovolcánicos.

En la figura 1, resultante de la recopilación bibliográfica

(esencialmente Academia Nacional de Ciencias de Córdoba,

1979,1981, Mapageológico argentino y descripciones de hojas geo­

loqicas), se observa que los principales exponentes se localizan

mayormente en una faja orogénica occidental abarcando varias

provincias geológicas. La compilación detallada de los estudios

realizados en estos terrenos se encuentran en Llambias y Caminos¿

(1986), y una interpretación petrológico-metalogenetica global,I

con la proposición de una Provincia Magmatica Cuyano-Norpatagóni­

ca (PHCN),caracterizada por similares atributos cronológicos,

petrológicos y geográficos, se halla en Rapela y Llambias (1985).

Dentro de dicha provincia magmatica, la Cordillera Frontal

L +

y 34

N’LCRAMENTDS DEL CICLO

¿2 MAGMATICO GONDWANICO

Rocas Plutónicos

V Rocas Volcánica;

SO

Figura 1.“ Afloramientos del Ciclo maqmático Gondwánico.

-14­

constituye una provincia geológica que se caracteriza por exce­

lencia por este maqmatismo.El conocimiento petrológico de sus

rocas es disperso según provincias, siendo Mendozala que cuenta

con mayor detalle geológico, petrografico, geoquimico y de

dataciones radimetricas. Se puedencitar alli los trabajos de Ca­

minos (i965), Dessanti y Caminos (1967), Coira y Koukharsky

(1976), Mpodozis et a1.(1976), Caminos et al.(1979), Caminos

(1979), Linares et al.(1979), entre otros.

En la provincia de San Juan los trabajos fundamentales con

que se cuentan son las descripciones de Guartino y Zardini

(1967), las consideraciones metalogenéticas de Llambias y Malvi—

cini (1966,1969), escasos datos quimicos no interpretados (Llam­

bias y Nalvicini, 1969) y una sola datación radimetrica (Linares

y L1;:m¡bi.=.v5,l 1974).

Con el objeto de aportar con mayores datos para la compren­

sión del emplazamiento y evolución del maqmatismo neopaleozoico

en la provincia de San Juan se ha encarado una investigación en

equipo abarcando distintos sectores del complejo intrusivo (ver

Castro, 1987; Puigdomenech, 1987; Llambias et al., 1987).

En particular, el plutón granitico de Chita, objeto del pre"

sente estudio, si bien es pequeño en sus dimensiones en planta

(12km H 4km), presenta una exposición vertical de alrededor de

lOOOma partir de su techo (debido a la erosión de las quebradas)

y contiene mineralizaciones de greisen en sus sectores mas altos.

Representa la parte mas alta de una camara magmatica poco

profunda, y el estudio se llevó a cabo con el objeto de

establecer su nivel de intrusión, determinar la posible zonación

magmática y comprender los procesos de cristalización yo

evolucion de fase volátil que diera origen a las mineralizaciones

Por otro lado. al reprEsentar este pluton una de las intrusiones

postumasdentro de los batolitos neopaleozoicos de la Cordillera

Frontal de la provincia de San Juan,la determinación de su edad

contribuye a acotar la actividad intrusiva de estos batolitos.

1.2.- TAREAS REALIZADAS Y METODOLOGIAS SEGUIDAS

Aparte de las correspondientes recopilaciones bibliográficas

e interpretaciones previas de fotografias aereas del area de es­

tudio, se llevó a cabo un total de 3 campañas a la zona de

estudio: un reconocimiento de una semana en marzo de 1985, una

campaña de 20 dias en el mes de marzo de 1986 y otra de 35 dias

en los meses de marzo a abril de 1987, incluyendo observaciones

en areas graniticas de otros sectores del mismocomplejo igneo.

En dichos relevamientos se efectuó el mapeo geológico del

plutón granitico de Chita a escala 1:25.000, objeto principal del

presente estudio, asi comootro a escala 1:50.000 incluyendo las

rocas sedimentarias, otros cuerpos graniticos y vulcanitas aflo­

rantes en sus vecindades, abarcando un area total de

aproximadamente 230km2. El mapeo se basó en fotografias aereas

convencionales escala 1:50.000 y 1:20.000, hoja topográfica 19ab

(1:100.000) de 1a Secretaria de Mineria y la hoja topográfica

Guardia Vieja (1:100.000) del Instituto Geográfico Militar. Como

consecuencia de las tareas de campose definió la estratigrafia

local del area estudiada y la estratigrafia ignea interna del

pluton granitico de Chita. El muestreo realiaado abarcó un totalde 219 muestras.

Se realizaron estudios mineralógicos y petrograficos

mediante observaciones a grano suelto, estudios por difracción de

rayos- X (determinaciones de especies minerales y del grado de

triclinicidad del feldespato potásico), medición de indices de

refracción, confección y observación microscópica de alrededor de

170 cortes delgados y 20 cortes pulidos, determinaciones con pla“

tina universal, ensayos de tinción, etc. Dichos estudios tuvieronpor finalidad las determinaciones petrograficas y mineralógicas

de las distintas unidades, tanto litológicas comode yacimientos

aflorantes en el area de estudio, los estudios modales de las ro­

cas, y en especial la determinación y cuantificación de las

texturas producidas por cristalización del granito en etapa

ortomagmatica y de las texturas producidas por cristalización en

etapa transicional (coexistencia magma-faseacuosa) e hidroterm

mal,I las cuales se superponen a las texturas anteriores. Su

interpretación permitió calcular la fracción de fundido silicati“

co cristalizado en el momentode la saturación del magmaen fase

volátil, teniendo en cuenta que la cristalización se produjo en

un sistema de camara magmatica cerrada.

Con el objeto de comprender las condiciones termodinámicas

del momentode la formación de la mineralización de greisen se

llevaron a cabo estudios de inclusiones fluidas en cristales de

berilo provenientes de las minas San José y San Pedro. Se confec­

cionaron para ello cortes delgados doblemente pulidos y se reali­zaron las mediciones microtermometricas utilizando la platina de

enfriamiento-calentamiento de la CNIE.Sus resultados permitieron

establecer las condiciones de presión-temperatura-composición de

formación de estos cristales. En particular, la presión permitió

estimar el nivel de intrusión del plutón.

Los analisis quimicos de elementos mayoritarios fueron rea_

lizados en el Instituto de Geologia Económicade 1a Universidad

de San Andrés (La Faz, Bolivia), realizándose alli entrenamientos

de técnicas de analisis quimicos por fluorescencia de rayosmx (3

semanas en setiembre de 1985 y un mes en agosto de 1986), utili"

zando tanto polvo prensado comodiscos fundidos. Parte de los

analisis de elementos traza fueron realizados utilizando los

equipos de fluorescencia de rayos-X del INGEISy del LENIT. Parte

de los analisis, tanto de mayoritarios como de trazas fueron

amablemente realizados por el Dr. Julio Saavedra del Centro de

Investigaciones Edafológicas (Salamanca, España). Los analisis de

U y Th fueron gentilmente reanzados por personal de La Comisión

de Energia Atómica.Sus resultados permitieron conocer el caracter

quimico del magmay 1a evolución sufrida en 1a etapa de greisen.

Se llevaron a cabo calculos teóricos de la densidad y

viscosidad del magmaque dio origen al plutón granitico de Chita

en base a su composición quimica, para comprender el

comportamiento reológico del magmadurante la cristalización.

Seleccionando las muestras mas adecuadas según sus

contenidos de Rb y Sr, se contó con la amabilidad del Dr. Koji

Kawashita del Centro de Pesquisas Geocronológicas (San Paulo,

Brasil) en la realización de analisis por dilución isotópica y

espectrometria de masas. Con ello se obtuvo una edad Rb-Sr que

permitió ubicar geocronológicamente al plutón granitico de Chita.Como resultado de las tareas mencionadas anteriormente se

elaboró un modelo de emplazamiento y cristalización para el

pluton granitico de Chita, en un ambiente postectónico y en

sistema cerrado hasta alcanzar el magmacristalizante su satura­ción en volátil y desarrollo de fase hidrotermal.

Para 1a realizacion de las tareas de campo se conto en parte

con el apoyo financiero de la Secretaría de Mineria de la Nacion.

Los estudios fueron realizados como tema de beca en el CONICET

Sato, 19B7c, 1988). Resultados parciales obtenidos en el

presente estudio han sido publicados en Sato (19B7a,b), Llambias

et al.(1987), Sato y Kawashita (1988) y Sato et al. (1988).

1.3.- UBICACION DEL AREA DE ESTUDIQ

Comose observa en la figura 2, el area de estudio se ubica

en los alrededores de la quebrada de Chita, localizada en la ver­tiente oriental de la cordillera de Olivares (Cordillera Frontal)

Se halla dentro del departamento Iglesia, provincia de San Juan,

aproximadamente entre los 30°25' y 30°35’ de latitud sur y

69°27' y 69°42’ de longitud oeste.

Para llegar al area de estudio, se parte desde la ciudad de

San Juan, existiendo 3 opciones de ruta: 1) San Juan —Calingasta

- Tocota, 2) San Juan w Talacasto —Jachal - Las Flores —

Iglesia, o 3) San Juan - Talacasto - Iglesia. Sobre la ruta 141

existe un desvio hacia el oeste entre Iglesia y Tocota, que

permite cuando los caminos se hallan en condiciones trasitables,

arribar hasta la escuela albergue de Bauchazeta o a la toma de

agua del canal ubicado sobre la quebrada de Chita (alrededor de

20kmen ambos casos). Desde estos últimos lugares se llega hasta

los afloramientos del pluton granitico de Chita a lomo de mula

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[68°

Figura 2.­

al área de la figura 3.

- Ubicación del área de estudio. El recuadro corresponde

utilizando aproximadamente4 horas.

1.4.- FISIÜGRAFIA DEL AREA DE ESTUDIO

_1.),..__!;‘,.e29_qr..a_t_1í_a_

El area de estudio comprende una porción de la Cordillera

Frontal, en su flanco oriental que llega basta el valle de Igle­

sia. Abarca alturas que oscilan los 2700men el piedemonte (e5*

cuela-hogar de Bauchazeta, toma de agua en el canal de Chita),

hasta otras de 3800m (Cerro Negro de Chita), 3092m (cerro Blanco

de Chita), 4016m (Placetas de Espota), 3428m (Cerro de 1a Alcapaw

rrosa), 3920m(portezuelo de Coquimbito), entre los picos princi­

pales. Has hacia el oeste se halla el cerro Olivares, que llega auna altura de 6260m.

El arroyo de Chita, que tiene sus nacientes en las cumbres

de la cordillera de Olivares, es el principal curso de agua y co"rre de oeste a este. En su tramo medio casi a la salida al valle

de Iglesia existe un pequeño dique que capta sus aguas y luego se

canaliza a lo largo de 17kmpara su uso en Bella Vista e Iglesia.

A este arroyo concurren diversos cauces temporarios y permanen­

tes, entre los que se pueden mencionar las quebradas de Alcapa­

rrosa, Fiera, de la Fortuna, del Sastre, del Coquimbito, de las

Vacas y de los Caballos. La quebrada de Bauchazeta es otro curso

permanente en sector montañoso, también de orientacion este-oeste

que se localiza hacia el norte del arroyo de Chita. Sus aguas son

utilizadas para riego y consumohumanoen las escasas fincas y la

escuela-hogar existentes.Las quebradas mencionadas responden a un regimen nival, con

-11­

poco caudal en los inviernos y con aumentos notorios en el perio­

do estival, a causa de los derretimientos de nieve, con algunas

crecientes de proporciones considerables cuando además ocurren

precipitaciones pluviales. Las mediciones del C.R.A.S. han regis­

trado caudales promedios de 154,7 l/seg entre 1973 y 1979, con

algunos picos superiores a los 200 l/seg durante los meses de ve"rano.

E1 rio de Iglesia es el colector de todo el faldeo oriental

de la cordillera de Olivares, que integra la cuenca imbrifera delrio Jachal.

33 __13,-.l._i__m_a_l

El área de estudio presenta un clima de régimen continental,

frio y seco de ambiente de alta montaña. La estacion pluviométri­

ca instalada por el C.R.A.S. en el hogar-escuela de Bauchazetaindica que la época de lluvias corresponde a los meses de verano,

de diciembre a marzo, cuando se producen ademas, esporádicas

granizadas.

Las precipitaciones nivales ocurren durante el invierno

generando importantes acumulaciones en los sectores altos de las

sierras. El limite de las nieves en verano se encuentra a los

SOOOms.n.m., mientras en invierno se halla a los 3500m y aun

menos según los años.

Durante la temporada invernal la temperatura media diaria se

mantiene con valores negativos. En el verano y a favor de las

fuertes radiaciones solares la temperatura diurna asciende a mas

de 20°C, pudiendo descender sensiblemente durante las nochescon fuertes heladas.

Son dos los vientos predominantes: el zonda y el .sur. El

primero se origina en el Pacifico, siendo frio en altura y se

transforma en calido al llegar al llano por adquisición de tempe­

ratura adiabatica. Sus ráfagas son en ocasiones de gran velocidad

y violencia. El viento sur se debe al desplazamiento de frentes

frios desde la región patagónica, que penetra a favor de los vam

lles longitudinales hasta estas latitudes, en general sinviolencia.

La epoca mas apropiada para desarrollar las tareas de campo

se extiende desde el mes de octubre, eventualmente septiembre,hasta marzo a abril.

;¿_Suelo, vegetación y fauna

El area carece casi por completo de suelos fertiles, como

consecuencia de la inadecuada topografía y las condiciones clima"ticas.

Se forman suelos esqueléticos en los faldeos de los cerros,

propicios sólo para la subsistencia de matas aisladas y plantasxerófilas.

Sólo a lo largo de un tramo inferior del curso de la

quebrada de Bauchazeta se forman terrazas fluviales aptas para elcultivo.

La vegetación corresponde al tipo de "estepa graminosa" y el

limite de la vegetación se localiza entre los 4000 y 4200m. La

vegetación tipica de alta montaña comprende a las vulgarmente de­

nominadas pata de loro,I jarilla enana, Junquillo, cuerno de ca­

bra, boldo, muñamufia, acerillo,I yerba del soldado, ajenjo, cha"

chacomafina y ordinaria, espina de pescado, quincha mali, molle.

-13­

tomillo. varilla, poposa, etc.

Dentro de la fauna se pueden citar mamíferos como puma, gua"

naco, vizcacha, zorro, liebre, Vicuña; aves como Condor,

aguilucho, jote cordillerano, halcón, corralito, tortolon,zorzal, golondrina; y reptiles comomatuastos y culebras.

4) Recursos naturales y población

Hay escasez de población comoconsecuencia de la altura,

clima riguroso, falta de vias de comunicacion y pobreza de recur­sos naturales.

El mayor asentamiento poblacional es el de Eauchazeta, de

alrededor de 30 personas incluyendo el personal del hogar-escuela

Miguel Cane. Aqui se desarrolla el cultivo en terrazas del arroyo

y 1a cria de ganado caprino. Sobre la quebrada de Chita se halla

establecido el cuidador de la toma de agua del canal.

La localidad mas proxima es Iglesia, que cuenta con oficina

de correos, telefono, puesto sanitario, policial y almacenes. Lasfincas de Bella Vista, proxima a Iglesia, desarrollan importante

actividad agricola-ganadera, con industrialización forestal y

fruticola. En Las Flores, a 11kmal norte de Iglesia, el Automo"

vil Club Argentino tiene una estacion de servicio y talleres

donde se hacen reparaciones menores.

Para las tareas de campo se pueden conseguir mulares y

baqueano en la familia de Carlos Cabello instalada en Bauchazeta,

o bien en 1a de Julio Angel, domiciliado en Centenario, Pismanta,a escasos km a1 norte de Las Flores.

-1u­

II.- ANTECEDENTES GEOLOBICDS EN LOS ALREDEDORES DEL AREA DE

ESTUDIO

Con respecto a los terrenos graniticos que constituyen la

faja magmatica gondwanica de la Cordillera Frontal en la provin"

cia de San Juan, sus primeras menciones bibliográficas se encuen­

tran en el mapa geológico de Brakebush (1891), quien los ubica en

el Paleozoico con la denominación de Rocas Eruptivas Antiguas.

Se encuentran referencias generales en el trabajo de Groeber

(1951), en donde menciona "Granitos Rojos y Blancos", que se alow

inn en parte en sedimentitas "Antracolíticas" y localmente sobrelo que se considera Choiyolitense (en los alrededores del valle

del Cura) de edad Triasica.

Furque en i962 da a conocer las observaciones de campo

realizadas sobre un perfil E-Da la latitud de Tocota, indicando

que la caja del cuerpo granodioritico es devonica en el lado

oriental, y carbonica en el occidental, basándose en criteriosesencialmente estructurales.

En 1966 Llambias y Malvicini realizan una caracterización de

la metalogenia asociada a los plutones graniticos entre la

quebrada de Aqua Negra y el rio Castaño. Distinguen 2 fajas

graniticas: una oriental (que se corresponde con la posterior de­

nominación de batolito de Tocota (Llambias et al.,I 1987) y otra

occidental (afloramientos del batolito de Colangüil, según los

mismos autores), diferenciadas por las litologias de los

granitoides y por las manifestaciones minerales asociadas.

En 1967 Guartino y Zardini describen detalladamente las dis­

tintas facies internas de las rocas graniticas aflorantes desde

-15­

la quebrada de Agua Negra por el sur hasta la quebrada de Santa

Rosa por el norte, asignandoles rango de batolito y denominando­

las "Complejoplutonico de Colangüil". Distinquen mineralizacio­

nes asociadas al plutonismo ("epigraniticas"), y otras localmente

asociadas a los qranitos pero genéticamente relacionadas al vulw

canismo Terciario ("epivolcanicas"). Reconocenvarias fases en la

evolucion maqmática del complejo plutonico: 1) Fase plutúnica

principal, esencialmente granitos y granodioritas; 2) fase tar­dioplutónica (diferenciaciones pegmatiticas, aplitas, microgrami­

tos miaroliticos; y 3) fase posplutónica, constituida por diques.

A su vez, criterios litológico-estructurales y en parte paleonto­

lógicos .llevan a estos autores a distinguir rocas sedimentarias

del Paleozoico superior (quebrada de Conconta y con dudas quebra»

da de Los Puentes y El Salado) y Paleozoico inferior (entre que"

bradas Los Puentes y Santa Rosa). Integran este estudio las

observaciones realizadas por Spikerman (1967). Un analisis de

mayor detalle sobre procesos de hibridación en diques se halla

en Guartino y Spikermann (1968).

En 1968 en el informe de Minera TEAse agrega a las aprecia­

ciones de Üuartino y Zardini (1967) un mapa a escala 12100.000,

basado esencialmente en fotointerpretacion, que abarca desde los

28°57' hasta los 31°40' de latitud sur, y desde los 68°50’ de

longitud oeste hasta el limite con Chile. Se denomina aqui Bato­

lito de Colangüil a todo el conjunto de alrededor de 160km de

largo por 10-12kmde ancho promedio aflorante entre los 28°50' y

30°15' de latitud sur, presentando ademas las principales mani­festaciones minerales asociadas.

-15­

Por otro lado, el trabajo realizado por Garcia (1970) abarca

también el mapeodel thremo NEde estos batolitos, entrando ya

en la provincia de La Rioja. Observa alli el contacto por falla

que presentan los granitoides por encima de areniscas atribuidasal Triasicu o Terciario.

Estudios estratigraficos incluyendo productos del magmatismo

neopaleuxolco hacia el sur del rio Castaño se hallan en Mirre

(1966), Huartino (1969) y Caballe (1986).

Respecto a edades absolutas dentro de la provincia de San

Juan se puede citar solo a Linares y Llambias (1974), quienes

dataron a la granodiorita de Tocota en 283 (según la nueva cons_

tante de decaimiento) +- 15 m.a. por el metodo K-Ar.

Ya mas especificamente sobre los alrededores de la quebrada

de Chita, se cuentan con trabajos de caracter regional comoel de

Sarmiento (1985), y de caracter geológico-minero de Eguaburo

(1979).

Con respecto a los yacimientos minerales asociados a este

plutonismm, aparte de los ya mencionados (Llambias y Malvicini,

1966; Quartino y Zardini, 1967; Minera TEA, 1968; Eguaburo, 1979)

caben destacarse los trabajos de Llambias y Malvicini (1969),

Angelelli (1950,1984), Uliveri (1971), Universidad de San Juan

(1983), Pelichotti (1977), Pelichotti y Rojo (1979), D.G.F.M.

(1969), Honchablon (1954) y Garcia (1963). Trabajos mineralogicos

relacionados se hallan en Bedlivy y Llambias (1969a,b),y Bedlivy

et al. (1969,1972) y Nalvicini (1969).

-17­

111.- GEOLOGIA DE LOS ALREDEDORES DE LA QUEBRADA DE CHITA

En base a la interpretación de 19 fotografias aereas escala

1:50.000 y 45 fotografias escala 1:20.000, y posterior recorrida

de campo, se ha establecido el siguiente cuadro estratigrafico en

el area reconocida (figura 3):Cuaternario Sedimentos modernos

Terc.m0uatern. Vulcanitas (intrusivos, coladas, diques)Permic Granitos

GranodioritasFilones capa y diques=dacita-andesita

Carb.sup.—Perm.inf.Formación Cerro Agua Negra

Afloramiento aislado de sedimentitasde edad incierta

III.1.- AFLÜRAMIENTDAISLADO DE SEDIMENTITAS DE EDAD INCIERTA

Se trata de un pequeño afloramiento aguas arriba de la que­

brada de Chita sólo en su faldeo sur, aproximadamente a 2km hacia

el oeste del plutón granitico de Chita. Es una escama tectónica

de espesor aflorante alrededor de 150m, localizada dentro de las

areniscas y conglomerados de la Formación Cerro Agua Negra.

Consiste en una sucesión de areniscas grises finas con

estratificación gradada hasta pelitas, que alternan con bancos depelitas de coloraciones similares con desarrollo de clivaje.

Presenta mayor grado de deformación que en el caso de los

estratos de la Formación Cerro Agua Negra.

Sus rumbos e inclinaciones cambian con frecuencia, y en los

sectores más deformados se observa desarrollo de clivajes de

fractura de diversa orientación, que obliteran la estratificacióny dan comoresultado estructuras en "lápices",como las descriptas

-13­

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por Duartino y Zardini (1967) entre las quebradas de Los Puente

»< ¡’Tï Salado, hacia el norte del area estudiada (ver fotos 1 y 2).

En el contacto con la Formacion Cerro Agua Negra se desarro­

lla una zona de fracturamiento de aproximadamente 10m, con forma­

cion de brecha de falla. En ese sector las sedimentitas flyschoiw

des pierden levemente el clivaje, mostrandose algo mas masivas.

La Formacion Cerro Agua Negra que se encuentra por encima presen­

ta 2m de areniscas gruesas con clastos de pelitas gris claraï

subredondeados, de 1 a 3cm de diametro. Le siguen 3m de arenisca

media cuaraoea, que gradualmente se hace de mayor tamaño. Nas ha­

cia arriba se ubican conglomeradospolimicticos, con clastos sub­redondeados a redondeados de chert, pelitas y rocas igneas, genem

ralmente de alrededor de Scmde diametro, pudiendo llegar ocasio­

nalmente a medir alrededor de 20cm. Si bien el contacto observan

ble en la pequeña quebrada que desemboca a 1a de Chita por el sur

parece ser una superficie buzante levemente para el sur, no fue

posible obtener la geometria completa de la escama.

Diques de microdioritas pertenecientes a1 magmatismo neopa­

leozoice se alojan en este sector esencialmente en 1a Formacion

Cerro Agua Negra, y en menor cantidad también en estas sedimenti­

tas flyschoides, atravesando el contacto.

El mayor grado de deformación de estas sedimentitas indica

que pueden tratarse de rocas mas antiguas que 1a Formación Cerro

Agua Negra, o bien de una facies más deformada en la sedimenta­

cion del Carbonico, traída por corrimiento. El hecho de que el

contacto entre ambasentidades se halle atravesado por diques ne­

opaleozoicos permite acotar a la fracturacion en el lapso com—

-20­

mrmndidm mntrm la dmpüaitafiión de 103 alementma de la Formaciún

“É'"m Hqumngva (Carbónico Hupmrimww Pérmico inferimr) y el C0”

mimnmmdw 1a actividad magmática nampmlümzmica. Kata rm"tricción

tempmral wmrmitü inferir que el muvimientm Drmgénicm que produim

el pl amiüan c2 lmg e3tratms de la Fmrmaciün Cerrm MmmmNegra

a Fruntal(¡aga mrnqéni San Rafael" como mcuwrwmn la .Cmrdille

dm PMHanza, (Eamirnma, 197?), fuel también IWfipCWHEBÜIE?de

c:crr‘r"i.fl\i.earIÍLC3.

Para la wdad de efitag sedimentitaa véafie discueión en el

punta amrwemmmdiente a la Fmrmación Cervm fiqua Negra.

LLI.2.- FORMBCIÜNCERROAGUANEGRA (Polanski, 1970)

denmminación fue dada por Polanfizi (1970) para degignaw

a la gran faja da afloramientüg carbúnicms Que EQaxtiende par 1a

CDFdillüFü Prmntal de San Juan degde el ria Calinqafita hagta 195

Futm 3." fimpecto general F. Cerro Agua Negra" A1 sur delarroyo Tocata.

-21­

límites con La Rioja. Su edad se considera Carbonica superior

a Pérmica inferior (Aparicio,19ó9; Gutierrez,1984; Gon2a1e2,1981;

Azcuy,1985), en base a la documentacion fosilifera.

En el area reconocida sus afloramientos presentan oran en"

lnnsiún area] (foto 3),y se trata de sedimentitas stncíalmhntnarenosas, y en menor cantidad conglomeradicas, con una tendenc'

al aumento de granulometría hacia el oeste, donde se ubican los

bancos mas antiguos. En las areniscas se han reconocido ondulitas

sobre 1a quebrada de Eauchazeta en los alrededores de 1a escuela,

y también en las vecindades del portezuelo de Coquimbito. Se en­

contraron marcas de fondo en los alrededores de 1a intersección

de 1a quebrada de Chita con 1a de Alcaparrosa. Hacia el este, en

las vecindades de la quebrada de Chita, las areniscas son funda­

mentalmente cuarzosas, mientras hacia el oeste, en los alrededo­

res del plutón granitico de Chita, se intercalan bancos conglome­

radicos polimicticos,I de varios metros de espesor, con clastos

subredondeados a redondeados, de diametro maximo 10cm y de compo—

siciones variadas, de rocas esquistosas, peliticas, silíceas, contexturas porfiricas y granosas. E1 estilo estructural del area esde plegamiento suave, con ejes anticlinales y sinclinales orien­tados NNE-SSD,y buzamientos de estratos de alrededor de los 30°

(ver perfil 1 en figura 4).

Constituye la caja para el emplazamiento de las rocas igneas

neopaleozoicas. En los lugares donde ello ocurre, las sedimenti­

tas pueden estar algo perturbadas, ya sea mecanica o composicio­

nalmente (térmicamente).

Rocas volcánicas cenozoicas intruyen o cubren discordante­

Di r ecci ó n:Di r ecci ó n: Biblioteca Central Dr. Luis F. Leloir, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires. Intendente Güiraldes 2160 - C1428EGA - Tel. (++54 +11) 4789-9293

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Tesis de Posgrado

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mente a estas sedimentitas.

Dentro del area de estudio. Gabaldonet al. (1985) realiza­

ron alounos perfiles detallados en los alrededores de la quebrada

de Hauchazeta, concluyendo que se tratan de ciclos de facies de

playa.

Similar ambiente de depositación fue propuesto por Gutiérrez

(1983) en los alrededores del puesto de Gendarmería sobre la que­

brada de Aqua Negra, quien en base a 2 perfiles interpreta un am"

biente litoral clastico con un descenso constante del nivel del

mar, con pequeñas fluctuaciones de la linea de costa, pasando en

transición a depósitos continentales de origen fluvial. Para este

autor 1a zona de procedencia se ubicaria en la actual Precordi­

llera.

Los fósiles encontrados por Gutiérrez (1983) comprenden una

flora consistente en Eseudorhagggteris, Paracalamitgg, ggtrx:

g_¡.l..i_9.n_'=:»_.i..s_y quaisamgáp Y una fauna que consiste en l-¿Locliqrï

tes, grpigulgiggg y Chonetidos. A su vez los fósiles encontrados

por Sarmiento (1984) en los alrededores de la quebrada de Chita

fueron fihacopteris. Pecopteris. Rhinconélidos, Prodüctidos, grtg:

ceras, Nurlonia y Cancrinella.

Si bien en general los estilos estructurales encontrados

esta formación son de pleqamiento suave, en varias localidades se

registran contactos por fallamiento con unidades litológicas si­

milares pero con mayor grado de deformación, como en los siguien­

tes casos:

1) Quebrada de Agua Negra en su tramo medio: Si bien Scala“

brini Ortiz (1973) interpretó comouna discordancia angular entre

un Devónico metamorfizado (grauvacas - pelitas) y un Carbónico

-23­

suprayacente, Costas (1964) habia considerado un fallamiento in­

verso de alto angulo (N-S, inclinación al 0), observación corro­

borada por Gutierrez (1983), quien verifica que se hallan en conw

tacto 2 estilos estructurales de plegamiento, mas simple hacia

el E (secuencia homoclinal) con otro mas complicado involucrando

un sinnúmero de apretados pliegues, contenidendo ambos sectores

los mismos fósiles marinos y continentales de edad Carbonico suw

perior a Permico inferior.. Sin-5) .i) Entre las quebradas de Conconta y Romo, haCia el oeste de

los afloramientos graniticos, Castro (com.verb.) observa rocas de

la Formacion Cerro Aqua Negra en posicion subhorizontal apoyadas

sobre sedimentitas similares replegadas.

3) Spikerman (1967) observa en 1a caja occidental de los

granitos aguas arriba de la quebrada de Las Ferdices (afluente de

Los Puentes) una posible falla inversa (rumbo N-S, 40°E), cuya

actitud coherente con los pliegues le hace pensar en un mismo

sistema de esfuerzos para ambasestructuras.

4) Hacia el oeste del cerro Iman 1a caja de las granodiori_

tas presenta la misma relacion que en 2) (observacion de Llam­

bias y Sato).

5) Posiblemente la discordancia angular que observa Furque

(i962) en sedimentitas de la formación Cerro Agua Negra sobre se"

dimentitas leptometamorfizadas atribuidas a1 Devonico sin una do­

cumentacion fosilifera fehaciente, también podria corresponder a

esta mismarelacion estructural, que sugiere un fallamiento de 1a

mismaentidad litologica,con 2 estilos deformacionales :istintos.

Estas evidencias generalizadas en la Formación Cerro Agua

-2u_

Negra sugieren que la escama tectónica encontrada hacia el oeste

del plutón qranitico de Chita también podria corresponder a un

producto de fallamiento intraformacional.

Ill.3.- RDCAS MAGMATICASNEQPALEOZOICAS

De acuerdo a su litologia y yacencia, las rocas ioneas nen"

paJeozoicas pueden ser agrupadas en tres entidades en orden de

edad: a) filones capa y diques de dacita a andesita prebatoliti

cos; b) cuerpos granodioriticos; y C) cuerpos graniticos y sus

diques.

Filqnes capa y diques de andesita a dacita prebatoliticosEstan esencialmente intruidos en las sedimentitas de la

Formacion Cerro Agua Negra sin aparente relacion espacial con las

otras unidades descriptas.

Se han observado a lo largo de la quebrada de Hauchazeta, a1

oeste de los cuerpos intrusivos de Los Leones y Bauchaeeta, en el

sector donde los estratos de la Formacion Cerro Agua Negra cons­

tituyen un sinclinal. Si bien no se realizó un prolijo mapeo de

estos cuerpos debido a que no constituyen el objeto principal del

presente estudio, se reconocieron varios bancos del orden de los

10mde potencia, y otros menores de solo 1 a 2m.

Los filones capa presentan ambos bordes esfriados, con

sectores centrales de granulometria mayor. Son rocas porfiricas

de color verdoso, con fenocristales de feldespato de hasta 1cm.

Se reconoció una andesita (CH-180, 181) con 10 a 20%de fenocris­

tales de plagioclasa zonada (An45) moderadamente sericitizada,

escasos ferromagnesicos totalmente oxidados y apatita. Su pasta

pilotamica se halla moderadamentesericitizada, y consiste de

_25_

apretados microlitos feldespaticos con cierta orientacion, con

escaso material intersticial compuesto por granulos opacos,

apatita, biotita y epidoto. En otros casos se tratan de andesita

anfibolica (CH-186,187), compuesta de 30 a 40%de fenocristales,

en su mayor parte de hornblenda euhedral, que a veces llega a me­

dir hasta 4cm de longitud y puede ser zonada, y menor cantidad

de plagioclasa. La pasta es intersertal y se halla parcialmente

alterada a epidoto, clorita y sericita.Dentro de los diques se ha reconocido una dacita (a riodaci­

ta) (CHM184,185) con alrededor de 20% de fenocristales de

plagioclasa zonada (An25), feldespato potaSico, menor cantidad de

cuarzo y ferromagnesianos totalmente epidotiaados y cloritizados,

todos ellos en una pasta felsitica a granofirica esferulitica con

escasa participación de finos microlitos biotiticos elongados.

Las esferulitas crecen apoyados en los fenocristales o en peque­

ños microlitos de feldespato alcalino y menorcantidad e cuarzo.

Varios diques de composicion similar cortan a los estratos

sedimentarios en el mismo sector. Presentan rumbo N20°E y son

subverticales. Sus bordes enfriados presentan filetes de flujoparalelos a los contactos.

No se encontro la relacion directa de estos filones capa y

diques con las rocas graniticas. Sin embargo, y si bien la caja

occidental del granito de Bauchazeta se halla levemente erodada,

la continuidad espacial siguiendo la mismageometria estructural

de uno de los filones capa mas cercanos al granito mencionado, se

halla cortada por este pluton. No habiéndose observado asociadas

a los cuerpos graniticos de la zona facies porfiricas ni de las

-25­

composiciones ni del estilo estructural mencionados, se considera

que es mas posible que este conjunto intrusivo se relacione con

nl maomatismoque dio oriqen a las vulcanitas del Grupo o Forma"

cion Choiyoi, el cual aflora hacia el SDdel area estudiada (Mi­

nera 1EA, 1968; Mendia, com.verb) y tambien hacia el norte de la

quebrada de Aqua Negra. Tanto Mirre (1966) como Guartino (1969)

desc iben cerca de FOOOmde sucesiones lavicas, piroclasticas

iqnimbríticas y cuerpos subvolcanicos de composicion riolitica,

en el valle del rio de los Patos entre Barreal y Las Hornillas

(Formacion Volcánica Horcajo) el primer autor, y hacia el oeste

de Calinqasta el autor mencionado en segundo lugar. Ambosautores

mencionan facies basalticas hacia el techo de esta sucesion. La

relacion de sincronidad del Grupo Choiyoi con las rocas

graniticas (las rocas graniticas intruyen a las vulcanitas en

sectores y en otros las vulcanitas son las que se apoyan sobre

los granitoides) fue establecida por Caballe (1986) para el surdel rio Castaño.

Rogasqranodioriticas y rocas qraniticas (batolitos de Toco­ta y Colangüil, Llambias et a1., 1987)

Estas dos entidades se describiran juntas por estar

espacialmente vinculadas.Comoresultado de los distintos estudios realizados hasta el

presente por diversos autores y por la autora de la presente tem

sis,l se ha establecido en Llambias et al.(1987) el esquema

regional de los batolitos neopaleozoicos de 1a cordillera Frontal

en la provincia de San Juan (Vease figura 5). De acuerdo a ello,

las rocas qraniticas aflorantes a las latitudes correspondientesal prescnte estudio son agrupadas en 2 batolitos: de Tocota y de

-27­

DISTRIBUTlON OF NEOPALEOZOICBATHOLITHS BETWEEN

LATITUDES29'AND 3I’ S-SAN JUAN PROVINCE ­'ss'ao' r¡,.

2T eQ.2oQQ.bl!)

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Figura 5.“ Distribución de losbatmlitos nempalemzmicos de la

a Cordillera Frontal de San Juan,E según Llambias et a1.(1987).D

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-28­

Colanqüil.

El hatolito de Tocota cubre un area de alrededor de 30km de

largo en direccion longitudinal por 8kmde ancho maximo, y aflora

desde el río Castaño hacia el norte. Estudios previos de caracter

petroqrafico y metalogenetico fueron realizados por Llambias y

Nalvicini (1?óó,19ó9). El cuerpo que aparece como Granodiorita de

Tocota en la figura 3 corresponde a la porción septentrional de

dicho batoljto. Aqui se realizaron algunas observaciones locales

en los alrededores de las minas Colo"Colo y La Fragfiita, fuera

de] area de la figura 3. En general, consiste de granodioritas

con anfibol y biotita, si bien en menor proporcion participan

facies tonaliticas hasta'graniticas.Modalmente se contabilizaron en las granodioritas de 43 a

49X de plagioclasa, 23 a 26%de cuarzo, 11 a 19% de feldespato

potásico, 3 a 52 de anfibol, 9 a 112 de biotita y menos de iz de

maqnetita (e ilmenita). Contiene abundantes inclusiones basicas

subredondeadas, de varios cm hasta alrededor de 20cm de diametro,

y se observan algunos diques de composiciones intermedias a ací"

das y otras pequeñas subintrusiones graniticas.La caracteristica masnotable en este batolito es su alto

grado de evolucion de la fase volatil rica en boro, la cual se

manifiesta comoprecipitación de abundante turmalina en diferen­

tes formas: soles de turmalina, rellenos de diaclasas, cemento de

breccia-pipes. Asociada a esta actividad tardía del boro se en­

cuentran numerosas mineralizaciones de Bi, Cu, As, Fe, como las

descriptas por Llambias y Malvicini (1966,1969).

Dentro de este batolito se cuenta con una edad radimétrica

K-Ar de 283 +- 15 Na (Linares y Llambias, 1974).

-29­

La Granodiorita de Los Leones constituye un cuerpo aislado.

si bien ubicado en la continuidad de la elongacion mayor del

batolito de locota. Es un cuerpo subredondeado, de aproximada“

mente-4km de diametro, ubicado entre las quebradas de Los Leones

y Bauchazeta. Se realizaron observaciones en su sector austral,

en los alrededores de la quebrada de Bauchazeta.

Sus afloramientos constituyen lomadas suaves de color gris.

No se observa deformación mecánica de la caja, y la faja de horn"felizacion es solo de alrededor de 10mdesde el contacto. Presen­

ta textura granosa fina a media y composicion tonalitico-grano­

dioritica, con biotita y anfibol. Se constata una leve tendencia

a1 aumento granulometrico hacia los bordes, en donde se presentan

facies lentiformes (no mayor a 50cmde diametro), con- textura

pegmatitica, con cristales de cuarzo, plagioclasa y anfibol dehasta 2-3cm. Estos sectores muestran también diaclasas rellenas

con epidoto. Se reconocieron varios diques basicos, color gris

verdoso, de textura porfirica con fenocristales aciculares de

anfibol y matriz afanitica. Sus anchos son de 5 a 2mcon direc­

cion general NUy posicion subvertical, No atraviesan la caja.

Las rocas se componen modalmente de alrededor de 58%de pla”

gioclasa, 11%de cuarzo, hasta 4%de feldespato potásico, 10 a 12

Z de anfibol, 11 a 14%de biotita, hasta 4%de piroxeno, hasta 21

de titanita, y menorcantidad de opacos (magnetita e ilmenita),

apatita y allanita (CH-52,54).Si bien este cuerpo fue recorrido solo en su tramo austral,

se reconocieron 2 diferencias con respecto a 1a granodiorita de

Tocota: en el cuerpo de Los Leones son mas escasas las inclusio­

-30­

basicas (solo algunos xenolitos hornfelizados), y no se ha

observado turmaliniaación, la cual es pervasiva en el caso de la

granodiorita de Tocota. Estas pequeñas diferencias hacen dificulm

tosa la asignación de este\cuerpo al batolito de Tocota o de Co­

languil, requiriendose estudios masdetallados al respecto.

De acuerdo al esquema dado en Llambias et al.(1987), el haw

tolito de Colangüil aflora hacia el norte del batolito de Tocota

(ver figura 5), con cuerpos alineadaos a lo largo de lOÜkm. Com­

prende la siguiente sucesion: 1) granodioritas, 2)granitos poco

evolucionados con abundantes diques acidos, 3) granitos póstumos

con mayor grado de diferenciación. Esta sucesión puede ser obser­

vada con claridad en el sector comprendido entre las quebradas de

Agua Blanca y Conconta.

Tanto el Granito de Chita, que es el objeto principal del

presente estudio, comoel Granito de Bauchazeta, pertenece al

tercer estadio en 1a sucesion anterior, y constituyen los

afloramientos más australes del batolito de Colanguil. El granito

de Chita es un pluton ovalado, de alrededor de 12km por 4km, y el

de Bauchazeta es subredondeado, de alrededor de 2,5km de

diámetro. El techo se conserva parcialmente en el pluton de

Chita, mientras en el de Bauchazeta se conserva solo un pequeño

"roof pendant". Este último cuerpo intruye a la granodiorita de

Los Leones presentando un borde enfriado porfirico.

Ambos plutones presentan caracteristicas composicionales

similares. Se constituyen de granito de textura media a gruesa,con escasa hiotita. Las reacciones subsolidas son abundantes, y

la diferencia mas notable con los componentes del batolito.de To_

cota es la evolucion tardía de los volátiles, que en este caso es

-31­

rica en flúor. La fluorita aparece ya sea alterando a la plagio"

clasa, comomineral intersticial o comorelleno de miarolas. Las

miarolas y lentes de diferenciados pegmatiticos aparecen a traves

de todos los afloramientos. La alteración de greisen es tipica en

ellos, a la cual se asocian mineralizaciones de molibdenitawberi­

lo en el cuerpo de Chita, y de molibdenita-arsenopirita-pirita enel de Bauchazeta.

III.4.- RDCAS VDLCANICASCENDZDICAS

Afloran como cuerpos intrusivos a ambas márgenes de la que­

brada de finita en el sector oriental de la figura 3 (alrededoresde la toma de agua) y en el sector ubicado entre las quebradas de

la Fortuna y Coquimbito, mientras constituyen sucesiones lavicas

de varias centenas de metros hacia las partes mas altas del oeste

cubriendo a las sedimentitas de la formacion Cerro‘Agua Negra y

localmente al granito de Chita. Diques de menores dimensiones

aparecen en forma esparcida en distintos sectores.

En los sectores observados, la composicion de estas rocasvarian de dacita a andesita.

La dacita proveniente de lo alto del cordón de Olivares (CHw

88) se compone de 30 a 40%de fenocristales, generalmente meno"

res a 0,5cm de diametro, dentro de una pasta microfelsitica con

escasos y minúsculos granos opacos y con sectores alterados acalcita. Entre los fenocristales domina la plagioclasa (An25)eu­

hedral y zonada, a veces asociada en conjuntos con relacion de

sineusis, con leve grado de albitización segun planos de

chU%c. Hay además menor cantidad de biotita parda parcial a

totalmente oxidada, con inclusiones de apatita. El cuarzo es

escaso, presenta contornos subredondeados y engolfados, conte­

niendo inclusiones vitreas bifasicas (vidrio-gas).Dicha dacita se halla atravesada por un dique de andesita

(CH-89), que se distingue de la dacita por contener una cantidad

similar de plagioclasa (An25-30) y de ferromagnesianos con sec"

ciones prismaticas y rombicas, totalmente transformados a granu"

los opacos, clorita y calcita. Son escasos los fenocristales de

apatita y de opacos con secciones cuadradas a poligonales. La

pasta es micro a criptocristalina, de aspecto pilotaxico.

El cuerpo intrusivo del portezuelo de Coquimbito es una

dacita a andesita (CH-213) con 30 a 40%de fenocristales menores

a 0,5cm de diametro. La plagioclasa (An30) es zonada, euhedral,

levemente alterada a albita y calcita, también en _conjuntos en

relacion de sineusis. En cantidades similares pero de menor tama­

ño se encuentran los ferromagnesianos de secciones prismaticas y

rombicas a hexagonales, totalmente alterados a clorita, calcita y

granulos opacos. La pasta presenta textura microfelsitica en don­de se reconoce escaso cuarzo.

En general, los cuerpos intrusivos presentan distinto grado

de alteración hidrotermal. Esto ocurre especialmente en los cuer­

pos aflorantes alrededor de la quebrada de Chita donde se halla

la toma del canal de agua. Alli se encuentran estructuras

vetiformes .leotadas en la antigüedad por oro, mientras las

areas de alteración fueron objeto de una intensa prospección

geoquimica por Cu, Pb, Zn, No, realizada por D.G.F.M. (1969).

Aguas arriba de la quebrada de Chita, hacia el oeste del plutón

granitico de Chita, también se localizan algunas pequeñas areas

-33_

de alteración (ya fuera del area de la figura 3).A escala reoional se extienden desde las latitudes de la

cordillera de Olivares hacia el norte, por el sector occidentalde la Cordillera Frontal.

Seoún descripciones de Minera TEA(1968), Aparicio (1975) y

Pelichotti y Roio (1979), son asignadas al Terciariowuuaternarioy se hallan incluidas en las siguientes 3 entidades: .a) Serie

Volcánic¿ Terciaria, que incluye los cuerpos subvolcanicos de

quebrada de Chita, b) Formacion de las Tobas, Brechas y Conglome­

rados (Terciario), y c) Formacion Basáltica de Olivares (Terciaw

riowCuaternario).

III.5.- SEDIMENTDSMODERNOS

Los sedimentos modernos que cubren el area pueden ser

divididos a grandes rasgos en a) depósitos de bajada

piedemonte, localizados en el sector oriental de la fioura 3,y b)

depositos provenientes de procesos fluviales, glaciarios, de

remoción en masa y meteorización in situ, que caracterizan mas alsector occidental.

Los depositos de piedemonte son los que se acumularon sobre

el quiebre de pendiente del flanco oriental de la Cordillera

Frontal, en el borde del amplio valle de Iglesia-Calingasta. Son

depositos gruesos poco seleccionados, con abundantes rodados

provenientes de las alturas. E1 avenamiento actual disecta a

estos depositos.Los sectores altos de estas latitudes de la Cordillera Fron­

tal se caracterizan por un paisaje fluvial en etapa juvenil a ma­

dura. Algunos valles presentan laderas con desniveles de hasta

-3u_

lOÚOm.La quebrada de Chita, principal colector del area de estu­

dio, describe en sus nacientes (al oeste fuera de la figura 3)

una trayectoria circular bordeando el centro volcánico de Uliva_res. Posteriormente sigue un tramo en sentido SE, controlado por

una zona de fracturacion dentro del granito de Chita, luego de la

cual adopta una direccion E-D (la cual también parece estar con­

trolada por otra zona de debilidad, dada la alineacion de los

cuerpos intrusivos cenozoicos y sus zonas de alteración) para

desembocar en los llanos de Iglesia.

Presenta un avenamiento dendrítico al igual que la quebrada

de Bauchazeta, de recorrido general E-O. El tercer sistema de

drenaje importante en el area es el arroyo Tocota, que en la fi­

gura 3 aparece solo en sus nacientes. Esta presenta alli unrecorrido con sentido SE.

La quebrada de Chita por encima de los 3600m presenta un

amplio valle en U, tipico de sistemas glaciarios. Relictos de mo­

renas laterales son observables hasta niveles de 3900m(ver figu­

ra ó). Las laderas de ese antiguo valle glaciario se hallan

actualmente cubiertas por material de talud, que en parte fluye

constituyendo glaciares de roca. De las quebradas laterales se

producen acumulaciones de conos aluviales, que llegan a la llanu­

ra aluvial actual, muyensanchada en el sector donde fue recorri­do por el glaciar. Aguas abajo, donde el glaciar no llegó a la­

brar su cauce, la llanura aluvial es angosta, comose observa en

la quebrada de Chita, entre la quebrada del Sastre y el puesto

Nelson. En la quebrada de Bauchazeta la llanura aluvial se

observa solo por debajo de los ZOOOm,en los alrededores del gra­

-35­

nito de Hauchaïeta.

Algunas laderas que miran hacia el sur, comoes la ladera

izquierda de la quebrada de Alcaparrosa dentro del granito de

Chita, presentan una fuerte meteorización mecánica, quedando cu­

bierta de detritos del mismo granito, posiblemente como

consecuencia de una orientacion preferencial a la insolacion.

IV.- GEOLOGIA DEL PLUTDN GRANITICD DE CHITA

El pluton granitico de Chita se localiza aguas arriba de la

quebrada homónima,en los alrededores de los 30°30' de latitud

sur y 69°39' de longitud oeste. Las quebradas principales que

surcan al afloramiento principal son las de Chita y Alcaparrosa

(figura ó). Dadas sus caracteristicas geológicas y de loca]iza—

cion, se considera que el afloramiento del arroyo Tocota es tam­

bien parte integrante del mismopluton.

En conjunto la elongacion del pluton es de alrededor de 12km

en direccion NMS,con un ancho maximo de 4km. El afloramiento del

arroyo Tocota es alargado en forma paralela al arroyo (direccion

NU) a lo largo de alrededor de 4,5km, con un ancho variable de

0,7km de promedio.

Los afloramientos se localizan entre los 3550m(borde orien­

tal sobre las quebradas de Chita y Alcaparrosa) y los 4750m (tem

chos en el borde norte y el borde occidental) de altura. El aflo«

ramiento del arroyo Tocota se halla entre los 375Ümy 4400m.

Debido a las alturas a las que se hallan los afloramientos y

a los intensos procesos geomorfologicos (fluviales, glaciares,

remoción en masa ), los granitos ocurren en afloramientos que—

brantados. En el caso del faldeo norte de 1a quebrada de Chita se

ha medido un promedio de 35° de pendiente. Otros faldeos de menor

pendiente presentan abundantecubierta detritica.

lV.1.- FORMADEL PLUTDN

Comose aprecia en la foto 4, el pluton presenta forma domi­

ca, especialmente en su lado oriental. El contacto observado a

ambos lados de la quebrada de Chita en su borde oriental inclina

Di r ecci ó n:Di r ecci ó n: Biblioteca Central Dr. Luis F. Leloir, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires. Intendente Güiraldes 2160 - C1428EGA - Tel. (++54 +11) 4789-9293

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Descripción: Geología del plutón granitico de chita

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alrededor de óO°a 70° hacia el este. Esta inclinación es acompa_fiada también por la actitud de la caja (Formación Cerro Agua

Negra). la cual, si bien a estas latitudes la estructura regional

es de plegamientos suaves de hasta 30° de inclinación, presenta

los siquienes valores de rumboe inclinación: A 10mdel contacto

N08°Ü, 60°E; a 1,0km del contacto hacia el este N05°Ü,65°E; a 1,5

km NEÜ°U, 50°E; a 2,5km N10°E, 30°E. De acuerdo a esta variación

en los valores de inclinación se constata una faja de deformación

de la caja de alrededor de 2kmde ancho.

Hacia el S y SD del afloramiento de la quebrada de Chita se

observa la continuación de la estratificación periférica de la

caja en el techo, en donde se hace subhorizontal (foto 5). En los

alrededores de las minas San José y San Pedro se conservan

aproximadamente 250mde sedimentitas subhorizontales por sobre

1a parte mas alta del cuerpo.

Comose muestra en la foto 6, el lado occidental del contac­

to NEobservado en el faldeo N de la quebrada de Chita es subho­

rizontal, con leve inclinación hacia el este. A partir de la par­

te media se aprecia el domamiento referido en forma escalonada.

El entremo NDdel cuerpo termina en una protuberancia alargada

hacia el NU, la cual se verifica en las fotografias aéreas y en

observaciones de camporealizadas a distancia, ya que su acceso

es imposible por las condiciones topográficas. Hacia abajo de di­

cha protuberancia, la geometria del contacto (buzante hacia el E)

permite inferir la existencia de un piso. Sin embargo, estandosituado este contacto en la continuidad de una zona de fractura­

miento que se describe más adelante (véase también figura 3), la

-33­

FMLN 1’.‘ -- ­n HúmiLa dm} p1utúnP1 pmrtn

Fmrmm mraníticm dmtueln MmCmquimhitmn

Chita. (Í) ES("Ï‘I'“ V :3".(. 1a

Füfu57.! lecho en pmgición mubhmr

ml (izquierda).quebrada de Alcanarrmsa.

-39­

'izonta], buzandofil sur

levementeda nacimntea

haci:de

I' 1:;|::.(:1:-¿a Ihr-s)1:. 1 1ra d]. r::(::.\r')'tiacztczl mhsstm‘varim (¿en 'f (1:)tu 4- r.

[ÏIl"'v<"ïii [31' l 3' diaz"! ¿le? un l'ÏC’IH ¡"act Mi? pm" 'f’]. J. ¿223.952.casa; flh‘ïïlílZH’" (west-5 .1¿.21 nm hi II.j (Ij'é‘fu’jl

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_u0_

arroyo lorofa. ya que la caja carbonica presenta una posicion de

N10°E, 40°E a 100m aguas abajo del contacto (hacia el SE),y N30°

E, 35°E a 500m. En el contacto mismo el granito corta a las es­

tratificaciones.

En sintesis, se trata de un cuerpo de forma fundamentalmente

domica, que ha producido un efecto de endomamiento en la caja, y

que presenta un ápice en posición subhorizontal con suaves onduw

laciones. sobre el cual se conservan los estratos de la caja tam"

bién en posicion subhorizontal. Los perfiles de la figura 4 pere

miten apreciar su geometria.

IV.2.- EL CONTACTOl LA CAJA

El contacto entre el granito y la caja es en general neto y

recto o ligeramente sinuoso. Se han formado bordes enfriados con

cristalización de microgranitos a veces porfiricos, con fenocris_tales de feldespato potásico y cuarzo, comoocurre en el borde

occidental sobre el faldeo S de la quebrada de Chita, o en el

ápice en las nacientes de las quebradas de Alcaparrosa, de la

Niebla y arroyo Tocota. Esta faja de borde enfriado puede ser muy

delgada (2 a 3men borde occidental sobre quebrada de Chita), o

presentar un espesor mayor (alrededor de 20men las nacientes de

quebrada de Alcaparrosa). La penetracion de la quebrada de la

Niebla presenta textura porfirica a traves de mas de 250mde ex­

posicion vertical.Probablemente comoconsecuencia de concentraciones postumas

de volátiles, algunos bordes presentan granulometria igual o

mayor (grano medio a grueso) que la textura comúnen el interior

del cuerpo.-En las nacientes de la quebrada de Alcaparrosa los

fenocristales de cuarzo han sufrido crecimiento adicional en for"ma euhedral, llegando a medir hasta 4cm de diametro.

En uno de estos sectores donde no hay borde enfriado, en el

lado oriental del cuerpo sobre el faldeo N de 1a quebrada de Chi­

ta se observa "peacemeal stoping" de pequeña extensión (foto 7),

con bloques angulosos de varios metros de tamaño de roca de caja

incorporados dentro del granito. La angulosidad de los bloques y

la escasa separacion de los bloques de la caja sugieren una con­

solidación rapida del magmaen este sector de borde, no permim

tiendo el hundimiento de los bloques dentro de la camara magmatim

En el mismo sector, el cuerpo emite un enjambre de diques

leucocraticos subhorizontales y en menorcantidad paralelos al

borde, de escasos cm hasta varios m (generalmente varias decenas

de cm) de espesor, cuyo alcance no supera los 200m desde el con­

tacto. En la figura ó no fueron mapeados por razones de escala.

Presentan bordes netos, rectos y a veces angulosos y enfriados de

textura granosa fina, con sectores centrales mas gruesos pero con

abundantes miarolas. Se componende cuarzo, feldespato potásico,

plagioclasa, biotita y muscovita. Los filosilicatos alcanzan lonw

gitudes de hasta 1,5cm. Algunos de estos diques presentan

crecimiento de topacio, en agregados de cristales transparentes,

levemente verdoso a amarillento, fibroso-radiales de hasta 3cmde

largo. Has escasamente aparecen granos menores de 2mmde diametro

de andalusita rosada. La forma de aparecer en enjambres, con es"

tructuras rectas y finas, las texturas que denotan un enfriamien­

to rapido, la presencia de miarolas y la mineralogia presente

-uz­

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-u3_

dedor de 1km. En los primeros 500mdesde el contacto la estrati­

ficación puede reconocerse a escala macroscopica fundamentalmente

cuando hay alternancias de bancos de distinta granulometria, yaque la hornfelizacion ha convertido a ellos en rocas macizas de

color gris oscuro. A escala mesoscopica en algunos sectores si

puedeinterpretarse la estratificación original.En el borde oriental sobre la quebrada de Chita la caia es

una sucesion esencialmente arenosa, con estratos delgados de are“

niscas finas a gruesas, a veces cuarzosas. Aproximadamentea 200m

del contacto se intercalan 10mde conglomerado polimictico,I con

aproximadamente 50%de clastos bien redondeados y algo elongados

en forma paralela a la estratificación. La matriz es limo-arenosa

y los clastos de tamaño promedio 5cm (si bien pueden alcanzar los

10cm) son de rocas esquistosas, siliceas, de textura granosa,

porfirica y afanitica.En el borde occidental también la caja es una arenisca

gruesa a fina con intercalaciones conglomeradicas. En el faldeo

sur de 1a quebrada de Chita el granito corta un dique microdiori"

tico de alrededor de 10mde potencia, rumbo N30°E, inclinación 70

°E alojado dentro de pelitas hornfelizadas. Es una roca color

gris y textura afanitica, de aspecto muysemejante a las arenis­

cas finas hornfelizadas. Aqui las areniscas presentan un clivaje

paralelo a la posición del dique. Aproximadamentea 2km hacia el

NUde este lugar se han encontrado una serie de diques microdio­

riticos que podrian ser correlacionados con aquel, y que son tam­bién semejantes a otros encontrados dentro de la granodiorita deTocota.

La caja NEobservada en las nacientes de la quebrada de Bau­

_uu­

chazeta presenta sectores con alteración hidrotermal sobreimpues­

ta, a 1,2km desde el contacto (CH-iBEb, 183a,b), que le confiere

coloraciones rojizas, blanquecinas y negruzcas. No existiendo

cuerpos subvolcánicos cenozoicos en sus alrededores y localizanw

dose las alteraciones dentro de una faja de hasta 2km desde el

contacto aflorante del granito, se considera que estas alteracio­nes son producto de interacción de fluidos provenientes del plu_

ton qranitico. En este sector la litologia de la caja es similar

a las ya descriptas, y las rocas mas alteradas son las areniscas

mas gruesas, debido a su mayor permeabilidad.

El descripto anteriormente es el único sector de la caja que

se halla alterada hidrotermalmente por efectos del granito. Es de

notar que los techos conservados, si bien hornfelizados, no pre­sentan alteración hidrotermal.

En los alrededores del afloramiento del arroyo Tocota no se

han constatado bancos conglomeradicos. Aqui las sedimentitas son

más finas, variando entre areniscas y pelitas, y también se ob—

servan efectos térmicos en los alrededores del granito.

Microscopicamente se observa que las wakes (cuarzosas a fel­

despáticas)(CH-128, 182a) hornfelizadas conservan su textura

clastica, siendo la matriz la mayormenteafectada,I transformando­

se en escamillas de minerales laminares, esencialmente biotita

castaña y menor cantidad de clorita bordeando los contornos de

los clastos. Se observa también escasa adición de sílice en forma

de finas venillas microcuarzosas.

Las rocas mas finas comolimolitas presentan textura blasto­

pelitica (CH-99h), en donde quedan remanentes de clastos subangu­

_u5_

» -'— - J- -p ‘nuy[osos de cuarzo, rodeados por abundante matrii (alrededor d_ lu/

cnnsistenie en un aqreqado de biotita y sericita. En esta matriz

reconoce incipiente crecimiento de cordierita, en forma desombras difusas de contornos ovalados. Otras rocas originalmente

arenosas muestran textura granoblastica (CH-146), consistente en

‘zo, npjdnto qranoso y cloritas.

La asociacion mineralogica encontrada en el hornfels, con

cordierita-biotita-sericita, ubica al hornfels en el grado medio

de metamorfismo y de baja presion,segun Winkler (1974)(500-550° C

a 0,5kb), o bien al hornfels pelitico hornblendifero segun Wilw

liams et al.(1982) (400-7OÜ°C).La cordierita tiene una temperaw

tura minima de formación de 505+-10°C a 0,5kb de presión (Winkler

1974), y es estable hasta temperaturas mayores a los 850° C

presiones menores a 1kb (Clemens y Wall, 1981).

IV.3.- CRONDQDIA IflIEBflfl_DEL PLUTDN

Dentro del pluton se ha establecido 1a siguiente sucesion

ignea, incluyendo la etapa hidrotermal:

a) Diques de microdioritab) Granito --- Diques leucocráticos

--—Lentes pegmatiticos y apliticosc) Alteración - mineralización de greisend) Diques de aplitae) Diques de riolitaf) Diques básicosg) Diquesde riolita de baja síliceh) Vetas de cuarzo-fluorita

a) Dioues de microdiorita

Comose explicara en la seccion anterior, son los emplazados

con anterioridad al qranito. Aparecen comoenjambres a 1,5km al

NÜdel horde occidental del pluton y como dique independiente en

el cnntatLo. inLruído por aquel. Presentan rumbos entre NEOy 40°

E. con espesores que superan los 10m. Si bien el que se halla

afectado directamente por la intrusión presenta aspecto masivo yafanitic similar a un hornfels sedimentario (CHW?9a,194), los

mas alejados presentan color gris verdoso oscuro a levemente row

sado, con textura microgranosa (CH-212).

Sus indices de color varian entre 20 y 40 , y se constituyen

de plagioclasa ácida (oligoclasa), menorcantidad de feldespato

potásico (?) y escaso cuarzo en forma intersticial y en fenocrish

tales. Comominerales maficos aparecen biotita y escaso anfibol

parcialmente alterados a clorita-epidoto-calcita. La biotita y el

antibo] en agregados de diminutas tablillas se hacen más abundan­

tes en los alrededores de cuarzo subredondeado (fenómenos de

reaccion?).

Algunos sectores dentro de los diques que no superan los 2cm

y que se distinguen a modo de inclusiones subredondeadas,

presentan color rosado castaño y se componen esencialmente de

feldespato potásico y escaso anfibol, con sectores centrales rem

llenos con calcita blanca. Son diques muysimilares a otros en”

contrados dentro de la granodiorita de Tocota, y por otro lado,

son también semejantes a otros observados dentro del granito de

Conconta, sector del batolito de Colanguil que se halla en estu_

dio por Castro (ver Castro, 1987). La composición modal de estos

diques se discute en el capitulo V.

tQ__Granito. diquas leucocraticos. lentes peqmatiticos

y__'=39_1_á..t..i_sp_s_

El plutón se constituye de rocas de composición qranitica en

todo su afloramiento en forma homogénea. En general son rocas de

coloración rojiza a anaranjada,l que se hacen mas blanquecinas en

algunos sectores de techo, o algo mas grisaCeas en los bordes en_friados.

Presenta textura granosa de grano medio a levemente grueso

(generalmente de 2 a 6mm), distinguiéndose macroscópicamente

cuarzo, ¡oldespato potásico, plagioclasa y biotita con variadogrado dv Lloritizaciún. Debido a la meteorización que su presenta

se hace dificil el muestreo de rocas frescas y coherentes.

En las fotos 8 y 9 se dan ejemplos texturales de las muesm

tras machoscopicas.

A] microscopio se encuentran en una textura granular hipi­

diomorfa 29 a 422 de cuarzo, 26 a 41%de pertita (ortosa), 22 a

411 de plagioclasa ácida y cantidades menoresde biotita, fluori­

ta intersticial, zircon, maqnetita martitizada, limonitas, y muyescaso npidoto?. Las reacciones de caracter subsolido son abun­

dantes, representadas por rebordes albiticos, pertitas de reem­

plazo, crecimientos metasomáticosde cuarzo, sericita y fluorita

de reemplazo, etc. Dada la importancia de las observaciones tex­

turales microscópicas para la interpretacion del pasaje de cris­

talización ortomagmaticaa hidrotermal,I las caracteristicas pe­

trograficas de las rocas graniticas seran descriptas en detalle

en el capitulo VI. Tambienen capitulo aparte se dará la composi"

ción modal de los granitos junto con las modas obtenidas en din

ques leucocraticos, apliticos e inclusiones igneas mas basicas

(capitulo V).Son relativamente abundantes las lentes de diferenciados

pegmatiticos, de escasos cm a varios cm, compuestos de cuarzo,

Teldespato potásico y en menor cantidad biotita. Pequeñas miarom

-ue­

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Foto H"Hurdm enfriado dm(_:_1I"'.:-:u“u.r3 ‘f i ncrïu a m(:;'(:IJ'_<.:'v n

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zi¡ir-(¡fl car-(w: (PH uufivrugn“ f“.¿2m 1.;i ('rlad [S!l'H“[;ZI(l|’“¿:lSEE-) Cieza 1’ I ¡"Kari/ta (1102-?In=5u.=.:«’c.¿;1Ü, ;.ï‘u(.::m

-u9_

de diametro, y escasísimo epidoto, observable sólo bajo microsco­

pio.

Si bien muyescasamente, se hallan presentes algunas inclu­siones básicas que se dispersan en el interior del cuerpo. Apare­

cen en forma aislada y por lo tanto sin una distribución visible

con respecto a la morfología del plutón. Pueden medir varios cm

hasta alrededor de 20cm de diametro y son redondeados en la mayo"

ria de los casos, si bien algunas tienen terminaciones ondulosas.

En general sus texturas son microgramosas, a veces con leve grado

de porfirismo. Son rocas cuyo indice de color varia entre 7,5 y

?8,1, y composiciones variables entre granito (CH-115,199b), graw

nodiorita (CHW105,133)y diorita (CH-107b) (véase capitulo V). El

mineral mafico es exclusivamente biotita, que aparece como

mineral de cristalización temprana junto con la plagioclasa. En

un solo caso (CH-133) se observaron 2 granos diminutos asociados

a biotita, cuyas caracteristicas ópticas podrian corresponder a

las de un piroxeno, pero sin seguridad. Dentro de la plagioclasa

si bien predomina la de composición Anil-lñ, también se encuentra

la composicion An23m2, y estas últimas contienen diminutos cris­

tales de biotita orientados zonalmente (fenómeno que no se

observa en el cuerpo granitico en general). En general, la pla­gioclasa presenta sericitización-fluoritizacion comose DbSEFVL

en los granitos. El feldespato potásico.aparece subhedral a euhew

dral con pertitización leve. El cuarzo es en general

intersticial, pero en algunos casos aparece comofenocristal sub­

redondeado, bordeado por tablillas de biotita a modode corona de

reaccion. Comoaccesorios aparece zircón semejante a los encon­

trados en 'el granito, apatita en 2 variedades morfológicas:

-50­

wpr imm’ul Íí n ( 1ur (¡n/antal'nz): .:-----F-)y en aguja-7, ( largo/ancla):‘90 «40) , y

fluorita intersticial.De acuerdo a la textura y composicion,l estas inclusiones

basicas parecen tener una naturaleza magmatica, en donde se

verifica una composicion original mas basica (mayor cantidad de

biotita con caracter temprano), que sufrio distintos grados de

homogeneización (mezcla) con el magmagranitico de Chita (bimodaw

lidad de la plagioclasa, apatita cristalizada en 2 generaciones),

caracteres netamente graniticos superpuestos (zircon zonal,alteración a sericita-fluorita en plagioclasa, fluorita intersti­cial). Sus formas redondeadas son indicadoras de lejanía fisica y

temporal del lugar de mezcla.

De acuerdo a la relacion estructural con la caja, el empla­

zamiento del cuerpo principal se produjo con posterioridad al

plegamiento de las sedimentitas de la formación Cerro Agua Negra

y al fracturamiento que puso en contacto 1a escama tectónica delas sedimentitas flyschoides con esa formacion. Esta afirmación

se basa en la disturbacion (endomamiento) que produce el granito

sobre la estructura regional de la caja, mientras no se observan

evidencias del caso inverso (sobreimposicion de 1a estructura re­

gional sobre el granito. Por otro lado, los diques de microdiori—

ta que se emplazaron con anterioridad a1 granito atraviesan el

contacto entre sedimentitas flyschoides y formacion Cerro Agua

Negra. Por lo tanto, se establece que se trata de una intrusión

de caracter postectónico (con respecto a la fase orogénica San

Rafael, la cual según Caminos (1979), es la responsable de los

plegamientos de estratos equivalentes en la cordillera Frontal de

Mendoza), que ocasiona domamiento de la caja.

-51­

Por otro lado, el caracter epizonal de la intrusión siguien­

do conceptos de Buddington (1959) se fundamenta en: pequeño tama"

ño del plutón (12km H 4km), escaso metamorfismo regional de la

roca de caja, caracter postectónico, endomamientode la caja,

hornfelización de la misma y formación de borde enfriado en un

contacto neto,l existencia de stoping y pequeño roof pendant,yexistencia de estructuras porosas (miarolas).

Los diques leucocraticos subhorizontales que son emitidos

por el plutón en el borde oriental son posiblemente de origen

neumatolitico, cristalizados en fisuras térmicas comose explica­ra en la sección anterior. Esta evidencia sumadaa otras tales

como abundancia de lentes pegmatiticos y apliticos, cavidades

mjaroliticas, crecimientos metasomáticos de megacristales de

cuareo en el techo, y la abundancia de texturas subsólidas obser­

vadas a nivel microscópico, permite inferir que el contenido

acuoso del magmatuvo de alguna manera una actuación en los

procesos de cristalización del plutón.

Posiblemente comoproducto de asimilación de caja, se encon­

tró un un sector de borde a lo largo de la quebrada Fiera una

inclusión vetiforme (CH-206),.de alrededor de 2cm de espesor,

constituida de alrededor de 70%de biotita y 30%de andalusita.

La biotita aparece en mosaico de tablillas menores a 1mm, mien"

lras la andalusita se encuentra en cristales elongados de hasta

5mmde longitud, pleocroicas de rojo a incoloro. Estos cristales

de andalusita contienen en-su interior abundantes y diminutos

granulos anhedrales a elongados de bordes redondeadas, color

verde e isótropos, a veces distribuidos con cierta orientación

-52­

radial, en zonas internas de los cristales hospedantes. Sus cam

racteristicas opticas podrian corresponder a espinelo, y en ese

:aso estaria indicando un metamorfismoretrógrado de facies de

hornfels piroxénico a hornblendifero. De acuerdo a Williams et

a1.(l982), el hornfels piroxenico determina una facies de alta

temperatura (650-900 °C), mientras el hornblendifero abarca un

rango menor (400-700°C). De esta manera, se registra una influenw

:ia térmica de mayor temperatura que en la cajaEl en un posible

xenolito que ha sido asimilado dentro de la camara magmatica.

g1_filteración - mineralización de greisen

En algunos sectores cercanos al techo el granito presenta

alteración sobreimpuesta de greisen (véase figura ó). Esos

lugares adquieren coloración mas blanquecina conservando la tex­

tura original (sericitizacion de feldespatos), en parte verdosa

por abundancia de muscovita coloreada, o rojo intenso poroxidación.

Si bien hay variado grado de greisenización, en casos extre­

mos pueden. transformarse en rocas granosas de textura media a

gruesa (diametro maximo0,8 a 1,0cm), consistentes en 70% de

cuarzo, 252 de muscovita (2M1) y 5%de fluorita. En el sector

alto de la quebrada Fiera y en el cuerpo de Tocota se encontraron

en forma diseminada agregados de cristales fibrosos-radiales de

hasta 2cmde longitud de andalusita rosada. Tambien se encuentra

escasa pirita diseminada.Dentro de estos sectores alterados se ubican mineralizacio­

nes de No, como son las minas San Jose y San Pedro, o en el bor­

de oriental en las nacientes de la quebrada Pedrazon. Las minas

-53­

mencionadas se ubican en las nacientes de la quebrada de Alcapam

rrosa,aproximadamente a 4500mde altura. Su primera mención se

halla en Monchablón(1954), quien considera estructuras vetiform

mes con nidos erráticos de molibdenita y berilo. Más tarde fueron

descritas por Llambias y Malvicini (19éó) comodiseminaciones de

molibdenita y menor cantidad de scheelita-wolframita en cuerpos

cuarzosos con muscovita, y por Eguaburó (1979) como cuerpos pegw

matiticos portadores de estos minerales.

La molibdenita aparece dentro de ros sectores con mayor gra"

do de alteración, en agregados de distribución errática, de ho»

juelas de hasta 2cmde diametro, muchas veces intercrecida o

reemplazando a 1a muscovita. Se halla parcialmente oxidada amaterial terroso blanco, brillo sedoso, en parte con color amari­

llo canario, en escamas que siguen la textura original de la mo“

libdenita, que correspondería al mineral de oxidación ferrimolibm

dita. Asociado a la molibdenita, o constituyendo agregados indew

pendientes, aparecen cristales prismaticos de berilo de hasta 2­

3cm de largo y 0,5cm de diametro. Tambien puede aparecer fluorita

incolora asociada. Si bien Llambias y Malvicini (1966) mencionan

scheelitauwolframita en las minas San Jose y San Pedro, no se ha

constatado con seguridad su presencia.

Se considera que estas alteraciones son producto de una in­

teracción en estado subsólido del granito con fluidos separados

del magmadurante la cristalización del plutón, y que se han acuw

mulado en los sectores mas altos sin poder escapar del techo,

debido a que las sedimentitas hornfelizadas y el borde enfriado

habrían actuado comomedio aislante no permeable.

Los estudios de inclusiones fluidas en cristales de berilo

-5u­

(Vease capitulo VII) indican que una parte de los mismos fue pre"

cipitada a partir de fluidos neumatoliticos de composiciones cer­

canas al 5%de NaCl equivalente, que han evolucionado en esosmomentos desde el estado supercritico al liquido, bajo una pre­

sión de alrededor de 360 bares. Una ligera tendencia a la

disminución del contenido salino se observa en la evolución de

estos fluidos. Teniendoesta mineralización una estrecha relación

genéticowtemporal con la cristalización del granito, y siendo es­

tos datos obtenidos a partir de una homogeneización critica de

las inclusiones fluidas, en donde se considera que han estado en

equilibrio la presión litostatica con la hidrostatica (de vapor

de agua, el valor obtenido de presión puede ser aplicado tambien

al del nivel de intrusión del plutón. Considerando una densidad

de las rocas suprayacentes de 2,7g/cm3, esta presión litostatica

corresponde a una profundidad de alrededor de 1,3km. Este dato

representa la cuantificación de la epizonalidad del plutón, de"

mostrada también por otras evidencias geológicas. Por otro lado,

constituye una evidencia de la evolución del magmaa fases neuma­

toliticas (supercriticas) y líquidas dentro de una camara magma­tica cerrada.

Esta mineralización diseminada de Mo, si bien tiene algunas

similitudes con yacimientos de tipo "Moporphyry", existen 2 as­

pectos fundamentales que la diferencia de ellos: 1) estilo es»tructural de cristalización dentro de un sistema de camara

cerrada, que no le permitió romper el techo y desarrollar las

distintas zonas de alteración hidrotermal tipicas en las rocas de

caja de un “No porphyry", y 2) los fluidos a partir de los cuales

cristalizaron los minerales de Chita son de baja salinidad (magma

-55­

con evolución a la neraluminosidad y no a la peralcalinidad),miunlrnï caracteristica notable la gran salinidad gun muestran

los fluidos actuantes en sistemas tanto de No comoCu porfiricos

(Hollister, 1978).

d) Diques de aplitas

Es frecuente la existencia de diques de aplita,

subverticales, de rumbo general NE a NNE,que se observan con lim

mitada continuidad. Sus espesores son en general menores a 1m.

Su coloración es rojiza, con textura granosa fina homogénea,

a veces levemente porfirica con menos de 10%de fenocristales de

cuarzo y feldespatos de hasta 5mmde diametro, en una pasta mi­

crogranosa.

A1 microscopio la textura es hipidiomorfa, localmente alo­

triomorfa, con tamaños de grano promedio alrededor de EOÜu. Los

minerales principales son cuarzo y feldespato potásico y menor

cantidad de plagioclasa. El cuarzo presenta el mismocaracter de

crecimiento tardío comoen las facies de granito. Conformagranos

anhedrales equidimensionales, a veces ameboidales, que en un es­

tadio avanzado de crecimiento se ponen en contacto varios granos,

dando origen a contornos poligonales. Sus superficies limpidas

permiten reconocer una cantidad considerable de inclusiones flui­

das diminutas y otras cristalinas (zircon granoso en grupos de 2

o 3 individuos, biotita levementeverdosa, feldespato alcalino?).

El feldesparo potásico puede tener contornos subhedrales, a veces

comotablillas equidimensionales. Es ligeramente inhomogeneoy se

halla con leve argilizacion general y localmente con sericitica":ión. La plagioclasa (albita-oligoclasa) presenta al igual que el

-55­

feldespato potásico mayoreuhedralidad en los cristales de menor

tamaño. ñ veces exhibe textura en tablero de ajedrez. Presenta

sericitizacion leve a moderada.Cristales de fluorita con algunosbordes cristalinos y clivaje octaedrico se hallan asociados con

qránulos de epidoto. Relativamente abundante muscovita aparece

comoreemplaïo casi total de biotita, junto con algunos granulos

de mena, y también como crecimientos póstumos en agregados de

escamillas fibrosas. En las rocas porfiricas los fenocristales de

cuarzo o feldespatos aparecen con bordes corroidos por la pasta.

A veces se observan no solo fenocristales invididuales, sino tam­

bien relictos graniticos comoagregados de cuarzo-feldespato en

diferente proporción, incluso con participacion de biotita. Lo­;almente aparecen microvenillas siliceas atravesando la roca.

Las composiciones modales de algunas de estas rocas se

hallan en el capitulo V.

Las aplitas aparecen en sectores internos del pluton no solo

en forma de diques subverticales, sino también como lentes de.

contornos difusos y ondulosos, comodiferenciados. apliticos, o

diques de menores dimensiones (de hasta varios cm de potencia por

escasos metros de longitud), los cuales son muchas VECessubhori­

zontales, probablemente siguiendo un "sheeting" del cuerpo.

e) Diques de riolita

En menorcantidad a las aplitas aparecen diques de riolitas,

con rumbos y dimensiones semejantes. Presentan generalmente colo­

ración verdosa y son de textura afanitica. Los bordes enfriados

son bien definidos, con filetes de flujo apretados.

Al microscopio se observa textura porfirica, con menos de

iOZ de fenocristales de escasos mmen una pasta granofirica (CH«

-57_

76,110). Los fenocristales son mayormentede cuarzo, en cristales

subhedrales con grandes engolfamientos, superficies limpidas y

extincion en relámpago. Escaso feldespato potásico muestra

superficies levemente inhomogéneasy parcialmente sericitizadas.

Los fenocristales sirven de apoyo para los crecimientos esferu­

liticos que predominanen la pasta. Se trataría de intercrecinmientos intimos de cuarzo y feldespato posiblemente en una pro­

porcion eutéctica, que en conjunto muestran una extincion poco

definida. En parte la pasta es un agregado felsitico, en donde

hay recristalizacion silicea. Una leve a moderada sericitizacion

afecta a la roca en general, en escamillas elongadas que siguen

la radialidad de las esférulas o los filetes de flujo de 'los

bordes, o bien en escamas de habito mas corto en los sectores

felsiticos, acompañadasde limonitas pulvurulentas.Las texturas y estructuras de estos diques indican que las

aplitas han rellenado thm>üadúfikdad dentro del granito ya con"

solidado (si bien los lentes y diferenciados se habrian formado

en una etapa todavia dúctil), mientras las riolitas lo hicieron

en fisuras formadas en granitos ademas de consolidados ya algo

mas enfriados, como lo evidencian los bordes enfriados y una

pasta mas fina.

A nivel petrografico se reconoce en estos diques una

evolucion_del magmahacia composiciones mas siliceas y con mayor

contenido de muscovitas, caracteristicas que se observan tambiénen la alteración de greisen.

ÍJ_"¿QJES basiggs

Aparecen en especial en el borde oriental sobre la quebrada

-53­

de Chita como enjambres (foto 10), y en forma mas esparcida en el

interior del pluton y en el borde oriental cortando a la quebrada

Fiera. Sus rumbos oscilan fundamentalmente entre N-S y N10 E (en

menor proporcion ND), siendo subverticales. Las potencias son

menores a 1m, pudiendo ser de sólo escasas decenas de cm. Los

bordes son rectos, pudiendo ramificarse o anastomozarse con Tre“

:ia, dejando finos tabiques de caja granitica entre ellos.

Las rocas presentan color gris oscuro, son afaniticas, con

escasos granos de pirita menores a 1mm.La observacion microsco­

pica permite determinarlas comotransicionales entre andesita a

microdiorita con conspicua alteración propilitica y lamprofiro

spessartitico.Las rocas con caracteristicas masandesiticas o microdiori­

ticas (CHM19,20,207,208) presentan 10 a 20% de fenoC'istales

menores a 0,5cm de longitud, con cantidades similares de plagio"

clasa atravesada por abundantevetilla de calcita-clorita, y

mafitos totalmente cloritizados. La pasta se componede alrededor

de 50%de tablillas de feldespato (olignclasa?), 40% de sector

cloritizado y carbonatado con escasos relictos de biotita o de

anfibol (CH-106) y 10%de minerales opacos con contornos crista­

linos (magnetita martitizada y pirita) y agujas de apatita.En la muestra CH-9óde similares caracteristicas es mas

fuerte la epidotizacion y se observan sectores monominerales o

poliminerales rodeados por sombras de minerales fibrosos (totalw

mente cloritizados y epidotizados), sugiriendo fenómenosde reac­cion.

Las rocas de caracteristicas mas lamprofíricas (CH-22,23) se

-59­

Fmtmlünú Harde oriental mn faldeo 8 de quebrada de Chita. Lasdíqurm hÉïiL se hallan truncados en el Bmctmr supewrinr nur Ufnntmm dm una HDHHdo fracturaÍFL

cmmpmnmndm mmnïb da 10% de TGHÜCFiBtHIEE tmtalmente altaradms a

Clmrita y calcíta, y una pasta con 50%de tablillas feldespáticag

muy altwradafi (andaminaT), y el resto cumpuestm fundammntalmente

anfihml parcialmente clhritizadm, o mafitog totalmente alte—par

rad a w idmtmwcalcita y mwnmrcantidad de gránulms amamos euhew

dralmfi. 80 cunmtata muyescagm cuaram intergticial.

En el cmntactu da una de watmmdiques bámicoa (Clefll) cun

e] granitm 5m mbfifirva dentrm de un ancha menor a 1am fünómenms de

qranulücíón Cataalágtica en El granitm hmfipüdante. El ‘bmrda

mufriadm del dique Q5 aqui criptmcrigtalinm, con üfifiafiüfi nuclea"

mientom HW fmnmcristalws de plagimclaga. El cmntactm neta, si

10 mhmewvarwctm a eücala mesmficópica, es levemente si”tJíenw

cala microacúpica, adaptándosa 105 filetes dm flujo al H H7.)(13 Fc!

-60­

esa sinuosidad.

En el borde oriental estos diques cortan a los bloques de

caja incorporados dentro del granito, atraviesan los contactos e

intruyen también a la caja, cortando a los diques leucocraticos

en las inmediaciones. En el faldeo S de la quebrada de Chita este

enjambre se halla truncado abruptamente a determinado nivel, por

una zona de fractura que se continúa hacia el NOpor la quebrada

de Chita, y por el faldeo N de esta quebrada (véase figura 3). En

estadios posteriores esta zona de fractura fue rellenada por

vetas de cuarzo-fluorita y microvenillas de cuarzo. Se infiere un

desplazamiento de caracter levógiro debido a la protuberancia que

presenta el granito en su extremo ND, y un movimiento vertical en

donde el labio hundido es el sur, debido a que los contactossobre el faldeo N de la quebrada se hallan en una cota mayor (en

varias centenas de metros) que los del faldeo S, por lo menos en

el sector occidental del plutón (véase figura 4).

q) Diques de riolita de baja sílice

Se han denominado de esta manera debido a su composición

quimica (muestra CH-lñü, 7228102 en base anhidra), y para dife­

renciarlos de los diques rioliticos anteriores.

Aparecen fundamentalmente en la caja en conjuntos de varios

diques subparalelos, que se adelgazan, ensanchan y se anastomo­

bordeando al pluton en su lado oriental, siempre dentro de

una faja de 1kmde distancia desde el contacto. Cortan a los

diques leucocraticos y también a los diques basicos en el faldeo

N y S de la quebrada de Chita. En el lado occidental del plutón

se encontró sólo un dique de similares caracteristicas.

-61­

Sus anchos varian de escasos metros hasta 15m (generalmente

entre 5 y 10m) y sus posiciones son subverticales hasta

inclinadas 70 hacia el E (los que aparecen en la caja oriental).Los contactos no son rectos comoen los diques basicos, sino mas

sinuosos. Cnrtan con un angulo muypequeño a 1a estratificación

(quebrada de Chita), o se hacen subparalelos a ellos (arroyo rom

rota). En el ultimo lugar mencionado si bien en sus alrededores

la estratificación es de sólo 30-40° hacia el E .incluyendo el

contacto con el granito, sólo en las inmediaciones de los aflora"

mientos de estos diques alcanzan inclinaciones de hasta 70°, ad“

quiriendo las pelitas de la caja gran fisilidad. Este hecho

permite suponer que esta disturbación de la caja fue producida

por la intrusión de esta serie de diques.

Las rocas son en general de coloración verdosa clara, con

textura porfirica, en donde los fenocristales no superan el 30X.

Macroscópicamentese observan fenocristales euhedrales rosados de

feldespato que alcanzan un tamaño de hasta 1cm, y en menor pro­

porción cuarzo de menor tamaño y mafitos cloritizadns y biotiti"

nados.

El feldespato potásico es euhedral, con micropertitas y

moderadasericitización. La plagioclasa (oligoclasa) también se

halla sericitizada y el cuarzo aparece con engolfamientos a veces

pronunciados. La pasta es caracteristicamente felsitica a grano­

íirica, del tipo esferulitico, en "vidrio de reloj" y plumoso,que crece apoyada sobre los fenocristales o los microlitos defeldespato alcalina o cuarzo. Es relativamente abundante la

biotita parcialmente cloritizada, en parte con zircón zonadoaso­

ciado (muysemejante al que aparece en granitos) y apatita. La

-52­

biotita puede estar epidotizada (CH-201)y también ser abundante

en la fracción fenocristales (CH-150) en forma de agregado por

recristalización. La apatita aumentacon la cantidad de biotita.

Las muestras 154 y 215 muestran sectores con agregados granosos

de feldespatos, con escaso cuarzo intersticial. Las rocas se

hallan en general muysericitizadas, con parches de alteración de

calcita, o también con recristalizaciones en mosaicos de pequeñas

tablillas de biotita (CH-202).

Los granófiros según recopilación de Barker (1970) tienen

una composición cercana al minimo granitico para 500o, pudiendo

variar entre Gz 29-41%, Ür 17-41%, Ab 21-41% y An 0-52. En las

rocas aqui estudiadas, los granófiros presentan cierta zonación,

siendo mas potásicos los sectores mas internos y mas sódicos los

externos (según ensayos de tinción con cobaltinitrito de sodio).

Los cristales de cuarzo son los únicos que presentan engol­

famientos de variado grado, y estos parecen ser mas una evidencia

de cristales esqueléticos que de disoluciones posteriores (el

"quenching" o enfriamiento se habria producido en un momento en

que los minerales de cristalización anterior ya habian completado

su formación, pero no todavia el cuarzo), ya que la pasta grano­

fírica (de composicióngranitica) no disolvería al cuarzo, y por

otro lado existen fenocristales de cuarzo con una delgadisima

corona de reacción de biotita, tanto en ejemplos ya engolfados

como no engolfados (pH-205). Sustentan esta interpretación losestudios experimentales de Lofgren (1980), quien observa que la

plagioclasa puede tardar mas de 275°C (entre B75 y óOO‘C a una

velocidad de enfriamiento de 2°C/h)para que termine de rellenar

-53­

todos los enqolfamientos esqueléticos.

Los bordes enfriados de los diques son de color verde mas

oscuro, con filetes de fluidalidad paralelos a los contactos.

En algunos diques de posicion mas externa (CH"202) se

constataron inclusiones subredondeadas de rocas correspondientes

a diques basicos, pero con una biotitizacion generalizada, de

hasta 10cmde diametro. Diques de caracteristicas similares,abundantes inclusiones de rocas basicas fueron observados con

frecuencia tanto dentro del granito de Los Puentes-E1 Salado como

en el de Conconta en la porción norte del batolito de Colanguil,

en donde Huartino y Zardini (1967) proponen fenómenos de hibrida­

cjon de magmas.

h) Vetas de cuarzo-fluorita

Dentro del plutón granitico de Chita se esparce una canti—dad relativamente abundante de vetas de cuarzo-fluorita o cuarzo

solo. No se encontraron vetas de este tipo en la caja fuera del

plutón.

Comose observa en la figura 6, presentan rumbos muy varia­

bles, existiendo las que se ubican alrededor de la direccion Enü

o N-S y también en posicion ND. En general son subverticales.

En los casos de la mina Yonis y 1a Fluorita El Quemado, se

cuentan con levantamientos topográfico-geológicos a escala 1:750

y pequeñas labores de destape, realizados por Eguaburo (1979).

En general aparecen como sistemas de varias vetas, de 10cm a

1mde potencia, o bien comovetas individuales de mayor desarro­

llo (5 a 10m). El sistema de vetas de mayor desarrollo es el ubiw

rado en el faldeo N de la quebrada de Chita en forma paralela

-6u­

--_----—----—-—Ji'

ella, en dende la faja compuesta de vetas y caja gwanitica ¿alteaw

rada y ciuallnda alcanza alrededer de 100mde anche. Aqui el con”trnl eetructural fue la monade fracturaaión desarrullada a ln

large de la quebrada de Chitá y que truncara el enjambre de

diques básicas en el beFde oriental del cuerpo, cama se

mencionara anterimrmente.

La caja qranitica en donde se emplazan las vetas pueden

preeentaree frescas o alterada (sericitizada, limonitizada) y mi*crofracturada.

Las vetas presentan estructura bandeada, con bandas de cuar­

zn y flunrita bien definidas, e también sectores brechosms con

fragmentmm de flumrita cementada per cuarzu. San frecuentes lag

texturas un diente de perro, crecimientos en mecarapela y drueafi.

Las bandas de fluerita presentan crecimiento granoeo medie a

qrueen de cristales hlanquecinus muylevemente celoreados (verdu­

en a celeete).

En uno de les-destapes de la mina Yonis se ha conetatadm la

eiguiente eucesión (figura 7):

Figura 7." Efitructura interna de veta de cuarzo*f1uorita de minaYmnis.

F G

++t', _/' \% , t j!

aclento (S)

c/Á.”+++.+++++-<+ ++-++-#+-++

-55­

ñ.w 2am. Flunrita qranosa de grano medio a grueso, incolora a le"mentr.»celeste .

H.“ Bum. Cuarxo con crecimiento en diente de perro.

C.m ócm. Cuarzo laminar hasta 3cm de largo, parcialmente radial.

D." inicm. Fluorita granosa similar a A.

E._ lcm. Cuarzo con Crecimiento en diente de perro.

F.— ócm. Cuarzo laminar, similar a C.

B." ó-ch. Fluorita granosa similar a A y D. Contiene fragmentosde la caja.

Esta sucesion muestra una estructura bastante simple y sime­

trica, en donde los pulsos habrian sido:

1) Fluorita granosa (A,D,G)

2) Cuarzo laminar (C y F)

3) Cuarzo final en diente de perro (H y E)

Se descarta la posibilidad de una relacion genetica de estas

vetas con las vulcanitas cenozoicas, y en cambio se reafirma la

relacion con el granito neopaleozoico debido a: 1) restricción de

la localización solo dentro del pluton granitico; 2) no existen­

cia de antecedentes en la zona de mineralizaciones de tales para­

genesis asociadas a vulcanitas cenozoicas; 3) evolución volátil

del granito rico en F; 4) si existen asociados a los granitos

neopaleozoicos mineralizaciones de cuarzo-fluorita o cuarzo-bari­

tina-fluorita comoPata de Indio (Dliveri, 1971; Dliveri et al.,

1971), Agua Blanca (Castro, com.verb.).

La estructura de veta con texturas de bajas temperaturas (en

diente de perro, drusas, etc.) permite pensar que estas vetas se

alojaron en el granito ya totalmente frio, afectado por fractura­ciones.

-55­

.i_Se puede comenzar a esbozar un modelo de cristalización del

plutón en una camara magmatica epizonal y en un sistema esencialm

mente cerrado, en donde la diferencia termica entre el magmay la

caja produjo un borde enfriado y una aureola de metamorfismo ter­

mico en la roca de caja (hornfelización), que en conjunto habrian

actuado comomedio aislante fisico y químico. Las caracteristicas

petrograficas indican que en algún momentode la cristalización

del plutón el magmaalcanzó su saturación en fase acuosa, ocasion

nando la fase separada una alteración pervasiva de la roca ya

cristalizada. Según sectores el contenido de agua actuó para orimginar diferenciados pegmatiticos y miarolas.

Posiblemente escaso magmaresidual (saturado en agua?) pro“

dujo relleno de ?h105<i4hbdda¿ luego de la consolidación delplutón, dando lugar a diques de aplita y riolita que afectan sólo

a] plutón.

Los diques basicos y los de riolita de baja sílice constitu»

yen los episodios magmaticosúltimos dentro de la historia de

cristalización en el plutón granitico de Chita. La configuración

espacial de estos diques en fajas bordeando (si bien de un solo

lado) al plutón sugiere una estructura de tipo diques anulares o

en cone-sheets. De acuerdo a los conceptos originales de Anderson

(i936, en Shaw, 1980) los cone-sheets (con inclinaciones que con­

vergen hacia el centro del plutón) se producen en situaciones de

sobrepresión magmaticasobre la litostatica,l siendo la dirección

de los diques la de maximoesfuerzo (fractura tensional). Al re­

vertirse el sistema de esfuerzos y ser menor la presión magmatica

que la litostatica, las superficies de ruptura (fracturas de

-57­

ciza) son tangenciales a los bordes del plutón y constituyen los

diques anulares. Considerando que en el plutón de Chita en algún

momentode la cristalización se alcanzó la saturación en fase vo"

latil, la separación de esta generaria un estado de sobrepresión

hidráulica, que favoreceria mas la formación de estructuras de

tipo cone-sheet. Al respecto, Phillips (1974) apunta la

importancia de la sobrepresión hidraulica por segunda ebullición

para la formaciónde estas estructuras. Si bien las inclinaciones

de los diques (subverticales a ligeramente tangenciales a los

bordes) no obedecen exactamente a las de un cono tipico, se cone

sidera, especialmente en el caso de las riolitas de baja sílice,que habria sido 1a estratificación de las sedimentitas de la caja

la que interfirió para que las fisuras no se propaguen hacia

fuera del plutón. La menor viscosidad del magma basico habria

ayudado al ascenso mas rapido de estos diques en comparación conlos rioliticos.

Con posterioridad a la consolidación del plutón,del emplaza­

miento de los diques y de su fracturación, los liquidos acuosos

remanentes, posiblemente mezclados con aguas meteóricas,

produjeron rellenos de fisuras constituyendo vetas de cuarzo—fluorita.

En los capitulos subsiguientes se profundizara en la deter­

minación de la evolución mineralógica (capitulos V y VI) de las

rocas, comprensión de las relaciones texturales para obtener in—

formación acerca del momentode saturación del magmaen fase vo­

látil acuosa y calcular el contenido acuoso inicial del magma y

la expansión volumétrica sufrida por procesos de segunda ebulli­

-53­

ción (capitulo VI), basados en algunos parametros termodinámicos

obtenidos a partir de estudios de inclusiones fluidas (capituloV11).

IV.4.- INTRUSIDNES PDSTERIDRES AL EVENTO BRANITICÜ

vgiatiaá.-.Es un pequeño cuerpo de alrededor de 100mde diametro encon_

trado en un sector alto de la quebrada de Alcaparrosa. lntruye al

granito, y su expresion topográfica es infima con respecto al

granito. Presenta abundante diaclasamiento vertical, con

vesiculacion en sus superficies.

Las rocas son muyfrescas, gris oscuro y tienen textura afawnitica.

La roca es holocristalina (CH-41), con textura subofitica

que grada a intergranular. El indice de color es de 40 a 50, y

se constituye de alrededor de 50Xde plagioclasa, 252 de augita

titanifera, 20%de olivina y menos de 5%de opacos.

La plagioclasa (AnfiO-óB)aparece en tablillas elongadas

(largo hasta 10 veces ancho), generalmente fresca o leVemente

cloritizada o sericitizada. Muy escasos cristales son

equidimensionales y zonados. Hay cristalización de gránulos de

olivina y piroxenos siguiendo bordes de zonas internas.

La augita titanifera (2Vg=48°)se presenta en cristales sub»

hedrales que engloban subofiticamente las tablillas de plagiocla­

sa. El color es pardo vinoso claro, levemente pleocroica.Generalmente se halla fresca. Puede contener inclusiones de

minerales opacos u olivina parcialmente alterada.

La olivina es una forsterita (2V¡=82° ) que aparece en

-59­

cristales subhedrales de menor tamafio que la augita, 0 bien en

pequeños agregados de granos euhedrales menores. Son frecuentes

las inclusiones minúsculas de cromita? isotropa. En algunos casos

se halla alterada a minerales del grupo de la serpentina o mine­

rales verdes, que atraviesan los cristales en diferentes direcmciones o los bordean.

Los minerales opacos conforman cristales anhedrales a subhe­/

drales, muchas veces con rebordes biotiticos. Dentro de elloá‘predominan la ilmenita y titanomagnetita. Hay escasa pirita den»

tro de la titanomagnetita y calcopirita en granulos dentro de la

plriLa u en venilla.

La biotita aparece también en forma individual en laminas

pleocroicas muyrojizas, con parcial cloritización. Son relativa­mente abundantes las agujas de apatita.

La frescura de estas rocas, su aspecto joven (vesiculacion)

y la composicion con tendencia alcalina (titanoaugita) hacen pen­

sar que no integran el conjunto de rocas que dieron origen al

pluton granitico de Chita, sino que son mas jóvenes. No existien­

do otras evidencias geológicas, queda en suspenso su ubicación

temporal precisa.

b) Diques daciticos cenozoicos

En el sector oriental del pluton aparecen 2 diques de escasa

longitud y composición dacitica, que pertenecen al magmatismoce"nozoico.

Son rocas porfiricas, color gris claro, con fenocristalesgeneralmente menores a 5mmde feldespato, cuarzo y biotita. La

pasta es afanitica, con participacion de vidrio.

-70­

Si bien entre la quebrada de Chita y Fiera estos diques se

ubican en el borde del pluton pero dentro del mismo, mas hacia el

sur se ubican otras_similares que siguen aproximadamente la

dirección de los diques en cone-sheets descriptos para el plutón.

Entre las quebradas de Coquimbito y de la Fortuna se localiza

además un cuerpo intrusivo de mayor tamafio.

Esta localización de diques cenozoicos sobreimpuesta a la

de los conewsheets neopaleozoicos hace pensar que esa zona de

debilidad (fisuras) producida por sobrepresion interna del plutón

en el Neopaleozoico todavia siguió existiendo en el Cenozoico

para controlar la ubicacion de estos diques.

V.- CUMPQQJCION MODAL DE LAS RDCAS CONSTITUYENTES QEL PLUTÜN

GRANITICO DE CHITA

Con el objeto de conocer la composición mineralógica se lle"

vo a cabo un conteo mineralogico al microscopio de las siguientes

entidades: diques de microdiorita, rocas graniticas, inclusiones

básicas. diques leucocráticos, diques de aplita, diques basicos ydiques de riolita de baja sílice. En general, se contabilizaron

de 800 a 2000 puntos por corte delgado, con un espaciado variable

entre 0,2 y 0,6mm, según la granulometria de las rocas.Los resultados obtenidos se hallan tabulados en el cuadro 1.

A continuación se considerarán estos resultados, agrupandose

por comodidad de comparacion en 1) rocas con textura granosa

(granito, inclusiones básicas, diques leucocraticos, diques aplin

ticos, diques de microdiorita y diques basicos), y 2) diques de

riolita de baja sílice.

V.1.- ROCASCDNTEXTURAGRANDSA(granito, inclusiones básicas,

diques leucocráticos, de aplita,de microdiorita y básicos)

Los análisis modales indican que el plutón granitico de

Chita presenta homogeneidadcomposicional dentro del rango de

granito (véase figura 8) a traves de todo su afloramiento, a pem

sar de los 1200mde desnivel que existe entre los sectores mas

altos y mas bajos y una superficie aflorante de alrededor de

25km2.

En general, el cuarzo varia entre 29 y 42% (promedio de 25

muestras= 35,62, Ch—1=4,óx), la ortosa pertitica entre 25 y 40X

(promedio 32,92, Cn—1=4,7Z)y la plagioclasa entre 22 y 34% (prow

medio 28,1%, SH-lw4,1Z). La biotita aparece en general en canti"

Cuadro 1.- Composición mndal de las rocas

UHMB CHN14 CH-1682 41,9 35,0 34,6Pt 25,8 34.9 27,1Pq 30,0 27,6 34.401 0,5 2,5 3,9Ut 1,7 — —

CH-87 CH-90 CH-97

82 34, 32,4 33,3Pt 38,0 32,6 34,5Pg 21,7 31,6 26,781 3,7 2,2 5,6Ut 2,5 0,9 0,5

CHNJ26 CH-127 CH-129

uz 32,, 29,0 38,3Pt 39,7 41,3 31,0Pq '6,9 28,0 27,3Bi — 1,2 3,0Üt 1,1 0,2 0,2

CH-216 CH-10582 33,2 35,3Ft 33,6 15,6Pg 31,3 41,6Ej 1,4 6,5Ot 0,5 1,0

iDiques leucocráticos}CH-32 CH-138b CH-139

-z 34,3 33,9 38,5Pt 30,9 32,9 29,4Pq 32,4 32,3 28,9Bi 0,2 1,6 2,9Ut 2,2 0,6 0,3

82: cuarzo; Pt: pertita; Pg:Ut: otros

GranitoCH-18 CH-24 CH-T CH"?* CH-4031,4 36,0 27,8 41,4 5,737,8 34,8 35,4 32,” 28,728,7 27,4 31,8 23,0 23,81,7 1,5 2,6 2,3 0,60,1 0,2 2,4 0,7 1,2

Granitn

CH-98 CH-99 CH-100 CH-122 CH-12

41,8 30,3 38,0 32,6 34,428,0 27,1 28,5 37,4 37,626,3 40,5 28,5 23,5 24,51,3 0,5 0,9 5,9 1,51,7 1,1 4,0 0,9 1,9

Granito

CH-130 CH-136 CH-152 CH—192 CH-19

39,3 37,4 29,5 39,5 39,536,2 31,7 36,6 26,7 25,423,4 26,1 30,9 30,0 28,10,1 4,0 2,8 1,6 5,61,2 0,4 0,2 0,2 —

Inclusiones básicas -------------->CH-107b CHn115 CH-133 CH-199b

8,8 36,2 24,7 2 ,34,1 18,8 11,7 24,7

58,2 24,8 48,1 39,1,3 19,1 12,7 4,7

27,8 1,1 2,8 2,

<--Diques de aplita———>CH-9 CH-15 CH-3540,1 34,1 38,526,9 35,6 35,428,0 26,4 23,74,5! 3,8! 2,1!0,4#* 0,1!1 0,3xx

plagioclasa; Ei: biatita;tk fluorita-opacos.

(clurita-muscovita-fluorita-opacos-zircón-epidoto).X muscovita;

Continuación Cuadro 1

¡mwmn- Diques basicos M———«ww}CH-TU CH-23 CH-194 CH-2 2

G: 1,9 3,0 5,0 4,,Fk 0,3 — - 5,2Pg 59,3 48,4 74,0 50,6Af — 17,2 1,8 ­Bi — - 18,7 ­Up 3.4 5,1 0,5 —Cc 9,0 5,1 — —Ut 26.3 21,3 0,2 39,7

Qz:cuarzo; Fk:feldespato alcalina; Pg: plagioclasa; Af2anfibol;Bi:biotita; Üp:opacos;Cc:calcita; Üt:otros (clorita—epidotowseri—cita).

i ----- -— Diques riolita baja sílice ————————--}CH-150 CH-154 CH-198 CH-201 CH-202 CH-215

02 0,3 1,9 3,6 1,7 2,5 3,0Fk 1,1 11,2 9,1 3,3 7,9 11,6Pg 6,3 11,7 13,2 16,7 15,6 8,3Bi — — - - 0,8 ­Ut 2,2 1,4 2,9 2,1 3,4 0,6Ps 90,1 73,8 70,8 76,0 69,7 76,4

Gzacuarzo; Fklfeldespato alcalino; Pg:p1agioc1asa; Hi=biotita;Üt=otros (clorita-epidoto,<<a11an1ta)| Pslpasta.

dades menores a1 42, y son accesorios el zircón, epidoto?, opa“

cos, fluorita, mientras muscovita, clorita y fluorita aparecencomo reemplazos.

Las 25 muestras analizadas delimitan un sector dentro del

subcampo 3h de los granitos según la clasificación de la IUGS,

sin penetrar al subcampo3a. Esto significa que los contenidos de

plagioclasa y feldespato alcalino son semejantes, sin llegar a

dominar nntamente el feldespato alcalina. La muestra correspon_

diente al borde enfriado aplitico (CH-99)analizada en sus prime­

ros 3am desde el contacto es la que exhibe mayor cantidad de pla­

qioclasa (40,5%) y un contenido de cuarzo bastante bajo (307).

-7u_

o Granlto greisenlzodo

V Dique olea

. Dique leucocróllco

o Granivo (o promedio)

. Inclusión básica

q Diques básicos

Finura U. Dinqrama NAPde las rocas constituyentes del plutónuranitico de Chita.

Representa un estadio de cristalización temprana y de enfriamien—

to rapido, inmediatamente después del establecimiento de la cama“

ra magmatica. Esto permite considerar una evolucion composicional

de escasa magnitud hacia términos con mayor contenido de cuarzo y

feldespato alcalino.1anto los diques leucocraticos (3 muestras) comolos apliti"

cos (5 muestras) caen modalmente dentro del campo delimitado por

los granitos (figura 8). Sin embargo, los diques leucocraticos,

considerados de emision temprana, se hallan composicionalmente

mas hacia el borde enfriado (CH-99) que el promedio de los

granitos.5 muestras de inclusiones basicas analizadas modalmente dew

finen otro campoque evoluciona pasando por los campos de diorita

Luarzosa, qranodiorita y granito, superponiendose levemente con

nl campode los granitos. Esta evolucion se debe posiblemente

los distintos grados de homogeneización mineralogica producida

entre las inclusiones basicas y el granito hospedante, haciendo

que cada vez 1a inclusion se parezca más al granito.

Los diques de microdiorita y otros basicos, tanto los que

anteriores al granito de Chita (CH-194,212) como las que lo

cortan, se localizan en el extremo menos evolucionado en 1a linea

de evolucion de las inclusiones basicas, sugiriendo para las inw

clusiones basicas su origen magmático y una evolucion composiciom

nal por distinto grado de mezcla con el magmagranitico.

En conjunto, las muestras del plutón granitico de Chita de_

finen un "trend" de evolución que se corresponde con el de tipo

"calcoalcalino-granodioritico (K medio)" definido por Lameyre y

Bowden (1982).

En el diagrama GAPde la figura B se graficaron ademas 4

muestras de granito greisenizado (ver cuadro 3, capitulo VI) para

comparacion. De aqui surge que el proceso de greisenización adi­

ciona cuarzo a las rocas, mientras los feldespatos son reemplaza­

dos (por muscovita-fluorita y cuarzo), observándose en parte un

reemplazo mas rapido de la plagioclasa que el feldespatopotásico.

Con el objeto de realizar una comparacion regional del plu­

ton granitico de Chita con el resto de las unidades intrusivas

o Unldades granílicas

o Unldades qronodlorflicos

4 DIques báslcos

Fiq.9.- Diagrama GAPpara los batolitos neopaleozoicos dela provincia de San Juan.

que integran los batolitos neopaleozoicos de la cordillera

Frontal de la provincia de San Juan entre 29° y 31° de latitud

sur, se da en 1a figura 9 el diagrama GAPpara estas rocas (según

Llambias y Sato, en prep.), incluyendo aqui 5 muestras del pluton

qranitico de Chita.

He delimitaron en el por un lado el campo de las unidades

granadiuriticas (Microqranodiorita Los Médanos, Branodioritas

Lu urdo, Las Piedritas, Romo,Los Leones, locota) junto con los

diques basicos, y por el otro lado el de las unidades graniticas

(Granitos El Fierro, Los Puentes, Las Opeñas, Agua Blanca, Chita,

.-....._ Plulon gramllco de Chlto

Bololllos Neopoleozolcot

Fiq. 10." Superposición de los campos obtenidos en lasfiguras 8 y 9.

anfibólico Los Lavaderos). Se observa alli una evolucion que pasa

por Ins camposde diorita - diorita cuarzosa - monzodiorita

qranodiorita y “granito, ubicándose el extremo granitico mas

diferenciado muycerca del campo2 del diaqrama correspondiente

los granitos alcalifeldespáticos.E la figura 10 se da la superposición de los campos

obtenidos para el pluton qranitico de Chita con los campus

obtenidos para los batolitos de la cordillera Frontal. En ella severifica 1) una efectiva superposición del campode las inclusio—

nes básicas y diques de microdiorita y basicos encontrado en el

-78­

pluton de Chita con el campode las unidades granodioriticas y

diques basicos de los batolitos; 2) el campode los granitos del

plutón de Chita se superpone con el campo de las unidades

qraniticas de los batolitos pero en su sector menosevolucionado.

El punto 1) contribuye a ratificar la naturaleza basica

intermedia y un origen magmatico de estas inclusiones,

probablemente relacionado a magmasque dieron lugar a distintas

unidades mas basicas de los batolitos neopaleozoicos, los cuales

fueron parcialmente homogeneizados con el magma granitico de

Chita. El punto 2) sugeriria a primera instancia un caracter

magmatico no del todo evolucionado (existen unidades graniticas

con mayor nvolución hacia el feldespato potásico) del pluton gran

nitico.de Chita, si bien este comose vera mas adelante presenta

caracter muyevolucionado hidrotemalmente (saturación del

magmaen fase acuosa), y no se puede apreciar ese caracter magma­

tico a partir de los escasos analisis quimicos obtenidos hasta la

fecha en el resto de las unidades que constituyen a los batolitos

neopaleozoicos (ver capitulo VIII). Al respecto se considera que

este caracter aparentemente "poco evolucionado" de los granitos

de Dhita se relaciona con la composicion de la plagioclasaconsiderada como tal. En la clasificacion de 1a IUGS (diagrama

GAP)el feldespato alcalino (A) incluye también a la plagioclasa

ácida hasta composicion AnÜS.Siendo en el pluton de Chita la

AnUó (determinada por indice de refracción) la plagioclasa

dominante se tuvo que considerar comoplagioclasa (P). Esta si“

tuacion nos hace pensar que posiblemente para este caso la plam

gioclasa de composicion AnObtambién deberia ser considerada como

feldespato alcalino a los fines de su clasificacion.

-79­

V.2.- DIGUES DE RIDLITA DE BAJA SILICE

De las 5 muestras analizadas modalmente solo en una

(correspondiente a sector de borde de dique) la pasta constituye

el ?UZde la roca, mientras en las restantes la misma constituye

entre el 70 y 762 de la roca. Este porcentaje de pasta se relau

ciona con el grado de cristalización del magma en el momento de

emplasarse y conqelarse comodique. En el caso de estos diques el

une-«uma hwn (¡n qenttrral promedio de entre ’24 y 1.507. (lc-:­

fenocristales en suspension en el momentode su congelamiento.

Dentro de los fenocristales es siempre el cuarzo el menos

abundante, indicando su caracter tardío en la secuencia de cris"

talización, mientras dentro de los feldespatos, la plagioclasa es

en general igual o mas abundante que el feldespato potásico,mientras en una sola muestra se invierte esta relacion.

VI.- CARACTERISTICAS TEXTURALES RELACIONADAS A LA CRISTALIZACIDN

ÜRTOMAGMATICAY TRANSICIONAL-HIDRDTERMAL. INTERPRETACION GENETICA

VI.1.- INTRODUCCION

Se ha elegido aqui_el uso de la terminología dada en el

titulo para no crear confusión con otras de uso corriente en

contthos similares, pero quiza de aplicación sólo parcial parael caso que se trata. Por ejemplo, para Best (1982) las texturas

encontradas en rocas igneas pueden dividirse en magmaticas

(cristalización por encimadel solidus) y alteraciones (cualquier

modificación ocurrida en forma subsdlida, o por debajo del

solidus). Dichas alteraciones pueden ser deutéricas

(=autometamorfismo) cuando són producidas por fluidos separados

del propio magma, o hidrotermales, cuando se asocian a

percolaciones de soluciones hidrotermales, especialmente a traves

de fracturas. Cox et al. (1980) distinguen a las texturas

subsdlidas comodesarrollos ocurridos a las fases cristalinas

durante el enfriamiento por debajo de la temperatura solidus,

dividióndolas en texturas de exsolución (pertitas, eHsolución en

otros minerales) y texturas de inversión (polimorfismo de un

mismomineral).

Para v] caso de un magmagranitico que evoluciona a fase

acuosa por cristalización, la saturación del magmaen volatil

(esencialmente agua) da lugar a una etapa de coexistencia del

magma saturado y de la fase acuosa separada, continuando la

cristalización a partir de ambasfases hasta la consumisión total

de 1a fase silicatica. Es por ello que Burnhamy Ühmoto (1980)

distinguen una etapa transicional entre la (orto)magmatica y lahidrotermal.

-31­

A continuación se da un cuadro comparativo del esquema de

Best (1982) y de Burnham y Dhmoto(1980)=

BREÉ”LAEQQL Burnham y Ühmoto (1980)

MagmaticaUristalización

Saturación en volátilMagmatica

Transicional

—Sal .idus sa tur-adoSo I 1'11“:­

nlteración Hidrotermal

Subsólida

lamiendo en cuenta el anterior esquema de Burnham v Uhmoto

(1980), se describiran seguidamente las caracteristicas

texturales observadas en las rocas graniticas del plutón de

Chita, prestando especial atención a la distinción entre las

caracteristicas producidas por la cristalización en etapa

magmatica y por la cristalización en etapa transicional —

hidrotermal (V1.2). Su objeto es definir el orden de

cristalización de los minerales y comprender los posibles caminos

seguidos por el magma en el proceso de cristalización y

separación de fase acuosa (V1.3), y determinar el momentode

saturación del magmaen fase acuosa, teniendo en cuenta que 1a

cristalización se produjo en una camara cerrada (VI.4). Esto

permitira calcular el contenido acuoso inicial del magma(V1.5) y

1a expansión volumétrica sufrida por el plutón por aumento de

sobrepresión interna debida a segunda ebullición (V1.6). Para

estos fines se tuvieron en cuenta ademas, los parametros

termodinámicos (especialmente presión ) obtenidos en el :apitulo

VII y la composición quimica promedio obtenida en el capituloVIII.

Vl.2.- DESCRIPCION

-32­

Etlag ¿95.13552

Constituye individuos euhedrales a subhedrales, pudiendo

presentar bordes corroidos por reemplazo Pd‘ cuarzo. Los

cristales miden hasta 3 o 4mmde largo, con una dimensión 2 a

veces el largo respecto del ancho. En los bordes enfriados sus

medidas se hacen en general menores al mm, y en el propio

contacto constituyen los cristales de mayorelongación. En las

fotos 11 y 12 se presenta el contacto intrusivo del plutón y lavariación textural del borde enfriado.

Presenta maclado según ley de Albita, en forma de apretadas

maclas polisintéticas finas, o bien escasas maclas mas anchas.

Maclado en tablero de ajedrez se observa con escasa frecuencia en

las muestras greisenizadas. Este hecho se halla de acuerdo con la

idea de Smith (1974), en cuanto al origen metasomático de este

tipo de maclado.

La extinción es en general en relámpago, si bien puede

apreciarse una zonalidad leve en los sectores internos de algunos

cristales. Cuandose tratan de cristales uniformes su composición

es albitica (alrededor de Anoó), mientras los cristales zonados

presentan zonas internas mas calcicas (An23_27). En los

individuos de cristalización rapida de los bordes del plutón se

verificaron composiciones intermedias (alrededor de Anla).

Es característica a través de todos los niveles del plutónuna leve alteración (generalmente menor a 52) a escamillas seri­

citicas y menorcantidad de granos de fluorita. Dicha alteración

se restringe siempre a zonas internas de los cristales y se

considera productos de reemplazo por fluidos acuosos. Este tipo

de alteración es también frecuente en los granitos estanniferos

de Queensland, Australia (Pollard et al., 1983). Las zonas de

-83­

\

Foto ll.“ Contacto cajaugranito. Foto 12.MTextura aplitica aLa criozalizacion comienza 3,5cm del contacto. Conperpnndicularmente a la granos de tamaño aldo momcaja. nor que el mismocontacto.

borde de los cristales, con contornos cristalinos. ae hallan

invariablemente freacas. Esta particularidad estaria indicando el

momento do saturación del magmaen vapor de agua, que produce a

partir de ese momentouna cristalización tranfiicional, alterando

la fase'vapmr lo ya cristalizado y produciendo sobrecrecimiento

do plagioclafia el magma saturado. En algunos sactores de

nivelog superiores del plutón se observa que estas zonas internas

do log cristaleg presentan en su interior o bordeando a edlas

pequeñas y abundantes stoluciones de granulos de onidos (foto

13) confiriéndolo una coloración mas rojiza macroécopicamente. En

general, ge considera que el Fe sustituye las posiciones T (fil,

Sil en los feldespatos, estando mayormente como Fo+++ en los- .

potásicog y con una buena participacion de Fe++ en las

_eu_

í

Foto Iïu" PlauínLlafia FD“HÜHÑintürna muhwdlal HH!”dada. v *

Foto 14.w Reemplazo de faldas”pata pmtáqico (extinción) porplagimcl 4 y crecimientm deésté en car inuidad Óptica.

Fmto 15.“ Intercrecimiento inntimo de feldespatm potásico(extinción) y plagioclasa(maclada).

plaqimclagafi (Smith, .1974). Lag ubicaciones zonales de las

partículaa da Óxidüm dentrm de 1mm crifitalws de plaqimclasa

indican que durañte el crecimientn de 105 mismos habria ocurrida

un fenóhmnm de oxidación, la cual prudujm Fm oxidado que fue

expulsada de la estructura cristalina en farma de particulas

propias de fluidos. Hato pudo habar sucedido en forma cmincidente

con el momento de saturación del magmaen contenido de aoua.

E1 hecho de encontrarse, si bien con escasa frecuencia,

cristales de plaqioclasa reemplazandoy creciendo alrededor y en

relación complicada con feldespato potásico (fotos 14 y 15),

conduce a tener en cuenta también la posibilidad de que la

expulsión de qránulos de óxidos de Fe mencionada'se relacione a

un reemplazo del feldespato potásico por la plagioclasa en unaetapa magmática, no pudiendo admitir 1a plagioclasa en su

estructura el Fe+++ que si lo hiciera el feldespato potásicoreemplazado.

Feldespato potásico

Conformaindividuos anhedrales o subhedrales, llegando a

medir hasta ó-7mm de largo. Se trata de Ortoclasa en todos los

niveles del plutón, con grado de triclinicidad nulo (monoclinico)

según determinaciones por difracción de rayos X, utilizando

fluorita comostandrard interno. Para ello se tuvieron en cuenta

las resoluciones de los picos 111, 130 y 131. Este hecho coincide

con la observación microscópica de individuos maclados sólo según

ley de Carlsbad.

Presenta una leve alteración argilica generalizada en los

sectores potásicos, ya que todos los individuos son pertiticos.

La fase albitica resultó ser una "low albite". Las pertitas se

observan con mejor desarrollo cuanto mayor es el tamaño de los

cristales, siendo micro a criptopertiticas las que se observan enlos cristales de menor tamaño y cristalización rápida comoen las

aplitas y los bordes enfriados. Las pertitas primarias o de

exsolución (foto 16) varian entre "films", "strings" y “rods”,

orientados subparalelamente siguiendo una o más direcciones

cristalinas y distribuidos uniformementedentro de los cristales.-86­

I Pato 17.w Partita de rüümplazmnfm 16"” Pmrtita HE axsmlumSeríún mn“fí]m%". en parches irregularwu.

ÜÜEHFVBtambién una inclusiúneuhedral de plagimclama

Foto 19.“ Inclusimnea üuhedrawirregulareg, les de plagioclasa dentro de

faldaspata pmtásicmn

Pwrïita de reemplaw30km IR,zm mn parthewque mvmlucimnan a vmtillascmngtituidas por tablillasalbiticaan

Smhre ellam EHguperpmnmn pertitas de reemplaza, constituyendo

-87­

parches con formas menos definidas y de distribución no

homogénea, unidas por venillas más difusas (fotos 17 y 18). Estas

úlimas pertitas se concentran a veces en los bordes deU|S{'9l€5

loEV pueden presentar 1a misma orientación óptica que las de

exsolución o que las zonas frescas de bordes de plagioclasa.

Las mediciones lineales de la proporción de albita y ortosa en

las pertitas primarias arrojaron un contenido promedio de 25%

(unw1=2,5Z)de albita, tanto en sectores de borde como internos

del plutón.

La ortosa puede contener inclusiones de diminutos cristales

de plagioclasa, generalmente menores a 50 m, euhedrales y

maclados, a veces isoorientados o en pequeños grupos (foto 19). A

veces pueden tener distribución regular dentro de un cristal,

pero no aparecen en todos los cristales de ortosa de una misma

muestra (a nivel corte microscópico). Smith (1974) considera a

este tipo de inclusiones entrampamientos tempranos en los

momentos de cristalización de la ortosa. Corresponden a una

relación de crecimiento en sineusis entre 2 minerales distintos,

como las mencionadas y descriptas con detalle por Vance (1969), y

son indicadores de su origen indudablemente magmático. Algunas de

estas inclusiones presentan zonas internas con alteración a

sericita-fluorita, pudiendoevidenciar una saturación temprana

(con respecto a crecimiento del feldespato potásico) del magmaen

aqua, ocurrida en forma local.

Dicho entrampamiento temprano de cristales de plagioclasa

por feldespato potásico sugiere que la fase de cristalización mástemprana es 1a plagioclasa (fase liquidus, pues la biotita como

se verá más adelante es tardía), mientras el reemplazo de

feldespato potásico por la plagioclasa y sus intercrecimientos

-33­

Fntm ÉmumHehmrde albiti­cxn cum €55.63 n te}?rn a a mudode mannjw mn faldaspatmpütáfiiCÜ.

FmtmEl." Rebmrde albitico intercamwbiado entre 2 cristales de pertita.

cnmplizadns mencionados anterinrmente, indican una estrecha

interacción entre estos dos minerales durante su historia de

criñkaliaación magmática.Rmhmrdesalbitico?

lantm la plagiclaga como el fald55pato pmtásico presenta

crficimienrmg púmtummg de plaqiuclasa, qum confmrman rehordes

albíti: 0% limpidofi que afectan sóla a HütDS minerales en 105

cmntactmg plagimclamawplagioclasa, mrtmaawortmga y plagimclasaw

mrtmma. Dichnfi rmbmrdea EE constituyen de agregados de tablillas

macladam ifiünrientadam, que crecen generalmente EN forma

pmrpmndiculara alguno de los cuntactos crigtalinos. En parte

puade prementar la miSmaorientación Óptica que las albitas que

cangtituyen lag pertitam. En algunüs casos estos agregados se

-39­

internan dentro de los cristales de ortosa pertitica a modode

manojos (foto 20). Con escasa frecuencia se presentan los

rebordes albíticos intercambiados ("swappedalbite rims") (foto

21). Las relaciones referidas indican que estos rebordes fueron

desarrollados posiblemente con posterioridad a la pertitizaciónprimaria. en etapa transicional o netamente hidrotermal.

Aparece en qranms de hasta 1cm de diametro, totalmente

anhedrales hasta euhedrales, debido a distintos grados de

crecimientos póstumos. Este es el mineral que mas dificultadeterminar los caracteres distintivos del estadio de

cristalización, puesto que tanto los que se considera con mas

seguridad de origen magmatico (borde enfriado) como de origen

hidrotermal (rocas greisenizadas) presentan caracteres similares

como pueden ser la extincion ondulante a en mortero, existencia

de escasas y diminutas inclusiones de agujas de rutilo,abundantes inclusiones fluidas de pequeño tamaño, bifasicas y de

origen secundario, alineadas a lo largo de antiguas fracturas. A

pesar de ello, se verifica una tendencia a mayores individuos

intersticiales en los bordes enfriados, y en los reemplazos

póstumos crece a expensas de ortosa pertitica y de plagioclasa

(ya afectadas por los rebordes) en forma ameboidal o asemejando

texturas graficas o mirmequiticas. En estadios avanzados de

reemplazo tiende a conformar en conjunto cristales euhedrales decontornos hexagonales, con contactos poligonales o suturados.

Conforma agregados de tablillas fibrosas. Su color es

verdoso a pardo, el cual se conserva especialmente en los bordes

enfriados no alterados. Incluye cristales euhedrales y zonados de-90­

zircon de hasta 300“. los cuales son de coloración levemente

verdosa y constituyen orlas de pleocroismo. Algunos individuos de

zircon pueden aparecer con la estructura parcialmente destruida y

en esos casos es muydificil de definir si se tratan de :ircón o

epidoto metamictizado. De acuerdo a las relaciones angulares de

las caras cristalinas, la piramide presente en el :jrcón essiempre el 101. Dada la escasa cantidad con la que aparecen no

fue posible separar los cristales para una observacion a grano

suelto y definir los indices de las caras de 1a zona c, y por lo

tanto no se pudieron aplicar criterios genéticos basados en la

morfología, como los propuestos por Pupin (1980). Aparte hay

escasas agujas diminutas de apatita, y según sectores, granosopacos asociados;

En la muestra de borde enfriado (CH-99) la biotita aparece

con crecimiento esquelético, bordeando poiquiliticamente

cristales de plagioclasa euhedral, indicando su aparicion por lo

menosmas tardía respecto de plagioclasa. Aparte, aparece también

en forma intersticial a plagioclasa-feldespato potásico-cuarzo.Estas relaciones tardías se observan también en el interior del

cuerpo.

Se sobreimponen a esta biotita una recristalización en

mosaico de pequeñas tablillas de biotita verdosa, a veces junto

con cuarzo. La clorita produce reemplazos masivos o constituye

tambien mosaicos de pequeñas tablillas. Hay ademas desferrizacion

y expulsión de qránulos opacos, sericitizacion de los bordes yreemplazo masivo por muscovita.

_1_up__i__t_

Es este un mineral que puede cristalizar tanto en los últimos

estadios magmaticoscomoa partir de fluidos acuosos. Es dificil

-91­

de diferenciarlos, pero el hecho de encontar los cristales

intersticiales si bien no con posterioridad a los rebordes

albiticos pero si de los sobrecrecimientos de plagioclasa (además

de ser intersticiales a biotita y cuarzo), permite ubicarlos en

un momentoposterior a la saturación. Corresponden también a una

etapa transicional los siguientes: granos asociados a biotita

alterada, a veces siguiendo clivajes o incorporando fragmentos deella o cristales de zircón (sincronidad con alteración de

biotita), relleno de cavidades miaroliticas en forma de agregado

microcristalino de tonalidad púrpura, Junto a granos de epidoto

(7‘),I HidOS de Fe y otros agregados microgranosos no

determinables, alteración de zonas internas de plagioclasa en

forma de pequeños granulos junto con escamillas sericiticas (no

es un mineral que se observe como inclusión temprana en

plagioclasa).

En las rocas greisenizadas aparece en forma abundante (hasta

HZ) asociada a muscovita.

En forma también intersticial semejante a la fluorita, se

observó en una sola muestra calcita dentro del granito.

Otros minerales inteqrantes del qreisen

La muscovita, andalusita, pirita, berilo y molibdenita

aparecen casi exclusivamente comoproductos de la cristalización

a partir de fluidos hidrotermales en la paragenesis del greisen.

La muscovita puede ocupar hasta el 25%de la roca, en agregados

hojosos de hasta 2cm de diametro. La molibdenita se halla muchas

veces intercrecida o reemplazando a la muscovita, condistribución errática. El berilo también de distribución

irregular, se presenta en prismas de hasta 2-3cm. Son mas escasas

la andalusita (diseminada en agregados fibrosos radiales de hasta

-92­

Qcm de largo), y la pirita hematitizada de menos de 0,5mm de

lado. La descripción mas detallada de esta mineralización de

qreisen se halla en el capitulo VII.

Hesumende las caracteristicas texturales

En e] cuadro 2 se resumenlas principales caracteristicas.

VI.3.- ORDENDE CRISTALIZACIUN

De acuerdo a las relaciones texturales encontradas, se

definió el siguiente orden de cristalización (cuadros 3 y 4) para

los minerales principales en la etapa magmatica, para zonas

internas y el borde (zona de contacto, con enfriamiento rápido)

del plutón. En ambos casos se observa que 1a fase liquidus

(primer mineral en cristalizar) es la plagioclasa.mü" ¿n«W' w"

PLAGIOCLA5A_

BanA Cuadro 3." Orden de crista­FELD'PWAS'CO zación en el interior delCUARzo —J—— p1utón .

.dulw"HAGmflASAHOWTA ________‘ Cuadro 4.- Orden de crista­FEanomsmo zación en el borde delCUARZO plutón.

Teniendo en cuenta que el magma granitico se instaló a

profundidades de alrededor de 2km (fi SOOb= 50MPa)(vease capitulo

VII) y que presentaba un contenido inicial bajo de alrededor de

0,65% en peso (véase sección V1.5), y basándose en las

observaciones petrograficas y caracteristicas químicas (Veasecapitulo VIII), se discute a continuación los diversos diagramasde cristalización en los distintos sistemas binarios, ternarios y

cuaternarios, como intento para comprender los posibles caminos

-93­

Cuadro2.- Resuaende los caracteres texturales aagaáticos y transicionales-hidroterlales

Mineral Caracteres aagaáticos Caracteres transicionales-hidroteraales

Plagioclasa lonas internas de los cristales, que sedistinguen por su alteración (sericita­fluorital.lonación leve.

i Rea-plazo, creciaiento en continuidadóptica e intercreciaiento coaplicadocon teldespato potásico.

Alteración por escaaillas de sericita y grá­nulos de iluorita.lonas externas frescas con lejor desarrollo

de aaclado bordeando zonas alteradas.

Rehordesalbiticos siaples o intercaabiados,afectando los contactos plagioclasa-plagio­clasa, ortosa-ortosa y plagioclasa-ortosa.Haclado en tablero de ajedrez.

Drtosa Ortosa con pertltas de exsolución:'strings', 'iilas' y 'rods' subparale­los siguiendo una o las direcciones.inclusiones de diainutos cristales

euhedrales de plagioclasa, incorpora­dos por sineusis.

Pertitas de reeaplazo superpuestas a laspri-arias: parches las difusos e irregulares,unidos por venillas. Distribución no unifor­ae dentro de un cristal.

Cuarzo lntersticial, anhedral.Extinción levelente ondulante a en

aortero, escasa extinción en reláa­pago.Dificil de diferenciar del cuarzo

hidroteraal.

Anhedral a totalaente euhedral.

Reeaplazo de feldespatos ya afectados porrebordes, en foraa aaeboidal o asenejandotexturas gráficas y airaequiticas.

Breisen: abundantes filetes de fractura­Iiento por reordenaaiento estructural por pa­saje de cuarzo a a I, conteniendo nuaerosasinclusiones fluidas biiásicas secundarias.Contactos entre cristales de cuarzo suturados

a poligonales.

Biotita Agregados de hojuelas verdosas apardas.inclusión de cristales euhedrales y

zonales de zircón, escasas agujasde apatita, escasos opacos asocia­dos.

Recristalización en aosaico de pequeñas ta­blillas de biotita verdosa, a veces concuarzo. '

Reelplazolasivo por clorita o cristaliza­ción de la aisaa en aosaicos de pequeñastablillas.Desierrización, expulsión de óxidos, seri­

citización de bordes. Reeaplazo aasivo porauscovita.

Fluorita Cristales intersticiales.Granosde fluorita asociados a biotita alte­

rada, siguiendo clivajes o incorporando poi­quiliticaaente iragaentos de biotita alteradaRelleno de aiarolas en foraa aicrocristalina

de color púrpura, junto a granos de epldoto,óxidos de Fe y otros no deterainables.

_gu_

de cristalización seguidos por el magma.

Se calculo para ello 1a comosicion normativa promedio para

los granitos, obteniéndose los siguientes valores de G-Ur-Ab-An,

nun tnlalirnn 96%, y por lo tanto es composición

representativa de estos granitos. En el 4%restante intervienen

esencialmente escasa Fs y C.

G = 34,4 (an-1= 2,7)Ür = 28,9 (cn-1= 2,0)Ab = 30,1 (an-1= 2,0)An = 2,6 (an-1= 1,0)

Conestos valores se obtuvieron las siguientes relaciones enlos distintos sistemas:

G:Ür:Ab:An= G:Or:Ab= 0r:Ab=An= Ab:An= Ür:Ab=36:30:31:03 37:31:32 47:48:05 92:08 49:51

a) Sistema binario Ab-An (figura 11)

Se analiza el sistema dado por Bowen (1913, en Bowen,1928)

(figura 11) para condiciones secas a presión ambiente,

fundamentalmente para comprender las variaciones composicionales

y no para definir temperaturas, pues estas se verían bajadas en

varias decenas de oC a la presion y condiciones no saturadas en

agua consideradas para el plutón de Chita.

Existiendo a disposicion en el fundido silicatico la

totalidad de la composicion Ab-An (92-08), dicha composicion

alcanza al liquidus en A, separando inicialmente una plagioclasanorma‘i’wa

de composicioñThnao. Si 1a cristalización hubiera ocurrido en un

sistema de equilibrio total la plagioclasa resultante seria Anoa.Sin embargo, de acuerdo a las determinaciones petrograficas hay

molares(M03 ‘ (3.1},oqnomatuas)un neto predominio de Anog, muy escasa Anna-27 y An;ZFEn el borde

enfriado. Se infiere aqui una cristalización en no-equilibrio en

donde quedo aislada una parte más basica (alrededor de Anzao. Sior Anls normahia

-95­

unn Í//;// /

.300 j /

A _.__.la” l 1/ Fig. 11." Sistema Ab-An.

' >f/7 Seqún Bowen (1913), en' '__ Bowen (1928). Posiblesrecorridos de cristali­

'm° 44——¿ zación en Chita. Ver¡ l 4L explicación en el texto.

A?) zo 4o so eo An

M01)...“ AMS 3/0Peso

se aislara totalmente la fracción cristalina de composición Anis(alrededor de 45% cristalizado) el liquido remanente (55X)

quedaria enriquecido en Ab, llegando al final de la

cristalización a una composición de AnoL (B). El predominio de

Ano“ en el plutón de Chita permite pensar que dicho aislamiento

se produjo sólo en forma parcial, o bien que antes de finalizar

la cristalización de la plagioclasa haya comenzadoa cristalizar

feldespato alcalino.

Sistema binario Ab-Ür (figura 12)

Para la consideración del sistema binario del feldespato

alcalino (Ab-Dr) se tuvo en cuenta el diagrama original de Tuttle

y Bowen (1958) para sistema "seco", readaptado en Smith (1974)

(figura 12).

Los estudios de difracción de rayos X de las pertitas habian

constatado que se trataba de una combinación ortosa-albita low.

De acuerdo a la figura 12, esta combinación de producto de

desmezcla se.da en un rango de composición ÜraoAb2°(Dro4ana) a

_95_

-cx- W" 32.2294IOOO.

\ Monclle - High sonidan

800 > \\\\ two IaMdmcnk \ A} . H - - - _un‘ -—--"- 1‘ Fiq. 1¿.— Diagrama binalio AbwUr

\/.'."'_"su}; 2|.19'92”?9’91“ Según l'uttle y Bowen ( 1958) g..3"! ;. _ 29113:. 1.qg‘“ adaptado en Smith (19'74) .

«bw much mun?| ¡ \ Aplicacion a la cristalizaciónÑ ¡ : l ‘ del feldespato alcalino enfl . . . .

zoo“ l i . , , J h . . Chita. Ver explicac1on en el4° 6° 6° texto.Nulwaoa KNSlaOa

Ürwnflb1n(nrn7Ahwm)nPor otro ladp, la proporcion de Abenr medida

microscópicamente en las pertitas es de 25:75. Para que se formen

los productos de desmezcla mencionados con dicha proporcion, el

feldespato alcalino original debio tener una composición entre

Urhlnhgq y Urbgfibgz (aplicando la ley de la palanca).

Se puede realinar una conjetura retrospectiva de la composi­

cion de la plagioclasa a partir de la composicion del feldespato

alcalina. Si el feldespato alcalino tuvo una composicion entre

Ürbtflbgq y ÜFbBAbsz, para una cantidad total de Or de 28,9%

(sedún composicion normativa) le corresponde una cantidad de Ab

de entre el 11,3 y el 9,3% respectivamente del total de 30,12.

Esto le deja un remanente que oscila entre el 18,8 y 20,8% de Ab

para constituir la plagioclasa junto con el 2,6% de An. De aqui

resulta una plagioclasa de composicion promedio que oscila entre

Abmgnn1¿y Abgqñnli, que es mas basica que 1a composicion inicial

considerada en el analisis del diagrama binario de la plagioclasa

(Abszncm) .

Teniendo en cuenta los valores anteriores, le corresponde al

feldespato alcalino una cantidad total de 28,9% de Ur mas 11,3 a

-97­

c) Sistema ternario Ab-Ur-An(figura 13)

El diagrama ternario Ab-Or-An (segun Tuttle y Bowen, 1958)

es solo cualitativo (no se encuentran cuantificaciones de este

sistema para diferentes F y T), pero útil para comprender el

inicio de la cristalización en un sistema granitico con escaso

contenido de An, por la influencia que ejerce este escaso

contenido en el sistema. La curva L-ks-P refleja la variación

composicional (solidus) de la plagioclasa (L-Hs) y del feldespato

alcalino (P-Ks) en equilibrio con un liquido que varia en

composicion a lo largo de la curva D-HL. Es de notar que solo

cuando el liquido inicial tiene una composición por encima de la

curva D-HLla plagioclasa es la que cristaliza primero y luego lo

hace junto con el feldespato alcalino. Este debio ser el caso en

el plutón de [3hita,l cristalizando primeramente la plagioclasa (en

condiciones de equilibrio al principio y luego en no equilibrio

en parte como se explicara con el diagrama binario de las

plagioclasas) reaccionando continuamente con el liquido y

haciendose mas albiticos ambas fases, hasta que comienza luego a

cristalizar simultaneamenteel feldespato alcalino, evolucionandoambasfases cristalinas hacia el termino mas albitico.

d) Sistema ternario G-Ab-Dr (figura 14)

El diagrama ternario G-Ab-Dr (H2Ü) dado por Tuttle y Bowen

-93­

Fic]. .lZ:'-.---Diaqramaternario AbwUr—An.Según Tuttle yBowen (1958).Aplicación a lacristalización defeldespatos enChita. Ver textopara su explicación

Ab Mínlmo Or

(1958) para una presión de agua de 500D es útil para comprender

la finalización de la cristalización, pues al no tenerse_en

cuenta la fracción An, el contenido G-Ab-Ur constituye en el

plutón de Chita el 93,4% y la composición promedio (P) se plotea

muycerca del minimo (M), dentro del campo de los feldespatos.

Debido a estas razones y a que para el final de 1a cristalización

e] magmaque dio origen al plutón granitico de Chita ya estaba

saturado agua, seria aplicable para dicho plutón la

temperatura minima obtenida (760-780OC) por Tuttle y Bowenen su

estudio experimental.

Dicha temperatura minima se observa también en la figura 15

de los mínimos ternarios para distintas presiones en condiciones

saturadas, dadas por los mismosautores. Si bien las isotermas

dibujadas el diagrama ternario corresponden al liquidos, el

grafico de la figura 15 es lo que se conoce en la literatura como

el "solidus granitico"(Day y Fenn, 1982; Best, 1982), "líquidus

-99­

Fig.

Segúnwen

cación.

14.­ternario G-Ab-Ür.

Tuttle y Bo­(1958).

Aplicacion a lafinalizacióncristalización delmagma de Chita.texto para su ex­

Diagrama

de la

Ver

et

4Kb

MÍnlmo TernorÍo

3r­

PHzo : PTO,

Fig. 15.- Minimosternarios para.2. sistema granitico.

Según Tuttle y Bowen (1958).Aplicacion a la finalización de

I 1a cristalización del magmader Chita. Ver texto para su ex­plicacion.

an 800 KDO ¡unT

minimo" (Cox et a1., 1979), "fusion granitica" (Carmichael

a1., 1974; Hurnham, 1979a), etc.

e) Sistema cuaternario An-Ab-G-Ür(figura 16)

En la figura 16 se esquematiza el diagrama

An-Ab-G-Ür, extraído de Carmichael et a1.(1974).

tetraedro es el sistema ternario G-Ab-Ür,y el ápice

-100­

cuaternarioLa base del

corresponde

Ez

Fig.ló.- Dia"grama cua­

P ternaria G­' o Ab-Dr-An.Según Carmi­

p chael et al.x Es (1974).P3 ¿{Á L ‘ Aplicación aPWW' a? lacristali­

4 V zacióndel‘\ magma de

E4 Chita. Ver\ “ explicaciónk enel texta.¿[miAb ¡e

a An. Dentro de este tetraedra existen 3 planas catecticas: 1)

El-ER-ESWP que separa el campa del cuarzo de la plagiaclasa;

2)E5“E3—Pque separa el campa del cuarzo del feldespata alcalina;

y 3) E4-Eó-PvE5que separa el campa del feldespata alcalina de la

plagiaclasa. Estas san las planas catecticas de coexistencia de

l) cuarzo + plaqiaclasa + 1iquida,2) cuarzo + feldespata alcalina

+ líquida, y 3) feldespata alcalina + plagiaclasa + liquida,

respectivamente. Estas 3 planas catécticas se intersectan en la

linea catéctica E5-P, que indica la composición del liquida

coexistentn can cuarzo + plagíaclasa + teldespata alcalina, y que

pvrahu'innn haria el huh‘wtica F‘ que chr r'esmetln al

ternaria G-Ab-Ur. Debido a que dicha linea catectica se ubica a

-101­

muybajos contenidos de An, pequeñas cantidades de esta afecta en

forma pronunciada al inicio de la cristalización.

Si bien existen 3 casos posibles de cristalización segun en

que campo se encuentre el liquido inicial, el orden de

cristalización encontrado petrográficamente indica que el liquidoque dio origen al pluton granitico de Chita, si bien con escaso

contenido de An (31), habria estado en el campo de la

plagioclasa, por encima del plano cotectico plagioclasa

feldespato alcalino. Para que se diera esta situacion con un

contenido tan escaso de An, el magmaoriginal deberia estar en

una etapa superliquida a muybaja presion.

Se esquematiza en la figura 16 el camino seguido por un

liquido inicial L1 encontrado en el campode la plagioclasa, como

habria sido el caso del plutón de Chita. Su enfriamiento produce

:ristalización de plagioclasa de composicion P1 en equilibrio con

el liquido L1. Con el descenso de temperatura el liquido se

enriquece en Ü y se moviliza en una curva hacia abajo hacia el

plano cotectico con el feldespato alcalino hasta intersectarlo

(L2). En ese momento la plagioclasa tiene por reaccion la

composición P2 y comienza a cristalizar feldespato alcalino de

composicion 2. El consiguiente descenso de temperatura hace

enriquecer a la plagioclasa (P3) y al feldespato alcalino (A3) en

Ab, mientras el liquido se enriquece en G y llega a intersectar

el plano cotectico con el cuarzo (L3). A paratir de aqui la

composicion del líquido se moviliza sobre 1a linea cotectica E5-P

hacia P, mientras cristaliza plagioclasa + feldespato alcalino +cuarzo. La cristalización finaliza cuando el liquido llega a una

composicion L4, cuando el plano P4-A4-G contiene al liquido

inicial L1.

-102­

Del analisis de este diagrama surge la posibilidad de que

los escasos ejemplos de sobrecrecimiento de plagioclasa sobre

ortosa parcialmente disuelta o los intercrecimientos complejos

entre estos 2 minerales sean resultados de reacciones incompletas

en e] transcurso de la cristalización simultanea de la

plaqinclasa y del feldespato alcalino.

f. )...-Si 5.1;s1!xa._c1.t311!.,í..t.:_i..cg.S-SLÜ_É_9L"JED_ELÉÉ_..ELCÉ'IL‘ÉSIQsñigg ( HC! - J 7)

A partir del diagrama de fases dado por Naney (1983) para un

granito -de composicion R1 (G:Ür:Ab:An = 26,5:34,0:32,0:7,5)

(Whitney, i975) mas 1ÜZen peso de biotita anhidra, a una presion

de 2th (VÚaSG figura 17) se puede comprender el comportamiento

del magma cuando existe un componente mafico adicional,

comparando con otro realizado por Whitney (1975) para la misma

composición R1 pero sin componentes ferromagnésicos.

Si bien las formas generales de los campos son similares, lo

mas notable es el descenso sufrido por los distintos liquidus

cuando hay un componente mafico adicional. Por ejemplo, el

liquidus para la plagioclasa que es cercano a 1200°C en

condiciones secas (OZde HEU)y para granito sin maficos, se baja

a algo mas de 10000€ para el granito con 10%de biotita. Por otro

lado es interesante notar la formacion de la biotita como

producto de resorcion de orto y clinopiroxeno, pudiendo ser el

primer mineral en aparecer fuera del piroxeno (condiciones

saturadas o casi saturadas en agua) o ir rezagandose hacia el

final (condiciones casi secas) de acuerdo a la cantidad de agua

disuelta en el magma.be acuerdo a las observaciones texturales sintetizadas en

los" cuadros 3 y .4, se postula sólo cualitativamente el camino

seguido en 1a cristalización del pluton granitico de Chita en la

-1o-z­

o =orlopwheno

Saruraclo'n g; dmopmïkeno"00} P; laïbcasa'C A:Ïddes?eio ¿(CJ¿"°

(Í) OOCOP’A'L L ; “fiuww00 L L L ‘ V (2) o.C.P.AoOoL a .. cuarzo

(3) o.c.a.P,A.o.L B -_50+“

¡ooo.\ (4) OJBquAdooL \/ : VSPDÏ_.PoL ‘ “‘"m’" Fig.tema qraníwt ico cóncomponente' .a.L '

J 0‘ BoLoV 'fe rr'umaQI Iré"4 BoLoV sicn. SegúnSf 4C..L I T¡. ‘ quL C‘B.L.V NEUIEY (1.9843),

C.B.P.L Se proponenk CoBoPQLoV los recorri­

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\ .P.A.o.¡_ "¿Ad-W c ri s tal 1za­v ción delB‘P‘A’Q‘LN Salidas borde e in­

terior res“pectivamenteen Chi ta .Ver explica“ción en teu­to.

.B’POAQO‘v

a O 0 5 Ñ

./o Hzo

figura L7. El traao A indica el camino seguido por el borde

eníriado: p1agioclasa-fe1despato alcalino-cuarzo-biotita, de

cristalización rapida. en donde la saturación del magmaen fase

acuosa se alcanzaría casi junto con el solidus. El trazo B

rnprnmnulnrln el camino seguido por el plutón en qennral, con

orden p1agioclasa—feldespato a1ca11no-biotita-cuarzo, en donde 1a

cristalización mas lenta permite la saturación en fase acuosa porsegunda ebullición antes de alcanzar el sólidus, definiendo una

etapa transicional (magmaprecipitando cristales y separando fase

acuosa volátil) hasta que se llega al sólidus saturado.

g) Temperaturasde cristalización

El analisis de los diagramas anteriores permite inferir

esencialmente el camino seguido por la variable composicional a

traves de los procesos de cristalización. Considerando a la

—1ou—

presión litostatica constante en los alrededores de los soon

(2km). la variable temperatura es la que ofrece mayor incertidum“

bre, pues los sistemas graniticos todavia no se hallandetalladamente experimentados para las distintas condiciones

isobaricas, en especial para presiones tan bajas como las

consideradas aqui, y con variación en el grado de saturación en

volátil durante el proceso de cristalización, si bien son

relativamente abundantes los estudios experimentales para la

determinación de las condiciones P-T-X en condiciones de

presiones mas altas y en general en sistemas saturados (Luth et

al.. 1964: Whitney, 1975; Naney, 1983; Winkler y Breitbart, 1978;

Johannes, 1984; Piwiinski, 1968,1973; Stern y Wyllie, 1981; Huang

y Wyllie, 1981; etc.).

Para la estimación de la temperatura del liquidus se puede

recurrir a las proyecciones de las _superficies del liquidus

(figura 18) realizadas por Day y Fenn (1982) en base a los datos

experimentales de Whitney (1975) para la composición R1 citada

anteriormente, para 2 y Bkb de presión y extrapolando para un

magma "seco". A partir de este gráfico se puede oservar que para

un granito de composiciones similares a las de Chita pero sin

contenido de ferromagnésicos, el liquidus para 500o y contenidos

acuosos menores a 1%en peso (véase sección V1.5) se halla en los

alrededores de los 1100°C.

De la mismamanera, de las extrapolaciones para las presio­

nes consideradas de las superficies de liquidus subsaturados en

agua para 2 composiciones graniticas diferentes (Stern y Wyllie,

1981; Huang y Wyllie, 1981) también se deduce que el liquidus

para ese.contenido de agua se encontraría entre lOOÓy 1100°C.

Ahora bien, teniendo en cuenta que el liquidus para este

-105­

Fiq. 18.- Superficies de liquidussubsaturados en agua. Según Day yFenn (1982). FA y Pl corresponden ala fase liquidus feldespato alcali­no y plagioclasa respectivamente.Se aplica al comienzo de la crista­lización del pluton de Chita. Vertexto para su explicacion.

mnnmaqranitico pudo estar entre 1000 y 11000€, esta es una

temperatura maximae hipotética, pues comoopina Pitcher (1987),

seria poco frecuente encontrar magmasal estado superliquido. Loanterior se fundamenta en el hecho de encontrarse las coladas

rioliticas casi siempre con cierto contenido de fenocristales(salvo los vidrios volcánicas como las obsidianas, que son menos

comunes), ocurriendo lo mismocon cuerpos subvolcanicos o diques.

En el caso del pluton granitico de Chita, los diques rioliticos

tienen en general 25 a 30%de fenocristales (ver capitulo V), lo

cual permite suponer que también el magmagranitico que originó

al pluton contenía en el momentode su emplazamiento un contenido

similar de fenocristales, indicando que la temperatura de

emplazamiento habria sido sensiblemente menor al liquidus.

En las determinaciones de temperaturas en las coladas

actuales, las mediciones se realizan en general con pirómetros

Ópticos a distancia, siendo este un metododificil de aplicarseen las coladas acidas de alta viscosidad. Es por ello que la

mayor parte de las temperaturas de coladas publicadas se basan en

-106­

estimaciones a partir de la dependencia a la temperatura de la

particion de un elemento o isotopo entre 2 minerales en

equilibrio. Algunos datos que proporcionan Carmichael et al.

(i974) son los siguientes:

Coladas e ignimbritas rioliticas 735 - B90 °C(NewZealand y California)

Ubsidianas riodaciticas 900 —925 °C(Iceland)

Temperaturas de] orden de 1000-12000C como las que se

encuentran en basaltos y andesitas serian las limitantes máximas.

Por otro lado, al obseryarse las evidencias geológicas, la

asociacion mineralogica en la roca de caja (biotita - cordierita­

sericita) indican la formacion de un hornfels pelitico

hornblendifero (400-799°C), mientras los productos de asimilación

de caja en el interior del pluton (andalusita-espinelo-biotita)

sugieren una asociacion de hornfels pelitico piroxenico (6504900

oC) con metamorfismo retrogrado a hornblendifero (capitulo IV).

leniendo en cuenta que en el contacto inmediato con el cuerpo

intrusivo la temperatura de la roca de caja llega a alrededor del

602 de la temperatura de intrusión mas la temperatura del lugar

dada por el gradiente geotérmica (Jaeger, 1957, en Winkler, 1974)

y evaluando los distintos conceptos dados anteriormente, se

estima que seria posible una temperatura de emplazamiento de

hasta 90000 para el magma que originó al plutón granitico de

Chita a 500b de presion. En este caso, los calculos siguiendo los

pasos de Jaeger, 1957, en Ninkler, 1974) resultan en temperaturas

de hasta ¿00°C en la caja en el mismo contacto, de 51000 a 400m

del contacto, y de 360°C a 2km. La temperatura en el contacto se

halla de acuerdo al grado de metamorfismo encontrado en el

hornfels.

-107­

VI.4.- CÜNÏED MICRDSCDPICD DE LOS CARACTERES MAGMATICDS Y TRAN­

SICIDNALES-HIDRDTERMALES. DETERMINACION DEL MOMENTODE

SATURACIÜN EN FASE ACUDSA

Se lleyó a cabo un intento de cuantificación de los

caracteres magmáticos y transicionales-hidrotermales mediante

conteo en cortes delgados (entre 800 y 2500 puntos por corte),

utilizando los criterios distintivos descriptos anteriormente yresumidos en el cuadro 2. Los resultados obtenidos fueron

volcados en el cuadro 5.

Se tomaron como indicadores magmaticos los siguientes: A)

cristales de plagioclasa (especialmente sus zonas internas), B)

ortosa con pertita de exsolucion, y C) biotita fresca y granos

opacos asociados a ella. Se consideraron indicadores de la

cristalización transicional e hidrotermal: D) sobrecrecimientos

frescos de los cristales de plagioclasa, fluorita intersticial,rebordes albiticos, pertitas de reemplazo, y E) clorita,

muscovita, sericita, fluorita y biotita, todas de reemplazo. Elcuarzo (F) al ser dificil de delimitar dentro de los cristales

individuales los sectores productos de cristalización magmaticay

los sobrecrecimientos en etapa mas evolucionada, se tuvo que

tomar como un solo conjunto. Esto último introduce un margen de

error bastante grande en la cuantificación siguiente:

Indice magmatico I(sin computar el cuarzo): (A+B+C) x 100

(A+B+C) + (D+E+F)

Indice magmatico II(computando todo el cuarzo): (A+B+C+F) x 100

(A+B+C+F) + (D+E)

Para las 20 muestras de granito analizadas se obtuvieron los

siguientes valores, que no representan la realidad por ser

-108­

Cuadro5.- Conteolitros:ópic0 de los caracteres tinturales.

( 6ran110 >

CH-B CH-14 CH-IB CH-33 CH-40 CH-97'CH-100 CH-101 CH-103 CH-122 CH-124 CH-126 EH-127

A 25.5 22,4 23,6 16,2 10,9 24,3 19,9 25,0 21,0 21,1 17,9 21,0 21,4B 24,1 33,0 36,6 20,0 24,3 33,1 30,8 36,7 29,1 34,3 30,1 37,2 35,7C 0,7 0,6 1.0 0,4 0,1 3,4 --- 0,6 2,2 5,3 2,3 --- 0,60 JJ SJ 3d BJ 4m 4J aa 3m 6d 6d 4d 3m 4mE 4J 3J 2J 3A 5m 2m 6d TJ 2A 3d ZJ 3m 6dF 41,5 34,4 30,6 42,5 46,1 32.0 34,3 26,8 39,0 29,4 34,5 33,0 30,9

(----------------- -- Granito----------------- --)<Borde)<6rlnitoparc. qreisenlzad0>6reisenCH-134 CH-136 CH-152 CH-192 CH-196 CH-212 CH-216 CH-99 CH-63 CH-77 CH-93 CHI3BR CH-46

33,4 10,7 29,4 27,4 25,6 14,6 24,9 40,3 13,9 14,4 11,4 2,0 0,320,8 31,6 20,1 24,6 25,4 32,7 32,4 27,5 26,2 13,3 10,9 31,6 --­0,0 0,0 0,5 1,0 1,0 0,1 0,3 0,5 --- '-- - - ­

manana-b

3,4 3,2 3,7 4,1 3,0 3,4 4,9 0,2 0,2 4,7 3,4 1,37,2 4.3 9,4 3,9 4,2 3,3 3,4 1,1 19,1 24,7 17,3 23,4 21,4

34,3 39,3 23,7 37,0 30,4 43,4. 32,4 30,3 30,3 43,3 40,2 40,0 73,2

valores extremos pero si la acotan:

Indice magmatico I: promedio 54,7 (an-1: 5,5)

Indice maqmatico II: promedio 90,1 (an-1= 2,3)

hPara fines-comparativos se incluyeron una muestra de borde

enfriado que representa lo mas cercano a la cristalización

magmatica, 4 muestras de granito parcialmente qreisenizado, y

otra de greisen que constituye el extremo hidrotermal,

obteniéndose los siguiente valores:

Indice maqmatico I:

Borde enfriado 68,3Granito parcialmente greisenizado 22,3 —42,1Greisen 0,6

Indice magmatico II:

Borde enfriado 98.6Granito parcialmente greisenizado “3,3 —82,5Greisen 76,8

En el caso del borde enfriado el índice mas realista seria

—109­

ul ll ¡98,o), que incluye a todo el cuarzo en la etapa magmatica,

mientras en el caso del greisen representaría mas la realidad el

indice l (0,6), considerando que todo el cuarzo seria de origen

hidrotermal. Los granitos parcialmente greisenizados se hallan en

terminos intermedios entre los granitos y el qreisen,

verificandose reemplazo mas rapido de 1a biotita y la

plagioclasa respecto del feldespato potásico.

Considerando al borde enfriado como el representante

conoelado ("quonched") del magmaoriginal, se podria utilizar su

composicion para lograr una aproximación al valor real del indice

mnomatico del promedio de los granitos. E1 cuarzo en el borde

eniriado participa del 30,3%, mientras el promedio en las 20

muestras de granito es del 35,4%. Este exceso promedio del 5,1%

se puede considerar como la fraccion derivada de la evolucion

hidrotermal. Igual tratamiento se puede seguir para la estimación

de la ortosa con pertita primaria cristalizada en etapa

transiciona] (ver cuadros 3 y 4), pues esta tampoco presenta

distinción de la cristalizada en etapa magmatica. En el borde

enfriado la pertita primaria participa del 27,5%, mientras el

promedio de los 20 granitos analizados es de 30,9%, dejando una

diferencia de 2,4%. Restando estas cantidades de cuarzo y ortosa

en la formula del indice magmatico II se obtiene un valor de

82,6. que es lo mas cercano a la realidad que se puede obtener.

Este valor de indice magmatico82,6 significa que el 82,6Z

de] pluton tal como se lo observa en la actualidad se halla

coompuesto por fraccion cristalizada en etapa ortomagmatica. El

17,4% restante es producto de una cristalización ocurrida a

partir de un magma saturado en fase acuosa y de una fase

hidrotermal. Si no se tiene en cuenta el efecto de aumento de-110­

volumen que pudo haber ocurrido al producirse la segunda ehulli”

y ¡uniendn espe Ïalmcnte en cuenta que la CFiStRIiTÜCiÓH se

¡n “¡hllllt'H ¡In.\ (;Url‘dtLR. (JS'JJ si(ylil Und uuu) 4:! una<una

alcanzó su saturación en agua cuando ya habia cristalizado

alrededor del 82,6%.

VI.5.- CALCULO DEL CONTENIDO ACUDSD INICIAL DEL MAGNA

De acuerdo a los estudios de inclusiones fluidas en

cristales de berilo provenientes de mineralización de greisen, el

techo del plutún cristalizo a una presion de 360 bares (21,3km)

(capitulo V11). Considerando un promedio de SOÜb(32km) para todo

el afloramiento del pluton, se puede calcular la solubilidad del

agua para este magma granitico siguiendo el procedimiento

propuesto por Burnham (1979b), en base al promedio de 10 análisis

quimicos de elementos mayoritarios (capitulo VIII). Debido a que

el_modelo originalmente elaborado por este autor se baso en

fundidos acuosns de albita, y sus resultados termodinámicos

fueron demostrados comoaplicables a sistemas rocosos graniticos,

se calculó un peso molecular aparente equivalente a albita (He)

de 217,335 según la siguiente relacion dada por Burnham(1979b):

Ne = 100 / En" + 0,19 (na; - 32n"))

En": número total de moles de cationesintercambiables en 1009 de muestra.

nai: número de moles de cationes de Sien 1009 de muestra.

Para una presión de SOOby una temperatura maxima hipotética

de] liquidus de cerca de 1100°Ccorresponde una solubilidad de

HBO de en fracción molar (me) siguiendo al autor

InnncLan-da. A par-tir- d- la- v-lar-I d. M- y ¡(wmI- d-r'Lv. 1.

fracción en peso me del agua según la siguiente relacion:

-111­

me = Me me1 m me 18,02 (1 - me)

resultando la solubilidad del agua en el magmagranitico de Chita

a ñüüb y llUDÚC de 3,6% en peso o 30% molar.

Si la saturación en agua se produjo cuando el pluton de

Chita ya habia cristalizado alrededor del 82,6%, y teniendo en

cuenta la solubilidad del agua calculada anteriormente, el

contenido inicial del magma en agua debio ser de alrededor de

0,63% en peso (7,1% molar).

Por otro lado se debe tener en cuenta también el contenido

de agua de constitucion de la biotita, considerada de origen

magmático. Según Deer et al. (1977), la biotita contiene una

cantidad de H20+ de hasta alrededor del 4X. No excediendo en

general este mineral el 4X en los granitos tratados, la

contribución de agua al sistema debida a biotita es del orden del

0,0?Z. A1adicionar esta cantidad al contenido inicial obtenido

anteriormente, se logra un magma con 0,65% en peso de agua

inicial 7,3% molar). Este escaso contenido hace que el magma no

difiera demasiado de uno "seco" en los estadios iniciales de la

cristalización, y por lo tanto su liquidus seria bastante alto y

cercano al valor de 11000€ considerado. Por otro lado, aún si se

hubiera tomado una temperatura tan baja como 78000 (solidus

saturado, Tuttle y Eowen, 1958), el resultado del contenido

acuosa inicial hubiera sido de 0,73% en peso y no seria demasiado

mas alto que el valor obtenido precedEntemente, comoresultado de

la mayor dependencia de la solubilidad del agua a la presion y no

tanto a la temperatura.

VI.6.- CALCULO DE LA EXPANSION VDLUMETRICA DEL PLUTDN Y DEL

-112­

AUMENTO DE LA SOBREPRESIDN INTERNA DEBIDOS A SEGUNDA EBULLICION

De acuerdo a las deducciones de Burnham (1979b), el aumento

de volumen que produce la separacion de volátiles por segunda

ebullición es de enorme magnitud en ambientes subvolcanicos y se

puede cuantificar con la siguiente expresion:

AV"= (l-Ï.3H10-4Pt) (El "¿n21 - AV“ (1 - me) cal bar“1 mol"lalF't

AVr: aumento de volumenPh: presion totalavm: AVpromedio de fusion de fases cristalinas

(20,21 cal bar-1 para rocas acidas)Kelvinconstante de los gases

rR

Para el caso del plutón granitico de Chita se consideró una

presión total de 500b, 1a solubilidad del agua 0,30 y una

temperatura de 800°C (debido a que al alcanzar el magmael 82,6%

de cristalización la temperatura estaria mascercana al solidus

saturado, de 78090. Con estos valores se obtuvo AV?= 0,99 cal

bar‘1 mol“*.

Ahora bien, para obtener el incremento porcentual del

volumen se .debe tener en cuenta el volumen molar del magma, el

cual según estudios experimentales de Burnhamy Davis (1971) se

calcula según las siguientes expresiones polinomicas de tercer

grado:

(Vw)p_T = 10,98 + 0,962 T + 0,1005 T2 - 0,00199 Tr5 - P (0,530 ++ 0,2031 T + 0,00158 T2) + F2 (0,0780 + 0,01144 T) ­- P3 (0,00396)

(va)P,T = 109,76 + 0,082 T + 0,0312 T2 —0,00131 T:3 - 0,328 P ­' 0.0104 T P - 0,00038 T2 F

(VW)P.T=volumen parcial molar del agua en elsistema Ab-agua, en cm3/mo1

(Va)p_T: volumen parcial molar de la albita en elsistema Ab-agua, en cms/mol

T: temperatura en cientos de °CP presión en Kb.

-113­

Teniendo en cuenta una temperatura de 80006 y una presión de

SOOb. se obtiene para el plutón de Chita vw = 23 cms/mol y Va =

111,534 cmu/mol. De aqui un mol de magma acuoso con contenido

inicial 7,3% molar tendra un volumen igual a

Vma = me x Vw + (1 - me) H Va= 105,06 cmE/mol

Vma: volumen molar del magma acuosome: fracción molar del agua

Con este valor de volumen molar se deriva un incremento

volumétrico del 6,9%, que seria la expansión volumétrica maxima

que sufrió el magmaque originó al plutón granitico de Chita

luego de su cristalización completa. En el hipotético caso de que

el magmahubiera estado sataurado en agua originalmente este

incremento hubiera sido del 49%.

Por otro lado, si no hubiera existido una expansión

volumétrica que equilibrara el aumento de presión hidraulica

debida a segunda ebullición se habria generado una sobrepresioninterna ( AFHJ,) que se obtiene de la expresión del calculo del,

aumento volumétrico teniendo en cuenta Av=o, y en donde Pt "é

F'1.l.t + A F'Ln­

Siendo la sobrepresión interna maxima hipotética (pues ala

aumentar la presión deberia aumentar también la solubilidad del

agua) de 1674b para un magmainicialmente saturado, para el caso

que se trata (saturación al 82,6% de cristalización ), la

sobrepresión interna maxima habria sido de alrededor de 291bares.

VI.7.- RESULTADOS Y CONSIDERACIONES

El conteo microscópico permitió definir que el 82,6% de las

rocas proviene de una cristalización ortomagmatica y el resto de

—11u­

una cristalización en etapa transiciona1_hidrotermal. Al tenerseen cuenta que la cristalización se produjo en un sistema cerrado

y al no considerarse el cambio volumétrico debido a separaeión defase volátil. dicha cifra de 82,62 de cristalización sn aplica

también al momento de saturación del magma en fase acuosa. En

base al calculo de la solubilidad del agua en este maqmapara

llODÜCde temperatura y 500b de presión se obtuvo su contenido

acuoso inicial de 0,65% en peso o 7,32 molar.

Para decidir si la segunda ebullición produjo un aumento de

volumen o aumento de sobrepresión interna, se tienen las

siguientes evidencias: 1) morfología particular dómica del

pJulón, uuu acentúa. en el sector nororiuntal (1oLu 4), 2)

acumulación de volátiles en el apice del plutón produciendo

yacimiento de greisen, 3) en esta mineralización de greisen los

cristales de berilo portan inclusiones fluidas que se

hnmnqeneizan críticamente, fenómeno que se da sólo cuando la

presión de vapor iquala a la litostatica (Crawford, 1981;

Hoedder, 1984). Estas evidencias sugieren que lo ocurrido en el

plutón de Chita fue un aumento de volumen (8,9%) en el sector

apical por concentración de volátiles que ascendieron

intersticialmente (Pollard y Taylor, 1986), manteniendo el

equilibrio de presión entre la litostatica y la hidraulica

mediante deformación Plastica (endomamiento) del techo.

Por otro lado, si 1a roca de caja hubiera mantenido su

comportamiento totalmente rigido, la sobrepresión interna maxima

acumulada habria sido de alrededor de 291 bares, y posiblemente

no hubiera sido suficiente para producir ruptura en la roca de

caja, pues de aucerdo a Ryan (1979, en Burnham, 1979b) el limite

de ruptura por tensión ("tensile strengh") se halla en un maximo

-115­

de alredodnn du auub un ambientes epizonales en cualquier tipo de

Para sobrepasar este limite con la sobrepresión interna

generada por segunda ebullición, el magma que dio origen al

plutón qranitico de Chita hubiera tenido que alcanzar la

saturación en fase acuosa antes de completar el 76% de su

cristalización (400b = 242 de ió74b, sobrepresión interna maxima

calculada anteriormente). En este caso, el contenido acunsn

inicial hubiera tenido que ser mayor a 0,92 en peso, y las

fracturas tensionales originadas en el techo hubieran sido

rellenadas por fluidos acuosos, produciéndose stockworks

configurando distintas zonas de alteración propias de un

yacimiento de tipo Ho porfirico, si bien la fase acuosa que

originó el greisen en Chita es de baja salinidad (35% NaCl

equivalente, capítulo VII), comparadacon los yacimientos de tipo

Hoporfirico (Hollister, 1978).

Conjeturando un poco mas, si la saturación del magmaen agua

se hubiera alcanzado con anterioridad al 36%de cristalización

(contenido acuoso inicial 2,3% a 3,6% en peso), la fase acuosa

separada hubiera sobrepasado el limite de ruptura de los 400b en

la roca de caja antes de alcanzar la fracción critica de 60% de

cristalización del magma, en un momento en que este todavia

mantenía su capacidad móvil (Wickham, 1987, Mc Birney, i984),

permitiendo directamente el escape del magmaa la superficie,

probablemente en forma ignimbritica. Considerando el caso extremo

en que este magma instalado en el nivel considerado (SÜOb)

hubiera estado saturado desde el principio en agua (3,6% en

peso), la sobrepresión interna hubiera roto el techo luego de

cristalizar alrededor de su 24%, produciendo un vulcanismo

explosivo con liberación de energia mecanica (FAV)de alrededor

-116­

de IH“* ero por km3 de magma como maximo, y un producto

innimhritico con alrededor de 241 de fenocristalos. sin

concentracion de elementos metálicos en forma de yacimiento.

De aqui suroe un concepto de aplicacion mas qenora1,v en

donde siempre y cuando 1a efusión ignimbritica se produxca por

acumulación de sobrepresion hidraulica por segunda ebullición en

camara magmatica superficial cerrada, la ionimbritaresultante debera tener forzosamente un contenido minimo de

fenocristales (Z de cristalización del magma)que iustifique

dicha acumulación que debe superar el limite de ruptura tensional

de las rocas suprayacientes. En el caso particular del maqmaque

orioino al pluton qranitico de Chita dicho contenido minimode

fenocristales corresponde a alrededor de 24%(si hubiera estado

originalmente saturado en agua). A 1a medida que se obtengan

datos mas_precisos sobre el limite de ruptura de las rocas

superficiales a diferentes profundidades, sera posible afinar

estos valores con mayor fundamento. En la figura 40 del

capitulo XI se esquematizan las relaciones cuantitativas

anteriores los productos derivados.

-117­

Vll.- PARAMETRÜS TERMÜDINAMICDSOBTENIDOS A PARTIR DE ESTUDIOS

DE INCLUSIDNES FLUIDAS EN CRISTALES DE BERILO PRUVENIENTES

DE UNA MINERALIZACIÜN DE GREÍSEN.

VII.1.- INTRODUCCION

El estudio de las inclusiones fluidas, como medio para

comprender las condiciones de presión-temperatura-composición

(P le) de formaciónde los cristales, tiene amplia aplicación en

1a genesis de los yacimientos hidrotermales, que se relacionan a

soluciones acuosas en estado ya sea gaseoso o liquido,

composicionalmente diluidas o concentradas, con distintos tiposde sales o volátiles disueltos.

Dentro del dominio de las temperaturas mas altas, el magma

silicatico que da origen a las rocas igneas puede ser conservado

también comoinclusiones en los cristales, en‘este caso en forma

de vidrio, si la cristalización fue rapida. Debidoal mayor

tiempo de cristalización, en las rocas plutónicas los magmas sonmasdificiles de ser conservadossin devitrificarse.

El campo de los yacimientos pegmatiticos asociados a

granitos ofrece el nexo entre los procesos ortomagmaticos que dan

lugar a las rocas plutónicas y los transicionales-hidrotermales,

que evolucionan a partir de aquellos.

Dentro del ambiente ortomagmatico, la solubilidad del agua

en el magmaes fuertemente dependiente de la presión, y en menor

proporción de la temperatura (Burnham, 1979a,b). Cuando por pro­

cesos ¡de cristalización la presión de vapor de agua llega aigualar la litostatica (saturación del magmaen agua), el agua

comienza a separarse como fase independiente, mediante el proceso

conocido comosegunda ebullición.

-118­

Dicha evolución discontinua del magma,con formación de fase

acuosa inmiscible con el magmagranitico, fue por otro lado pro­

puesta por Hoedder y Coombs (1967), en base a la observacion de

la coexistencia de inclusiones vitreas con otras acuosas

densamente salinas, ambas primarias, en granitos subvolcanicos

peralcalinos.

Sin embargo, Luth y Tuttle (1982) sugieren mas bien una

evolucion continua entre el fundido silicatico y fluidos concen­

trados, basandose en estudios experimentales en granitos con

exceso de alcalis con respecto a alúmina.

Ütra propuesta de pasaje transicional del magma a fluido

hidrotermal se halla en London (1986). Sus estudios de

inclusinnes fluidas y experimentales en la pegmatita Tanco permi­ten constatar a este autor la existencia de un fluido denso

compuesto de borosilicatos alcalinos y agua (en donde los

tetraooratos alcalinos actúan de fundente y aumentan lasolubilidad del agua), que persiste hasta temperaturas por debajo

de las magmaticas.

En el caso del pluton granitico de Chita, teniendo en cuenta

la estrecha relacion genetica de la mineralizacion de greisen con

el granito, se ha tratado de seguir parte de 1a evolucion pos­

magmatica a hidrotermal del mismo, mediante el estudio de inclu­

siones fluidas en cristales de berilo provenientes de las minas

San Jose y San Pedro.

Diferentes sintesis sobre estudios en inclusiones fluidas

realizadas en ambiente intrusivo poco profundo, granitos, greise­

nes y pegmatitas se hallan en Weisbrod (1981) y Roedder (1984).

Presentaciones mas generales y metodológicas sobre inclusiones

fluidas se encuentran en Enjoji (1972), Hollister y Crawford

-119­

(1981) y Roedder (i984). Una compilación metodológica detallada y

su aplicacion dentro del país se encuentran en Montenegro y Nico­

lli(1986) y Montenegro (1987).

C_¿J.2.- MATERIALESTUDIADD

Los cristales de berilo estudiados fueron extraídos de las

mineralizaciones de oreisen, en donde aparecen como aqreqados de

cristales prismaticos de hasta 2-3cm de largo y 0,5cm de diame­

tro. Son de color azulado semitranslucido, teñidos irregularmente

por pátinas pardo negruzcas. Se halla muy bien desarrollada la

formarn(1010) y en menor proporcion la a (1120). Presenta clivaje

perfecto perpendicular a c (0001), y en algunos casos son

abundantes las estrías longitudinales. En forma intersticial a

berilo se observa a veces escasa fluorita incolora, y también se

asocian pequeños agregados de molibdenita.

Si bien escasamente, el berilo aparece también como relleno

dv diaclasas en el techo hornfelizado, tratándose aqui de

especies de baja temperatura y cristalización rapida, en agrega­

dos radiales de cristales hialinos con formas prismaticas

elonqadas (elongacion máxima menor a lcm, diametro menor a 0,5mm)

con clivaje basal perfecto y forma m bien desarrollada. A este

berilo se asocia cuarzo granoso fino también hialino a ligeramen­

te ahumado, cuarzo mas lechoso y fluorita hialina con notable

clivaje octaedrico. En dicha fluorita se encuentran inclusiones

bifásicas (liquido-gas) de baja temperatura (porcentaje de relle­no menor a 33%).

La birrefringencia del berilo, tanto en el yacimiento como

en el que rellena diaclasas, es 5 = 0,006 (E=1,572, w=1,578;

E=1,569, w=1,s75 respectivamente). Sus indices de refracción in­

-120­

diran que se tratan de miembros extremos de berilo He3A1?Qi¿Ü¡a.

sin o casi sin contenido de alcalis.

VII.3.- METODOLOGIASEGUIDA

Para el estudio de las inclusioes fluidas se realizo en

primer lugar la observacion microscópica de fragmentos de los mi­

nerales transparentes para verificar la existencia de inclusio­nes. En los casos del cuarzo, fluorita y muscovita, 1a abundancia

de fracturamientos o clivajes hace que no se conserven cantidades

suficientes de inclusiones primarias comoen el caso del berilo,siendo mas frecuentes las secundarias y de tamaño pequeño.

Encontrando a los cristales de berilo como los mas adecuados

para este tipo de estudios, se llevó a cabo una separacion manual

de los mismos, los cuales fueron embebidos en resina poliester

para la coníección de cortes delgados (200-500u) orientados, do­

blemente pulidos. Una vez logrados los cortes se sometió la

resina a disolución en acetona, para efectuar los estudios mi­

Croscopicos directamente con las secciones de los cristales so­

los. Estas observaciones se realizan al aire, con luz transmitida

y la ayuda del condensador. Se llevaron a cabo la observacion,

descripción y registros esquematicos de las inclusiones encon­

tradas, para su posterior sometimiento a experimentos de enfria­

miento-calentamiento, mediante el uso de la platina de enfria­miento-calentamiento.

Los estudios termométricos se realizan asumiendo que los

fluidos originalmente entrampados conformaban una sola fase homo­

genea, que con posterioridad a1 sellamiento de 1a cavidad la mis­

ma no ha cambiado de volumen, ni tampoco se ha adicionado o

sustraido material, y por lo tanto, que el enfriamiento se ha

-121­

producido en condiciones esencialmente isocoricas.

Los ensayos de enfriamiento permiten, mediante la determi­

_i0n del punto de fusion del hielo, establecer el contenido sa­

lino del liquido, mientras los de calentamiento permiten conocer

temperatura minima de entrampamiento, mediante la determina"

cion de la temperatura de homogeneizaciónde las distintas fases.

Las mediciones termometricas íueron repetidas por lo menos 2

veces para asegurar su reproductividad, tanto en enfriamiento

comocalentamiento. Se utilizó para ello la platina de calenta­

miento-enfriamiento CHAIXMECAperteneciente a la Comisión Naciom

nal de Investigaciones Espaciales (CNIE), instalada y calibrada

por la Lic. T. Montenegro.

VII.4.- RESULTADOSOBTENIDOS

Son relativamente abundantes las inclusiones fluidas

encontradas dentro de los cristales de berilo. Las mejores obser­

vaciones pueden realizarse cuando los cristales presentan mayor

qradó de transparencia, no tienen patinas de óxidos y no se ha»

llan afectados por fracturamientos internos.

Los tamaños de las inclusiones varian ampliamente. Algunas

de las mayores llegan a superar los lOQN-enuno de sus diámetros,

peru generalmente son menores a 5QA, y-en algunos casos se enw

cuentran conjuntos de abundantes individuos secundarios todos

menores a 2A, siguiendo alguna antigua fractura.

Sus formas también son muyvariadas, pudiendo ser irregula­

res, amehoidales, achatadas segun un plano, tubulares, ovales,

globulares, o bien cristales negativos polihédricos o prismáti­cos.

De acuerdo a las fases presentes pueden dividirse en:

-122­

Inclusiones manofásicas: Son muyescasas. Dentro de ellas

más comunes las constituidas solamente por liquido, que

participan de conjuntos de inclusiones secundarias. Parte de

ellas puede ser resultado de estrangulamiento (necking down) su­

frido con posterioridad al entrampamiento del fluido, o bien

puede representar entrampamientos de liquidos acuosos de muybaja

temperatura, cuyo enfriamiento y descompresion litostatica a la

temperatura y presion ambientes no han permitido la aparición de

una fase vapor observable. Fases únicas cristalinas se observan

raramente, y posiblemente correspondan a minerales capturados

durante el crecimiento del berilo, o intercrecido con el. No se

observan inclusiones puramente o predominantemente gaseosas.

Inclusiones bifásicas: Son las mas abundantes. Se constitu­

yen de fase liquida y fase gaseosa. Sus porcentajes de relleno

varian de muy menores a 33%a sensiblemente mayores. Las inclu­

siones con relleno menor a 33%aparecen generalmente en conjuntos

alineados a lo largo de planos no cristalinos, indicando su

oriqen secundario. Las que presentan porcentajes mayores pueden

aparecer tanto orientadas a lo largo de planos cristalinos o no

cristalinas, o bien comoinclusiones aisladas, individuales, pu­

diendo corresponder tanto a inclusiones primarias como secunda­

rias (posiblemente pseudosecundarias).Inclusianes polifásicas: Ademasde las fases liquida y gase­

osa descriptas anteriormente, presentan una o mas fases sólidas.

Su identificacion mineralogica no fue posible debido al pequeño

tamafio. La mayoria de ellas es granular, algunas isotropas, otras

son tabulares o aciculares y anisotropas, y existen también

particulas oscuras, posiblemente opacas. Estas caracteristicas

indican que hay una variada gama de minerales, no habiendo

-123­

prt'wlnminin (Ir- «lc-terminado tipo sobre otro. luishas sólidos ¡aparecen

:ompañandofluidos con porcentaje de relleno variado. siendo

heterogéne‘ su distribución, incluso dentro de un mismoconjuntode inclusiones.

No se han encontrado inclusiones con fase liquida adiciona]

(a temperatura ambiente menor a 31°C), como puede ser el (.302, co­

munen ambientes peqmatiticos.

Los ensayos de conoelamiento fueron realizados en 34 inclu­

siones, mientras los de calentamiento en 140, incluyendo las

anteriores. En los primeros se han registrado temperaturas de

conoelamiento oscilantes entre -34 y -45°C.

El congelamiento rapido del liquido en las inclusiones pro­

duce cristalización de hielo, con la consiguiente disminución del

tamaHode la burbuja. La determinación precisa del cominezo de la

fusión o temperatura del eutectico es importante para el estable­

cimiento de la composición del sistema. Sin embargo, su aprecia­

ción es muydificil, debido al pequeño volumen de liquido que seforma. Se han registrado como temperaturas de 1a primera fusión

valores oscilantes entre -20,3 y -23,ó°C. Si bien con cierta

dispersión, los valores son cercanos al eutectico del sistema

binario HzüuNaCl(-20,8°C, con composición eutéctica 23,3%NaCl),

o ternario HzÜ-NaCl—KCI(-22,9°C, con composición eutectica 20,17

ZNaCl y 5,8%KC1) (Roedder, 1962; Potter et al., 1978).

La temperatura de la fusión total o de la desaparición del

último grano de hielo es la que permite calcular el contenido sa­

lino de la solución. En este.sentido, Potter y Clynne (1978, en

Roedder, 1984) demostraron que en los estudios experimentales de

los sistemas Na-K-Ca-Mg-Cl-Br—SD.-H=Ü, las propiedades P—V«T—Xde

sus soluciones son predecibles dentro de un error de i 1,02,

-12u—

utilizando las soluciones con NaCl, con los mismos valores de

temperatura de fusión.

El grafito de temperatura de fusión respecto de composición

salina (Z en peso de NaCl) realizado por Roedder (1962) y Potter

ei a].(t978) muestra que para composiciones de NaCl menores que

el eutéctico, la curva sigue una función dada por

Hs: 0,00 + 1,76958 Q —4,2384H10‘; 62 + 5,3778H10‘4 63 (+0,028)

Hs: Z en peso de NaCl .8: depresión de la temperatura de fusión.

En las inclusiones estudiadas se han obtenido valores que

oscilan entre 0,9 y 5,8%NaClequivalente.

En las fotos 22 y 23 se observan 2 estadios en el ensayo de

enfriamiento.

Fn los ensayos de calentamiento, la homogeneización de las

distintas fases puede ocurrir al estado 1) gaseoso, 2) liquido, o

3) critico. La homogeneización a fase gaseosa ocurre mediante el

aumento del volumen de la burbuja hasta ocupar la cavidad entera,

e implica que el fluido en el momento de ser entramnado fue

gaseoso, y que el enfriamiento subsiguiente ha hecho cortar la

curva critica, haciendo aparecer la fase liquida. La homogeneiza­

ción a fase liquida se produce mediante la disminución del tamaño

de la burbuja hasta su desaparición, indicando que el fluido en­

trampado fue originalmente liquido. La homogeneización critica es

un fenómeno que se observa con escasa frecuencia. Ocurre mediante

el desvanecimiento casi repentino de los meniscos que separan la

fase liquida y vapor (sin un cambio gradual de volumen de los

fluidos), y se da sólo cuando 1a inclusión tiene un volumen espe­

cifico o densidad cercano al de su punto critico. Solamente en

este caso, la temperatura de homogeneización corresponde a la

-12S­

La f. . hhalla tmbaïmüntw

congelada, cmn unatmnlura finamuntmruqmfia nur mrnnula“c316”).

Fï'mtn 2327i . w A 55°C) n

A medida que sube latemperatura EH vanfundiendu las qranusde hielm, QL dandüen cmntactm entre gigranos de mayor tawmafia por FHCVÍÉtan“zación simultánea.

tmmpmratura real de entrampamiento, y la presión de vapor iguala

a la litmatática. En cambio, en las É casos anterioreg, se debe

tenür mncuenta una currección par pregiún para ubtener la verdaw

de tmmpmratura de entrampamientm.

Lafi futms 24 a 26 muestran 105 SUCEEÁVDEpaams en la hmmogem

ación a fase gaseüsa.

-126­

\

X

r.

Puta 24.”I nc: l. ute: i (i‘m

(liquidmwgu Lgranular), de marcantajm de Fallenm alto

M Foto . A 45300C.La burbuja mcupa unvmlumen mayor, que—dando sólo una pe­quefia purciún de li"quidm en la partesuperior.

y!

.7”'llSe han Jbtenido valores de temperaturas de homogeneiaación

líquido vapmr que macilan entre 211 y 5190€. La homogeneiïación a

La vanur'mcurriú a temperaturag mayores a 4EQÜC,a fame liquida

mm prmdujm a hempmraturae menmres a 4219€, mientrag en &

iHClUEÁQHEE5% ha verificada una humogmneinaciún crítica a tempe­

ïilantem entre 40? y 25°C. Haüta temperaturas carzanagf" {fi Ll f” a EÉS (ZZ.

a 6000€, la maymwiadm laa fases sólidas nm fue hummqenmizada.

-127­

'\ L: ‘ r: " "Í"! x IU ,..I‘*’(.., ..

, pr la hmmowqaneiïaCJÚH tata} afama gasau“', mcuwpanda el qax toda elvolumen de la caviwdad.

Lag tamperaturafi de hummgeneixaciün abtmnidag Se hallan en

"j"ama da la figura 19. En la figura RD se han Buavizadm

dm” higtmqrama, tomando prmmedios de cada 3 intervaw

Ing, En' ella EHDhaerva claramente la existencia de 3 poblacio­

nea, con lag siguientes cafacteristicas (ver también figura El,

qrá+icm da MHaClequivalente respecta de sus respectivaa tempera—

turas dü hmmmqeneización):

Población I: EOinclusianms (21,5%)Th: 448w51906, TF: 484,30€ (a nwl: 19,500)Salinidad: ¿,7 a 5,4ZNaCleq. (en 5 incluaianes)J

Población II: ófi inclusimnes (47,1%)Th: 344W434ÜC. -Ñ 390,90€ (a nwl: 20,20€)A T :

Salinidad: 1,4 a 5,8%Naüleq. (en 22 inclusionea)

Población III: 44 (31,41)Th: , Th:177,5°C (a nui: 28,60C)Salinidad: 0,9 a 1,6%Nafllaq. (en ó inclusimnes)

La adiciún de salas al agua hace bajar su punto de fusión y

elevar la temperatura critica (37400 para el agua pura). Las

presióncurvaa critinag para El Eistema NaClmHmügraficadas para

y temperatura en función. de ZNaCl (Sourirajan y Kennedy, 1952

—128­

u»

F111" IW."'o' IiiGLruH ama (ha

Lempvrdturasde homoqenvrzación"

5* ¡kymñqaneiza­cion a vapor(negro). li“quido (blann

r! l co) y critica20° 500 TM.“ (enrejado) .

IO­

Fin. EU.*Curva de d 1'.5-­

5- tribucion detemperaturas

¡u H ¡ de homogenei­f g zación.

‘I I | Iv I v iv y 'Ñv ñzoo 250 300 330 460 430 500 Th ('C)

W! '/.6 NoCqu.5. x

x

4. , x

3. _,' x looo l .

2_ . 1;: F19. 2.1."­Ploteo ZNaClI- ’ ‘ . vs. tempera­

turas de howv u l . v ¡ u w v y l y v v y y I ¡ 'q '

20° 25° 30° 35° 4'00 ¿o 50° Thvc) mogenen.;ac.u‘3n

indican para una temperatura de 4250€ un contenido de NaCl de al­

rpdedor de 5,0Z y una presión de alrededor de 360 bares, COFFEE“

pondiendo a una deneidad de aproximadamente 0,6. La similitud de

valores WWXcon los encontrados EHperimentalmente (5.81Nafil para

-129­

42500 y 5.21NACI para 40908) indica que la solucion contenida en

estas inclusiones es cercana al sistema NaCl-Hgü.

Las curvas de correccion por presion dadas por Potter (1977.

on Hoedder, 1984) indican para fluidos con contenido salino de BZ

NaCl, un valor aproximado de 35°C de correccion para temperaturas

cercanas a 40000 y 360 bares de presion. Corrigiendo con este

valor el promedio de 3910€ correspondiente a la poblacion lI, se

obtiene una temperatura de 426°C, que dentro de un margen pequefio

de error, es consistente con los valores logrados con la

homogeneizacióncritica.

De acuerdo a la distribucion de temperaturas y a los valores

de salinidad obtenidos, la población I puede ser considerada como

¿videncia de fluidos correspondientes a una etapa previa, que ha

evolucionado a la poblacion II. Reflejaria a los fluidos entram­

pados en la etapa supercritica, mientras el pasaje a la poblacion

II indicaria el descenso del fluido por .debajo del estadocritico.

Considerando en'conjunto estas 2 poblaciones se obtienentemperaturas de entrampamiento (corregidas) oscilantes entre 380

J. H eu vez, se verifica una tendencia a la disminución du

la salinidad con el descenso de la temperatura. El valor maximo

obtenido es de 5,8%NaClequivalente, correspondiente a una tempe­

ratura de homogeneización de 42508, y el minimo es de 1,4ZNaCI

equivalente, correspondiente a una temperatura de homogeneización

de ¿44°C. De acuerdo a la tendencia observada, y considerando que

a 42500 1a solubilidad del NaCl en agua es del 45% y esta aumenta

directamente con 1a temperatura (Sourirajan y Kennedy, 1962), el

fluido separado inicialmente de la fase silicatica no habriaestado saturado en esa sal, teniendo en cuenta que la evolucion

-130­

se produjo en un sistema esencialmente cerrado.

La población III representa un conjunto de inclusiones de

origen secundario entrampadascon posterioridad a la cristaliza"

ción del berilo, al producirse pulsos de fracturamientos, circu­

lación de fluidos liquidos_de menor temperatura y posterior sem

llado. Si bien se observa una moda principal alrededor de los

2700€ de temperatura de homogeneización, en esta población puede

estar incluida mas de una generación de eventos secundarios. Seis

datos de concentración salina no son representativos de toda la

población; sin embargo, se mantiene la tendencia a la disminución

de la salinidad, que podria relacionarse a mezclas con aguas me­teóricas.

La presión de vapor de agua correspondiente a temperaturas

de homogeneización oscilantes entre 211 y 328°C, y para tempera­

turas de fusión de alrededor de -1°C, comolas obtenidas, oscila

entre 20 y 120 bares (Talantsev, 1980). Estas son presiones mini­

mas de homogeneización, mientras la litostatica existente en el

momento de la captura debió ser mayor. Un limite maximo de esta

presión litnstatica esta dado por los 360 bares obtenidos por la

homogeneizacióncritica de la población II.

De las curvas de corrección dadas por Potter (1977, en

Roedder, 1984) para contenidos salinos de lzNaCl y estas

presiones, se obtienen para las temperaturas de homogeneización

tratadas, valores minimos de corrección menores a 10°C, y máximos

de alrededor de 30°C.

Tomandoen primera instancia como valederos estos rangos de

correcciones también para el resto de las inclusiones de la po­

blación III, se obtienen temperaturas de formación que oscilan

entre 221 y 3440€ como minimo y entre 241 y 364°C como maximo.

-131­

Vll.5.:mggflngERACIDNE5

Los analisis termómetricos de las inclusiones fluidas han

permitido establecer que gran parte de los cristales de berilo se

han formado alrededor de los 4250€, a partir de un fluido cercano

al sistema NaClezü (con aproximadamente 51 de NaCl equivalente).

que ha evolucionado en esos momentosdel estado supercritico al

liquido, una presión de alrededor de 360 bares. Considerando

una densidad de las rocas suprayacentes de 2,7 g/cm”, esta pre­

sión litostatica corresponde a una profundidad de alrededor de

1,33km. Esta profundidad puede hacerse extensiva a la del

emplazamiento de] plutón, debido a la intima relación genetica v

temporal que habria existido entre cristalización y formación del

depósito. A este respecto, constituye una confirmación y cuanti_

1jcación de las ideas vertidas con anterioridad por autores que

han trabajado en distintos sectores del batolito de Colangüil

(Llambias y Malvicini, 1966; Guartino y Zardini, 1967), acerca de

la epizonalidad de las intrusiones.

La cristalización dentro del campo supercrítico puede ser

rastreada hasta una temperatura de alrededor de 550°C, teniendo

en cuenta la corrección por salinidad. Sin embargo, dentro de los

:ristales de berilo no se han encontrado inclusiones que

evidencien el pasaje, ya sea continuo o dlscontinuo, entre fundi­

do silicatico y fluido separado de el. De acuerdo a lo observado,

sólo puede afirmarse que el berilo, y probablemente la minerali­

zación de molibdenoasociada, han cristalizado a partir de flui­

dos neumatoliticos (supercriticos) que han evolucionado a hidro­termal.

La solubilidad continua entre magma y agua, como la que

-132­

proponen Luth y Tuttle (1982), parecería darse en maqmascon

exceso de alcaljs con respecto a alúmina, que pasan a soluciones

densamente salinas en condiciones de altas presiones. El pasaje

transicional propuesto por London (1986) implica una abundancia

de borosilicatos alcalinas que hacen bajar el punto de fusion del

maqma.El caso del pluton granitico de Chita no se corresponde

los :itados anteriormente. En él los fluidos mineralizantes

son de bajo contenido de sales, y el granito presenta una evolu­

cion postuma saturada en alumina, con aparicion de minerales

tales comomuscovita, topacio y andalusita. Aqui se ajusta mas a

los conceptos de Burnham'(i979) en cuanto a una evolucion discon­

tinua del magma, en donde el vapor disuelto en el fundido se

habria separado comofase volátil al alcanzar su saturación, en

condiciones esencialmente cerradas.El momentode la saturación en fase acuosa, o sea de la se_

qunda ebullición, es decisivo para 1a partición de algunos

elementos, entre la nueva fase volátil y la fundida. A traves de

estudios experimentales, Urabe (1985) observa una mayor particion

de los metales basicos, tales comoel Pb y Zn, hacia la fase

volátil en magmascon caracteres ligeramente peraluminosos (como

en el caso del pluton granitico de Chita), con respecto a magmas

peralcalinos.

E1 HFfue un volátil de gran importancia durante la crista­

lizacion del pluton granitico de Chita, precipitando mayormente

comofluorita dentro de la masa del granito, y en miarolas y al­

teración de greisen en una etapa transicional a hidrotermal. La

propiedad del HÉ de ser aún mas soluble que el agua en el fundido

silicatico y de bajar la temperatura de fusion de sistemas

In'..-_\nil_i(:(..ls¡un tuxtla”:- :ida por Wyllie y 'Iuttle (1.961) y' Manning

-133­

(1981). Hurnham (i979) sugiere que el F particiona fundamental_

mente hacia la fase cristalina y se empobrece en la acuosa debido

a su alta solubilidad en fundidos silicaticos y a la oran

wsiabjlidad termica de minerales comofluorita, topacio y micas.

En el yacimiento tratado se observa la mayor precipitación de la

fluoriia dentro de la paraqenesis del qreisen, haciendose pobreen la etapa de Cristalización del berilo y la molibdenita. Esto

significa que se relaciona fundamentalmente a una fase de mayor

temperatura que la líquida, a un estado acuoso supercritico,

posiblemente relacionado también a etapa transicional (coeHisten­

cia magmamfasefluida).

El berilo, debido a su pequeño radio iónico que no le permi­te sustituir iones en la estructura de silicatos, se ve

favorecido a particionarse hacia la fase fluida (Deer et al.,

1977). Su precipitación en la mineralización de Chita se habria

producido por un lado durante la etapa supercritica en forma

consecuente con el descenso de la temperatura y decrecimiento de

su solubilidad. Sin embargo; las evidencias en las inclusiones

fluidas permiten considerar que su mayorcristalización esta re­

lacionada con el cambio de estado, supercritico a liquido, el

cual es otro punto clave para la partición de los elementos y

precipitación de minerales. A pesar de ello, el presente

yacimiento se habria formado en condiciones de un sistema casi

cerrado, sellado por el techo del plutón,l al cual el granito casi

no penetra; por lo tanto, es de esperarse que los cambios de pH o

fue que acompañan a este cambio de estado no hayan sido tan

drásticos como si se hubiera tratado de un sistema abierto que

permite la separación de las fases formadas.

Con respecto al molibdeno, este muestra una fuerte partición

-13“­

hacia la fase vapor, y dentro de los fundidos podria estar

acnmplejadocon los silicatos y/o silicatos hidroxilados (Isuk y

Barman, 1981) o con aluminosilicatos alcalinos (Tingle y Fenn.

1984), o bien con haluros comoel F- (Collins et a1., 198?). Para

1a precipitación de la molibdenita, se considera que el

equilibrio oxido-reducción entre el HzSy el 8042“ juega un papel

importante.

La concentracion del w en los fluidos graniticos póstumos se

halla considerada por Saavedra (1982). En ella, los contenidos de

haluros, comoel Fm, jugaría un papel importante. Su transporte

medio acuoso,l acomplejado en poliacidos con otros elementos

tales como No, He, P, Si, As y B estaria muy condicionado por el

pH imperante.

VIII.— CARACTERISTICAS Y EVOLUCIDNES GUINICQQ

DE LAS ROCAS GRANITICAS

Conel objeto de definir las caracteristicas químicas y

evolutivas del pluton granitico de Chita se llevó a cabo el

analisis quimico de elementos mayoritarios y algunas trazas en 10

muestras de granito ubicadas entre los 3755m (CH-28) y 4670m

(lll I ‘/) . ¡"Lu\ealr as: ch? qr HILÍlt) qr f‘ÍFHQIIÍÉ'a(1f) tlr' Jrv»

altos del pluton (incluyendo aqui l muestra

correspondiente al pluton granitico de Bauchazeta; distante 8km

hacia el este del pluton de Chita y que presenta las mismas

caracteristicas evolutivas dentro del batolito de Colanguil), 2

muestras (borde y centro) de diques leucocraticos de probable

origen neumatolitico, emitidos en una etapa temprana del

emplazamiento del pluton, y una muestra de diques de riolita de

baja sílice.

Los elementos mayoritarios de las muestras de granitos y de

diques de riolita de baja sílice fueron analizados por

fluorescencia de rayos-X en el Instituto de Geologia Económicade

la Universidad de San Andres (La Paz, Bolivia). Rb, Sr, Y, Zr y

Nb de las mismas muestras se analizaron por fluorescencia de

rayos—X en el LEMIT (La Plata). Los elementos mayoritarios y

trazas (Hb, Sr, Y, Zr y Nb) de las muestras de granitosgreisenizados y diques neumatolíticos asi comolos analisis de Sn

y w fueron amablemente realizados por el Dr. J. Saavedra por

fluorescencia de rayos X en el Centro de Edafología y Biologia

Aplicada (Salamanca, España). Los analisis de U total y Th fueron

gentilmente realizados por personal de la Comision Nacional de

Energia Atómica (CNEA),mediante fluorescimetría y fluorescencia

de rayosmx, respectivamente.

-136­

Los resultados obtenidos figuran en el cuadro ó, junto con

las normas CIPwcalculadas a partir de ellos.

VII[¿1.- ELEMENTOSMAYORITARIDS

Los qranitos de Chita son rocas con alto contenido de silice

(seqún criterios de Llambias y Rapela, 1984), 1a cual oscila

entre 74,58 y 76.61% (74,82 y 77,20% en base anhidra). Las rocas

qreisenizadas muestran contenido siliceo aún mayor, variando

entre 75,41 y 79,70% (77,02 y 81,64% en base anhidra). Se tratan

de granitos de alto grado de diferenciación según los indices de

diferenciación (ID) dados por G+Ab+0rnormativos (92,6 a 94,2),

estando de acuerdo con las observaciones petrográficas. Los

diques leucocráticos y de riolita de baja sílice también

presentan valores de ID similares (89,3 a 94,2). Sin embargo,

este parametro no es del todo adecuado para demostrar el grado de

evolución de las rocas greisenizadas (ID 88,2 a 90,8), pues en

ellas se produce disminución de feldespatos debida a procesos de

reemplazo por alteración hidrotermal (la cual se refleja

esencialmente en la disminución de Na20 y MEDy aumento de 01203,

y consiguientemente en la norma aparece menos Ür y Ab pero mas C

y G).

Dicho grado _de evolución se observa claramente en el

diagrama G-AbWÜr—H20(Tuttle y Bowen, 1958) (figura 22), en donde

los qranitos y diques leucocraticos quedan ploteados en los

alrededores del minimoternario correspondiente a la presión de

aqua de 0.5Kb. Esto indica la epizonalidad de la intrusión al

considerar PHnD= Pllta-t.¿¿=- (fi2km), y se halla de acuerdo con

las observaciones geológicas y los parametros de presión y

profundidad hallados por estudios de inclusiones fluidas (360b y

-137­

/ ____. . . . _. . . . _. __. __. _. __\ 0 r a n i t o s --------------- -->CH-B CH-20 CH-33 60-10 CH-100 CH-122 CH-121 00-126 00-127 CH-l30

5102 75.11 75,63 71,69 71,50 75,61 75,97 76,19 76,61 76,69 75,017102 0,06 0,11 0,11 0,12 0,01 0,12 0,11 0,12 0,12 0,1001203 13,50 12,00 13,62 13,56 13,06 12,06 13,00 13,09 12,27 12,02F0203 1,21 1,92 1,16 1,09 1,01 1,12 1,32 0,97 1,37 1,10HnO 0,02 0,02 0,02 0,02 0,06 0,06 0,06 0,05 0,06 0,03Hq0 0,06 0,13 0,10 0,11 0,01 0,15 0,07 0,06 0,06 0,10

CaO 0,51 0,19_ 0,56 0,55 0,36 0,66 0,50 0,50 0,69 0,200020 3,37 3,56 3,56 3,76 3,97 3,63 3,29 3,10 3,37 3,39[20 5,37 1,01 5,30 5,07 1,16 1,75 1,97 1,37 1,52 1,30P205 0,01 0,02 0,02 0,02 0,02 0,11L0! 1,21 1,07 0,90 1,10 0,66 0,61 0,73 1,06 1,26 0,76Iotal 100,51 100,65 100,10 100,00 99,12 100,25 100,72 100,33 100,13 99,10

Rb 393 106 101 120 712 126 121 160 111 356

Sr 5 23 23 16 5 25 20 20 31 35

Y 60 75 59 60 160 67 75 67 03 62

lr 97 210 110 155 02 157 110 170 163 196

Nb 35 39 35 12 30 39 10 35 30 32

Sn (10 (10

I 15 (10Ho (10 (10

U 9,1 6,1 6,2 3,6 1,37h 11 32 35 31 32

0 32,69 33,09 30,95 30,52 33,35 33,09 36,05 36,01 36,66 30,02Ur 31,73 20,39 31,73 30,06 26,72 20,39 29,51 20,95 27,01 25,61

Ab 20,06 30,12 30,12 31,99 31,09 30,91 27,00 27,00 20,05 29,37nn 2,70 2,50 2,70 2,70 1,67 3,33 2,70 3,05 3,61 0,20En 0,20 0,30 0,30 0,40 0,10 0,40 0,20 0,20 0,20 0,50Fs 1,72 0,61 1,90 2,51 1,05 2,24 1,90 1,45 2,24 1,90Ht 0.20 0,16 0,20 0,16 0,23 0,16 0,46 0,23 0,23 0,461| 0,15 0,30 0,15 0,15 0,15 0,13 0,15 0,15 0,15 0,150p 0,31c 1,02 0,92 0,92 0,71 1,04 0,51 1,22 1,33 0,31 2,550r10b+0 93.30 92,70 93,10 92,60 91,20 93,20 93,10 93,60 93,10 93,00

Cuadro 6.- Cooposición quilica y nur-¡tiva del Plutón Granitico de Chita.

-138­

5102

1102

A|203

F0203

HnD

HqU

C00

NaZD

[20

P205

L0!

Iotal

Rb

Sr

Y

lrHb

Sn

IHo

U

ïh

fl

Dr

Ab

fin

En

Fs

Ht

-llAp

C

<----- GranitoCH-055

70,090,04

14,401,04

0,120,101,504,750,030,90

99,13

459

52

21

106

(50

(10

14

(10

40,7320,3913,040,500,301,32

0,230,15

6,630000r40 90,00

cn-77

75,41

0,1013,512,770,050,100,112,052,90

1,5599,21

000

41

00

115

(50

37

<10

<10

4,430

47,2917,0123,000,500,403,900,700,15

5,9100,20

greisenizado ----->(Dique leucoc><Rioll>CH-93 CH-l37 CHl3Ba CHIJOh CH-l39 EH-ISO

79,700,07

12,201,220,030,170,000,003,500,001,05

99,40

360

30

61

96

(50

(10

12

460

03,0921,15

5,250,270,401,720,170,15

7,5509,50

70,470,09

12,902,370,030,120,312,133,110,101,39

99,20

675

30

66

9B

(50

(10(10

(10

15,133

49,0210,93

19,930,030,303,170,700,150,345,91

00,70

h: Plutón Eranítico de Bauchaletat: Rialita de baja sílice

Continuación Cuadro 6.­

70,050,21

13,400,050,010,230,040,373,070,011,24

99,00

405

32

47

02

(50

90

15

<10

4,721

02,3123,303,150,200,000,790,20,40

0,0700,00

70,090,03

13,020,570,010,040.303,934,150,050,34

99,13

330

46

120

106

54

<10

16

(10

30,0425,0533,570,030,100,200,230,01

2,3595,50

-139­

75,000,03

14,341,050,020,050,433,373,020,020,30

99,17

311

36

95

64

(50(10

(10

(10

70,900,32

14,203,370,090,241,343,005,200,090,71

100,14

201

153

35

383

21

27,1031,1030,951,070,003,091,390,012,041,94

09,30

o Gronno

oüaflognhmuamA Dique Ioucocróflco

y Dique rlollfcbala sfllco

Fiq.?2.— DiaqramaG-Ab-Ür-HEÜ.

Ab Or

31,3km para el techo del pluton)(capitulo VII). El dique de

"iolita de baja sílice también se localiza cerca de los granitos,

pero algo mas alejado del minimo dentro del campo de la Ur,

indicando su menor grado de evolucion con respecto a los

qranitos. Los granitos qreisenizados quedan dispersos totalmente

fuera del minimo dentro del campo del G, debido a la Evolucion

hidrotermal explicada anteriormente.

Debido a que todas las rocas aqui tratadas se hallan en un

extremo acido diferenciado, para observar las evoluciones

magmaticas se tuvieron en cuenta algunos datos quimicos obtenidos

en otros sectores del mismo batolito de Colangüil, en los

alrededores de los arroyos El Puente y Salado (Fuigdomenech, en

prep.) y en los alrededores de las quebradas de Conconta y Agua

Planca (Castro, en prep.), incluyendo rocas graniticas menos

diferenciadas, granodioritas, diques acidos y basicos.

El diaqrama AFM(figura 23) muestra que todas las rocas del

batolito de Colanguil corresponden a una asociacion calcoalcalina

—1uo—

.Gronno

o Granlto grolunlzodo

Aquu bucoeráflco

¡Dune flmuabuh due.

° Olrol ¡actores

ba'olno do Colanqilll

Fig. 23._ Diagrama AFM.

M

¡Irvine y Baragar, 1971), en la cual los granitos de Chita se

localizan en el extremo diferenciado hacia los alcalis. Las rocas

greisenizadas muestran un comportamiento que se desvía de 1a

tendencia general, evolucionando a partir de los granitos hacia

el aumento del FeÜ, debiéndose esta evolucion a la disminución de

los álcalis comentada y también a un leve aumento del Fe, el cual

se observa geológicamente en 1a aparicion de pirita diseminada en

el greisen.

El caracter subalcalino y peraluminoso de esta asociacion se

observa en la figura 24. En ella todas las muestras caen dentro

del campo poraluminoso (mol A1203/Na20+fi20+0a0, abrev. A/CNH }1,

Clarke, 1981). El indice de Shand para peralcalinidad (mol

Na20+K20/A1203, abrev. NK/A) se mantiene siempre menor a 1 y las

rocas son subalcalinas. En especial los granitos de Chita se

localizan en un extremo menos aluminoso (A/CNHentre 1,03 y 1,20)

y de mas alto valor de alcalinidad (NH/Aentre 0,8 y 0,9),

mientras las rocas greisenizadas son las mas peraluminosas (A/CNH

—1u1—

-1u2—

Fiq. 24.—­ Diagrama NM/A v5.fi/CNK

0.8­ 0.7­ 0.6­ 0.5.. 0.4­

Gtanitoquuoloucocrótlco

O 0Granitowoismlzndo A '¡iunriomabalasílice oOtrossector“

MalindeColondil

vv1*IIIII'VI

¡Í4' l.6¡.82.o2.22426

mo,Ala}

N0209KZOoC00

7­

6- aommGranno qreisenlzodo

5 _ Dique bucocróflce

Dique rlollta bolo eíllce

‘ " OOtro: ¡actoresbacolno Colenqull

Fig. 25.- Diagrama reo vs. Na2

maximo lleqa a 2,7) y menos alcalinas (NM/Aminimo llega a 0,3).

Los diques leucocraticos se ubican en posición cercana a los

qranitos dentro de la linea que une los granitos y los qranitos

greisenizados. Las rocas restantes del batolito de Colangúiltambien se ubican dentro de esta linea, especialmente las rocas

ácidas, mientras las mas basicas tienen un caracter menosalcalino.

Dentro del marco subalcalino de esta asociacion, el carácter

potásico domina sobre el sódico (figura 25), siendo esencialmente

potásica y solo en forma subordinada levemente potasica, segúnclasificacion de LeMaitre et al. (1982).

En la fiqura 26 se observa la evolucion calcoalcalina de las

rocas del batolito de Colangüil entre el CaÜy los alcalis. La

disminución en el contenido de calcio va acompañada de un aumento

paralelo en Na20+K20 hasta que en 1a etapa de greisen la

disminución del Na es más rapida que la del E20. Esto coincide

-1ua—

o Gronlto

0 Grcnlto orolunlzodo

‘ Dlmoloucocráflco' Dim. rlolHuMc síllcc

I Otros sector“bMMMGhtbhmml

Fig.26.— DiagramaNaEÜMKBUWCaÜ.

N020 C00

con la observacion petrografica en donde dentro de los

Teldespatos la plaqioclasa es la primera en ser reemplazada

totalmente por los minerales de alteración, mientras el

feldespato potásico persiste un tiempo mayor antes de ser

reemplazado totalmente.

Los diagramas de Harker de la figura 27 muestran las

variaciones simples de los oxidos respecto de la sílice. En ellos

es remarcable el comportamiento de las .rocas greisenizadas con

respecto a la tendencia general en lo concerniente a A1203

(aumento), NaPÜ(disminución) y KEÜ (disminución). El grafico

correspondiente. a K2 indica que las rocas del batolito de

Colanqúil son esencialmente de alto K (LeMaitre et a1., 1982) y

en menor proporción H normal.

De atuerdo a la clasificacion de los granitos según su

material de origen, el hecho de que el plutón granitico de Chita

presenta caracteres de granito tipo S (Chappell y White, 1974;

White y Chappell, 1977; Hine et a1., 1978) se halla evidenciado

-1uu—

0.2 ‘c ' . Í

. &%0.| n o

C

a v . A °0 .. o'o' n o. o: °

u y v v v I y v u I v v v u r v r r 1 v r

C

6 KZO

o y ... o4 . .n o ,JnfO‘J’ o

. ‘ v o 0O . ‘°

2 0 .

y v . v v 1 v y ¡ u y u y y v I 1 y w v r

4 o ol N020. . .v' o o. '...:.‘h

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o

Í

o ° o

V V l V I V V V V Ï Ï V f I j 1 V I V I I '

4 a

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o o» o... ..lwp°° o ov I I v r v r y v y ' I v y v v v y r v v Y f

8

Cao4 ' .

I Í

2 o

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V V V V Ï T I’ I V I ' Ï Ï V V V I Ï I I V

7

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¿o ' ¿5 Y ío Y 75 Y no v. svoz

o Gun".ocream ¡nu-MudoADique loúc‘ocráueo

¡Dique rlomobolo línea

00m» union!Minima dl Colchon"

-­

Fig. 27.“ Diagramas de Harkern

-1H5—

o Gronno

o Granmaqrolunlzodo

l Dm. Ioumrótleov Dique rhlltc bolamn.

Fig. 28.- Diagrama ACF.

C F

en el diagrama ACFde la figura 28, en donde todas las muestras

el campo de los granitos tipo S, sumado al Laracter

potásico que predomina sobre el sódico (figura 25), y al bajo

contenido de CaD. El indice A/CNKes mayor que el valor limite de

1,05 (White y Chappell. 1983) en casi todas las muestras y' el

promedio de las 10 muestras de granito es de 1,09.

En los granitos, 1a no existencia de minerales primarios

típicos de los granitos tipo S (muscovita, cordierita, granate,

ilmenita), ni de restitas de origen sedimentario, y en cambio,

aunque en pequeña cantidad la existencia de la magnetita (mas

típica de granitos tipo I),I son evidencias que no apoyan a la

clasificación anterior. El alto contenido de 8102 es por otro

lado. mas característico de los granitos tipo I y tipo A (Collins

et al., 198?; White y Chappell, 1983). Ademas, como se vera en el

capitulo X, la baja relacion inicial °7Sr/G°Sr (0,7045 i 0,0031)

encontrada en estos granitos, tampocoes tipica de los granitos

tipo S (Takahashi et a1., 1980).

—1u6­

muui su duhn remarcar 1a evolución marcadamente peraluminosa

que sufren las rotas greisenizadas, mostrando el Lipo de

evolución hidrotermal que sufrió el magma, dando origen a

minerales aluminosos tales como muscovita (A/CNK 4) y

andalusita (A/CNHw-ü- o"‘) en la etapa de greisen. Esta tendencia

observa bien menos conspicuamente en los diques

Jeucocraticos de oriqen neumatolitico, en donde tambien se

verifica crecimiento de muscovita, andalusita y topacio (A/CNK9°).

VIII.2.- ELEMENTOSTRAZA

Los elementos traza se encuentran en las rocas igneas, ya

sea concentrados en algunos minerales accesorios, o bien

sustituyendo en forma isomorfa algunos elementos mayoritarios o

también dispersos aleatoriamente en la estructura cristalina delos minerales formadores de roca. La sustitución isomorfa de un

elemento por otro puede ocurrir sólo cuando los radios iónicos de

sus atomos son similares, su carga iónica es similar y el tipo de

unión (caracter iónicd o covalente) con los aniones circundantes

es también similar (Taylor, 1965).

El Rb es un elemento que integra 1a familia de los metales

alcalinos. Su estado iónico mas estable es el Rb+con radio

iónico 1,49A. A1 ser sólo 11%mayor que el K+ (1,33A), es similar

el comportamiento cristaloquimico entre amboselementos. Si bien

el Rb no constituye minerales propios en la naturaleza, se

dispersa esencialmente en los minerales con K, en especial en losfeldespatos potásicos y micas. El contenido del Rb en estos

minerales aumenta con el grado de diferenciación (por hacerse

sentir mas el efecto de la diferencia del radio iónico) de las

-1u7—

K/Rb

300 o Gronho

' o Gronllogrolunlzado

200- l quuo loucOcróflcov quuo rlolllo bolo sílice

O 0 ¡° . O oa.

IOO - °O

80

eo °

o

¡B I72 74 76 7a eo ez 7.5502

Fig. 29.- Diagrama K/Rb vs. 8102.

rocas igneas y es maximaen los estadios tardios y pegmatiticos.

De aqui es de esperarse que 1a relación K/Rb decrezca con el

aumento del grado de greisenizacion de las rocas.

En el pluton granitico de Chita se constata en general un

alto, centenido de Rb (promedio granitos: 445ppm, an_1=94ppm),

teniendo en cuenta que el promedio para 214 granitos dados por

Heier y Billinqs (1978) es de 276ppm. Las 5 muestras de granito

qreisenizado presentan un promedio algo mayor, de 459ppm (a"_1=

133ppm). En el gráfico de H/Rb vs. 8102 (figura 29) se observa

claramente la tendencia a la disminución de H/Rb (aumento de Rb

respecto del K) con el aumento de la acidez de las rocas,

especialmente entre los diques de riolita de baja sílice,

granitos. y diques leucocraticos. Los granitos greisenizados en

cambio, muestran gran dispersión. En la figura 30 se graficaron

los valores de H respecto de Rb y en ella se observa que los

granitos de Chita se plotean dentro del campo de los granitos

póstumos. altamente diferenciados. Algunas rocas greisenizadas

-1u8­

Grannospo'nurnon

o Gronlto‘x\ OGranho grelsenlzodo

l, ADique leucocróflcov Dique do rlolíío de baja sfllce

onriquoclmlomo en R:

I . . ,..L..¡oo 500 Iooo m, ppm

Fig. 30." Diagrama K vs. Hb.

entran a 1a zona de mayor enriquecimiento en Rb.

El Sr++ (1,18A) es intermedio en tamaño entre el

Ca++(0,99&) y el H- (1,33A) y existe como ión libre en los

maqmas. Es compleja su entrada y concentracion en las

plaqioclasas y los feldespatos potásicos sustituyendo al Ua++yal k+.

Los valores de Sr obtenidos para el pluton granitico de

Chita es muy bajo (promedio: 21ppm; Un_1=10ppm) al compararse con

el promedio de 147ppm para granitos indicados por lurekian

(1978). Son aún mas bajos que el promedio dado para los

diferenciados póstumos, de Sñppm, indicando el alto grado de

diferenciación de las rocas graniticas de Chita.

El Nb es un elemento con gran afinidad con el Ta debido a la

semejanza de radios iónicos (Nb*°= 0,69Á, Ta*°= 0,6BA) y pueden

sustituir iones tales comoTi*4, Sn*‘, Zr*4, Mo*°o w*°). Durante

la diferenciación magmatica estos elementos son acumulados. Los

minerales que concentran estos elementos en las rocas graniticas

son biotita, ilmenita, zircon y titanita, mientras en las rocas

-1u9­

diferenciadas Jo hare la muscovita.

De acuerdo a Wedopohl (1978), el promedio de las rocas

nnitjcas talcoalcalinas muestran un promedio de 23,5 ppmde Nb,

mientras las rocas graniticas alcalinas muestran un promedio de

114ppmq Las mayores abundancias se encuentran en granitos

alcalinos, granitos alterados metasomaticamente (albitilados o

greisenizados), peqmatitas graniticas y carbonatitas.Los valores obtenidos en los granitos de Chita deben ser

tomados solo tentativamente, debido a 1a gran dispersión

encontrada en la curva de calibracion confeccionada a partir de

las muestras patrones. Teniendo en cuenta la anterior salvedad,

los granitos de Chita muestran cantidades ligeramente altas a los

promedios de granitos- calcoalcalinos (promedio de 10 muestras:

37ppm; anm1=3ppm), si bien se hallan lejos de los valores

correspondientes a los granitos alcalinos. Esta tendencia estariareflejando el caracter diferenciado (en especial

hidrotermalmente) del magma,cristaliaando muscovita.

El Y presenta un comportamiento similar a los lantanidos.

El Y+++ es cercano al Ca++ en tamaño y se concentra dentro del

granito en minerales tales como biotita, granate, apatita,

titanita. El promedio del Y en granitos es de 38ppm (Herrmann,

1978), mientras en el pluton de Chita los granitos muestran un

promedio mayor, de óBppm(an_1=Bppm). Para este promedio se

DHLJUYÚla muestra CH-lOO que muestra un valor anómalo de lóBppm,

pues probablemente corresponda a un efecto adicional por la gran

abundancia de Rb. cuyo pico en fluorescencia llega a afectar el

pico del Y. Con respecto a las rocas qreisenizadas, no se aprecia

uran vnriaciún (un los granitos.

El Zr (Zr*4= 0,80A) puede reemplazar varios cationes en los

-150­

minerales ajenos al zircón, como ser Mg++(0,80A), Fe++ (0,863),

Ti*4 (0.69A). tierras raras. Por lo tanto, se concentra en

minerales comoilmenita. micas, granate, titanita.

En las rocas graniticas, la mayoria del Zr se concentra en

e] zircón, y su contenido promedio varia entre 140 y 210ppm

(Erlank et al., 1978). No es tan abundante en las rocas

qraniticas calcoalcalinas y puede observarse una disminución con

el aumentode la diferenciación. En contraste, en los granitos

mas alcalinos, el Zr aumenta en concentración con el aumento de

la diferenciación.

Fn lo: granitos de Chita el contenido promedio de Zr es de

ifiïppm(un_1=59ppm), observándose una disminución en las rocas

greisenizadas (promedio 99ppm; an_1=13ppm), siendo también bajo

nn los diques neumatoliticos (promedio BSppm).La riolita de baja

sílice muestra un alto contenido de 383 ppm.

El U (U*“= 0,97A) presenta afinidades geoquimicas cnn el Ih

(1h'“= 1,02A), Ce (Ce+4= 0,94A) y Zr (Zr*4= 0,79A), encontrándose

en las rocas igneas en minerales tales como allanita¿l apatita,

epidoto. mpnacita, titanita, zircon y granate. De acuerdo a la

compilación de Rogers y Adams (197Ba), el U se distribuye en las

rocas silicicas con un contenido que oscila entre 3 y lOppm. En

las 5 muestras de granito analizadas se encontró un promedio de

6,1ppm (an_1=2,0ppm), mientras una de las muestras de granito

qreisenizado alcanza un valor maximo de 15,1ppm. Si bien

anteriormente se mencionó la afinidad geoquimica del U con el Zr,

sus comportamientos no son similares en la etapa de greisen en

Chita, en donde se observa concentración del U pero decrecimientodel Zr.

Según Rogers y Adams (197Bb) el contenido de Th en los

—151­

(un ¡la r‘nlr‘r‘ los 11.)v C3")run. sinndu más nhmuhml‘o onY I

las rocas más diferenciadas. En los granitos de Chita se

obtuv' valores ligeramente altos de entre 31 y 44 ppm (Th/U:

4./ a H.ó), mientras los granitos qreisenizados muestran

contenido menor de 21 a 33 ppm (Th/U= 2,2 a 6,8). Las relaciones

lh/U indican 1a menor habilidad del Th a concentrarse en fluidos

hidrotermales respecto al U.

VIII.3.- CONSIDERACIONES

Los granitos de Chita constituyen el extremo diferenciado(G+nb+Ur alto. K/Rb bajo) de una asociacion calcoalcalina. Los

contenidos de los elementos mayoritarios permiten inferir una

afinidad de granitoides tipo S (diagrama ACF,carácter potásico,

bajo Ca), si bien las evidencias mineralogicas primarias y la

razon inicial de B7Sr/BÓSrno apoyan esta clasificacion.

Siendo el granito de Chita relativamente rico en fluor

(siempre existe fluorita en el granito, la cual llega a un maximode 5% en etapa de greisen junto con topacio y abundante

muscovita), la peraluminosidad de estas rocas podria ser ademas

de un caracter primario, acentuada en los estadios finales de la

cristalización. Esto se debe a que en los magmasricos en F la

alúmina queda concentrada en 1a etapa tardía (por fraccionamiento

de anfibol en lugar de plagioclasa), lo cual se refuerza con la

gran estabilidad de la estructura AlFb- en magmas saturados en

agUa o cercanos a 1a saturación (Manning et al, 1980). La mayor

peraluminosidad de las rocas greisenizadas estaria avalando loanterior.

Al considerarse a la luz de la clasificacion de los

granitoides (White y Chappell, 1983) los elementos traza

-152—

analizados. tampocoquedan bien definidas las afinidades de los

qranitos de (finita. Por" ejemplo, el l'i'bes mayor que el doble de

los promedios de cualquier tipo de granitos, el Sr es muymenor a

ellos, el Nb es mayor, mientras el Y es mas alto que los qranitos

tipo I y S acercándose mas al tipo A. Este comportamiento es

indicador de un magma con alto grado de fraccionamiento, con

enriquecimiento en elementos incompatibles y empobrecimiento en

los compatibles, posiblemente acentuado por la alteración

subsólida pervasiva que sufrieran las rocas por saturación delmagma en fase acuosa. En especial, la cristalización de micas a

expensas de los feldespatos habria sido importante para la

concentración del Rb, Nb y escasez del Sr. La presencia del F es

importante, ademasde controlar el caracter peraluminoso, para

acomplejar los iones altamente cargados como pueden ser el Mo, w,

U. Th e Y (Collins et a1., 1982), facilitando tambien la

partición del Rb hacia la fase vapor (MacDonaldet al., 1973).

Por otro lado, Nedachi (1980) señala el mayor contenido de F

(respecto de Cl) en las rocas con mineralizaciones asociadas de

Sn, mientras se hace menor en las que se asocian mineralizaciones

de waZn. Estos procesos explican la concentración de dichos

elementos en los procesos póstumos de la cristalización. A1 no

el magma alcalino, el álcalis no es importante en la

estabilización de iones complejos fluorurados o

zirconousilicaticos, permitiendo precipitar al zircon en etapastempranas y no acumular Zr en estadios tardios (Collins et al.,

1982). Debido a ello, el contenido de Zr en el plutón de Chita se

halla entre los correspondientes al tipo I y S, y son muymenores

que el tipo A alcalino.

Las caracteristicas de los elementos traza mencionadaspara

-153­

Nbmmm

200 .

Fiq. El.“ DiaqrnmaNh vs. Hb.

20.

I I l l L I I l l l

200 HD KDO aanRb(ppm)

el plutón de Chita son en general mas similares a las de las

riolitas topacicas del oeste norteamericano (Christiansen et al.,

1986), meta a peraluminosas, cuyo alto grado de diferenciación se

halla controlada por la abundancia del F. Estas riolitas, que en

general se asocian a ambientes de extension litosférica, son mas

comparables con granitos anorogenicos (A) de tipo metaaluminoso,

'icos en F y altamente evolucionados (Christiansen et a1.. 1986).

En la figura- 31 que corresponde al ploteo de valores de Nb

respecto de Rb (adaptado de Christiansen et a1., 1986), los

granitos de Chita quedan ubicadas en el extremo de menor Nh en el

:ampode las riolitas topacicas. Si se plotearan en este grafico

los valores dados por Collins et al. (1982) para los granitos

tipo A del sudeste australiano, que son alcalinos, éstos se

uhicarían en campos de menor contenido de Nb (<28ppm) y de Rb

(d261ppm).

La baja relacion a7Sr/"e'Sr encontrada en el pluton de Chita

-15u­

oC-ronlto; ¡Dique leucocríllcoa v0lquo rIoIIIo bala síllce

Nb

PPM

IOO —

50_.

VAG o

Syn-COLG

l Fig.32.— Diagrama discrimimo: nante Nb Vs. Y._ ORG

JiLllJ l l l ll ¡un LIO no

Yppm

(canitulo IX) y la alta temperatura estimada (escaso cqptenidoacuoso inicial) segun analisis textura] (capitulo V1) son

consistentes con las propuestas encontradas para dichas riolitas

topacicas o granitos A no peralcalinos respecto de su origen por

fusión parcial de rocas de alto grado de metamorfismo ubicado en

la corteza inferior, producida en condiciones subsaturadas en

agua (Christiansen et al., 1986; Collins et al., 1982).

Los diagramas discriminantes (figuras 32 y 33) dados por

Pearce et al. (1984), relacionando los contenidos de Rb, Y y Nb

muestran que los granitos, el dique de riolita de baja silice y

un dique leucocratico se plotean en el campode los granitos de

intraplaca (MPG).Si bien el pluton de Chita es parte integrante

de un arco magmatico establecido en el Neopaleoaoico (Llamhias et

al., 1987), su discriminacion tectónica como granito de

inLraplaca podria deberse a las siguientes alternativas: 1)Refleja la tectónica local anterior de compresion, engrosamiento

y riqidificacion de corteza (pliegue, fractura y cierre de laLuunca de Agua Negra). seguida de entensión cortical (Llamhías y

-155­

0 Gtanno; i Dique Ieucocrólico; vaqu- rloma bola sfllco

Rbppm¡000

&m_

Fin. ¿3.- Diagramadiscrimi­nante Hb vs. Y+Nh.

¡oo _ VAG

50­

' ORG

J l I l l n l n l n l

50 IOO 500(Y.Mflwm

Rato en prep.). que le confiere al magmatismo caracteres de

ambiente oroqénico. 2) Se trata de un granito de arco (VAG)

que me ve plotvmla en el campo de granito de intraplaca (NF-13)

dvhídu los procesos pústumos de alteración pervasiva (aumento

de Hb y Nh por muscovitizacion, como mencionan Pearce et al.

(19HE) que puede ocurrir, y aumento de Y posiblemente acompañando

a la fluorita).

-156­

IX.- ALQQflfig_CUNSIDERACIUNES REDLOGICAS ACERCA DE LA CRISTALIZA—

CIUN DEL PLUÏÜN GRBNITICD QE CHITA

Un magmapuede ser definido como una sustancia silicatica

parcial totalmente fundida, que por enfriamiento solidifica a

una roca ignea cristalina o vitrea (Mc Birney, 1984). Las

caracteristic¿ químicas (composicionales) y fisicas

(temperatura, densidad, viscosidad, etc.) del magmason las que

definen comportamiento reologico (deformación por flujo)

durante 1a cristalización. En este capitulo se tratara de

establecer algunos de estos parametros. con el objeto de inferir

parte del comportamiento reologico que tuvo el magmagranitico de

Chitn durante su cristalización.

IX.1.- COMPOSICION

Para los fines de este capítulo interesa fundamentalmente la

:omposicion quimica de los elementos mayoritarios, siendo

despreciable 1a influencia que pueden ejercer las trazas. Es a su

vez muy importante el contenido de elementos volátiles (agua y

halogenos) que pueda tener el magmaen solucion. Dentro de los

halogenos el fluor parece ejercer su mayor influencia (Dingwell,

1997). Sin embargo, al no tenerse datos analíticos de este

elemento en el pluton de Chita, y no estar todavia totalmente

cuantificada su influencia en las propiedades reologicas de los

maomas,en este capitulo se tendra en cuenta solo el contenido de

agua comoelemento volátil.

Se tomara como referencia el siguiente promedio de los JO

analisis quimicos de elementos mayoritarios dados en el capituloV111:

8102 75,722T102 0,10491203 13,154

-157­

Ft-‘á's‘llÍ'-'. l .409HnU 0.040HoU 0.099UaU 0.521E20 4.800NaÉU 3..30P205 0.033

Con respecto al contenido acuoso. se tomaran en

consideración los casos extremos de 1) un magma con dicha

composicion y anhidro, 2) el mismo saturado (con 30% molar de

aqua, calculado para esta composicion y a SOOben el capitulo

VI), y 3) con un contenido acuoso inicial de 7,3% molar, como se

calculo para el pluton granitico de Chita en el capitulo VI.

IX.2.- DENSIDAD

Para su calculo se siguio el metodo dado por Hottinga y

Weill llQ70) que considera la sumatoria de cada densidad (masa

sobre volumen) aportada_por las respectivas fracciones molares de

los distintos óxidos. Se utilizaron los valores de volúmenes

molares parciales de los óxidos (Vi) para 14OÜ°C,y recalculados

para 1100, 1000, 900 y 800 °C utilizando los coeficientes de

expansion termica (a) dados por estos autores, extrapolando la

aplicabilidad de estos coeficientes para las temperaturas

lruLadns. Para el calculo de las fracciones molares de los óxidos

se utilizo el promedio composicional dado antEriormente. Este

método no tiene en cuenta el contenido del P205, pero en este

caso su efecto es minimopor ser infima su participacion en las

rocas de Chita. El volumen molar del HEDse calculo segun Hurnham

y Davis (1970) de acuerdo a lo indicado en Bottinqa y Weill

(1970). Se consideran comose dijera anteriormente, los casos de

un magmaanhidro, con 7,3Z molar de HBOy saturado (30X molar).

Se da en el cuadro 7 los valores utilizados a los fines de

-158­

Cuadro 7.- Valores utilizados para el calculo de la densidad

Ill Hi liganh 1117,} llgsat 0111400 ot v1¡1100 0111000 012900 Vi;800q/aol n’laol 'C"x10" u‘laol ca’llal ca’llol u‘lnol

5102 75,722 60,084 0,829 0,773 0,579 26,80 0,9 26,728 26,704 26,679 26,655ïi02 0,124 79,898 0,001 0,001 0,001 21,00 24,0 19,488 18,985 18,480 17,97601283 13,154 101,962 0,085 0,079 0,059 37,96 2,6 37,774 37,565' 37,466 37,368F0203 1,108 159,692 0,006 0,005 0,004 52,00 2,6 51,594 51,459 51,324 51,189HnU 0,040 70,937 0,001 0,001 0,001 14,00 24,0 12,992 12,656 12,320 11,984HgU 0,099 40,311 0,002 0,002 0,001 11,60 24,0 10,765 10,486 10,208 9,930

CaU 0,521 56,079 0,006 0,005 0,004 16,50 18,0 15,609 15,312 15,015 14,718

K20 4,800 94,204 0,034 0,030 0,024 46,00 30,0 41,860 40,480 39,100 37,720"¡20 3,530 61,980 0,038 0,034 0,027 28,90 24,0 26,819 26,126 25,432 24,7381120 111,015 0,073 0,300 31,070 27,3111 25.130 23,003

1’11) (qlu’l 2,31 2,32 2,33 2,311'121 111m1 2,19 2,20 2,21 2,22

(13) (q/u’) 1,79 1,112 1,05 1,07

(’11): densidad anhidray ('12): densidad para ¡agua ton 7,3! lolar de agua;9(3): densidad para Iagla saturado.

los calculos de la dansidad: composicion química promedio (WtZ),

puso molecular de cada oxido (Mi), fraccion molar para magma

anhidro (Xi:anh), fraccion molar teniendo en cuenta 7,3% molar de

anuu (Xi:7.3), fracción molar para magma saturado (Xi;sat),

volumen molar parcial para 140000 (Vi;14001, .coeficiente deexpansion termica (a), y volúmenes parciales molares para las

distintas temperaturas consideradas (Vigl en donde 1= 1100, 1000,

9mm,80000). Estos últimos valores fueron calculados segun:

Vigl = Vi;1400 (1 * a x (1400 T)°C)

La densidad del magma fue calculada con la siguiente

expresión (Hottinqa y Neill, 1970):

Los resultados obtenidos para cada temperatura (1100 a

8000€) y cada composicion acuosa (anhidra, 7,3% molar y saturada)

-159­

gmm3

..______12 hldro2,3 --—_-——

--— 7' .0¿2. .___3_/_H¿0___

2,1­

¿0«

¡,9. 7. ... , . - ..‘_“H¿ a'ur qu. a4." karmaCJUHdr la

“——.¿¿tf den51dad segun temperatum¡fi “—n.__ ras. Aplicacion a1 maqma

qranitico de Chita.I | l Ñr_

800 900 IOOO |I00 'C

q/an3

2.3 EAkN\\\2 J \\ \2' \ \\\\\\zv' d \\\\\\\\\ \\\\ \\ .2° - \\ \\\ \

\.Q}\\-_--..tr.‘___l.,..'..‘| ¡una . ¡Jal 1ac..1(_‘mde la ¡’9 q \\\\(Mamada-¡(Jsegún contenido \\\\Qoode agua. Aplicacion al ‘XQ‘figmaqmagranitíco de Chita. “a ‘oqb

'cI'o Éo É)

‘%FQOmMM

fueron consignados en el mismo cuadro.

Las variables consideradas para el pluton granitico de Chita

(VUDÚU, 7.31 molar de agua) definen una densidad de 2,21 g/‘cm3

para un maqmasupercritico. Si se tiene en cuenta 25% de

fenocristales para el momentodel emplazamiento, su densidad se

aumentaría a alrededor de 2,27 q/cmS, considerando un. incremento

—160­

de alrededou del 10%en densidad para una roca consolidada (Best,

[7H?).

De acuerdo a Bottinga y Weil] (1970) no es necesario

realizar una corrección por la presión para el volumen molar,

saJvo el caso del Vumn,que es el mas sensible a la presión. Al

respecio. la influencia de la presión para el Vuznya se halla

contemplada en el calculo segun Burnhamy Davis (1970). Para los

demas óxidos, considerando una compresibilidad isotermica de 7 H

10“6/bar (Mc Birney. 1984) la variación lograda en el valor de

densidad fue menor a 0,05%, justificandose la omisión de la

corrección por presión como lo sostienen Bottinga y Weill (1970).

Los resultados obtenidos para densidades superlíquidas

fueron graficados en las figuras 34 y 35, y de ellas se desprende

lo siguiente: 1) el magmamuestra escasa variación (aumento) de

densidad con la variación (descenso) de la temperatura; 2) siendo'

escaso el contenido acuoso inicial del magma considerado (7,3%

molar). su densidad no difiere demasiado (alrededor de U,l2 g/cm3

munns) de la de un magmaseco; 3) un magmasaturado presenta una

densidad considerablemente menor a la del seco (0,52 g7cm3

menos). Estos resultados nos advierten de 1a importancia del

contenido acuoso en el magmapara el calculo de 1a densidad, y no

tanto de la temperatura.

IX.3.- VISCÜSIDAD

La viscosidad es la resistencia interna de un fluido al

flujo. Se expresa en terminos de coeficiente de viscosidad

que es el cociente del esfuerzo de cizalla sobre la variación

temporal de la deformación. Cuandodicho coeficiente es constante

a pesar de la variación de las magnitudes de esfuerzo y

-161­

deformación, la viscosidad se dice que es Newtoniana. La

sidad aparente o no newtoniana, se aplica a sustancias

Bingham, con cristales o burbujas en suspension, y se define como

el esfuerzo total necesario para iniciar (yield strengh) y

mantener el fujo, relativo a la variación temporal de la

HNÍUIMú

Para gue ocurra flujo en un fundido debe ocurrir un

rearreqlo de los átomos, por distorsión de la configuracion

polimérica Sim“ o por ruptura y rearreglo de la misma. En las

rocas acidas de alto grado de polimerizacion el esfuerzo a

aplicarse para romper 1a estructura es mayor, y de alli 1a alta

viscosidad de sus fundidos.

La viscosidad se expresa en unidades de poise (g cm’1 5-1) o

Pascal.segundo (10 poise = 1,0 Pa.s), este último según SistemaInternacional de unidades.

Para el calculo de la viscosidad de magma superliquido se

siguio el metodo originalmente propuesto por Bottinga y Weill

(1972) . que considera la sumatoria de las viscosidades aportadas

por las fracciones molares de cada especie molecular (composicion

quimica), y posteriormente simplificado por Shaw (1972) para solo

5 grupos composicionales.

Se utilizaron los siguientes valores de composición quimica

(WtZ), peso molecular de cada oxido (Mi), fraccion molar (Xi=

WtZ/Hi), y fracciones molares para magma anhidro (Xiganh),

conteniendo 7,32 molar de agua (Xi;7,3) y para magmasaturado

(Xigsat), siguiendo los pasos definidos por Shaw (1972).

NtZ Mi x1 Xi;anh x1;7,3 Xigsat

5102 75, 22 60,084 1,260 0,760 0,705 0,532T102 0,104 79,895 0,001 0,001 0,001 -—91203 13,154 50,981 0,258 0,156 0,144 0,109

-162­

F90 l,267 71,846 0.018 0,011 0,010 0,008HqU 0,099 40,311 0,003 0,002 0,002 0,001Can 0.521 56,079 0,009 0,005 0,005 0,004E20 4,800 94,204 0,051 0,031 0,029 0,022NaRU 3,530 61,980 0,057 0,034 0,032 0,02HQU —— 0,073 0,300

El cálculo del valor de la pendiente s se realiza con 1a

siuuiente empresión:É XX5102)

(1 c X6162)

81° Xi;anh Xi;7,3 XigsatHBO 2,0 -- 0,073 0,300K20wna20 2,8 0,067 0,061 0,046MgD-Feü 3,4 0,013 0,012 0,009Eau-1102 4,5 0,006 0,006 0,004"0102" 6,7 0,156 0,144 0,109Sin? 0,760 0,705 0,532

s 4,131 3,224 1,715

Con los valores obtenidos de s para cada composición de agua

se lee gráficamente en la figura 2 de Shaw (1972) interpolando

para distintas temperaturas. Los valores de viscosidad obtenidosson:

íbanh (poise). b7,3 (poise) vsat (poise)llÚÜÜU 107 1,6 H 10° 3 x 10L

100000 2.9 H 109 1,3 x 10° 8 M 101

90000 4,8 x 10’ 9,0 x 10° 3 H 102

80000 2,0 x 1011 1,8 x 10e 1 x 103

Los resultados obtenidos y graficados en las figuras 36 y 37

permiten comprender lo siguiente: 1) En general , por cada

variación (descenso) de un centenar de oC de temperatura se

verifica una variación (aumento) de la viscosidad del orden de

1')1 noise. 2) Es drástico el descenso de la viscosidad producido

por el contenido de aqua. Entre un magmaanhidro y el mismo

saturado puede haber una diferencia de hasta 107 - 10e poise. Por

—163­

loan

ll \\ \\IO \

\ O\ 069 - ‘\’,\<o\.a \ \

\\_ ‘\\‘\ N.\ > \7 + \'3. /NJ H\<O

.. . . . 6 - \Fin.¿ó .m Var1ac1on de la \‘\.. _ . , ‘xv150051dad eeoun tempera- '\‘\

turas. Aplicación al mag- 5 'ma granitico de Chita.

4

3 x \\\\\ l2 \“¿LÏ ’a\\ do\\\\\l I I I I

800 903 IOOO IIOO 'C

ln tanto, es sumamenteimportante definir tanto la temperatura

comoel contenido acuoso del magmapara calcular la viscosidad.

IX.4.— CDNVECTIVIDAD TERMICA DEL PLUTDN GRANITICD DE CHITA

Teniendo en cuenta que el pluton granitico de Chitacristalizo en una cámara cerrada instalada en los alrededores de

2km de profundidad (500b= SOMPa), se puede inferir .si 1a

cristalización se produjo en un medio convectivo o no

convectivo termicamente, calculando el número de Rayleigh

térmico(HaT). que constituye una medida de las magnitudes

relativas de las fuerzas flotantes que tienden a desestabilizarel medio. y de los efectos difusivos que tienden a estabilizarlo

-1su—

¡con

ll .\\

Io. \\

\ \9 - \ \\ \

. _ 3 -\ \\ \\¡"10. h/ kh:ríau"i6w¡ dci la \ \

\1ÍMC(HRÍÜH(1‘EPÜVH1CíNHJHlidO \ \ \acuosa Hil"""‘- - — 7 ' \ \ \. .. [...l.C-(.-1L.1(JHa] maq \ \ \

mauranitico de.Chita. \ \ \ \\6 - \\ \ \ \\ \6’\ \ \ \°°.5 . \ \\lqs>o \{*/ \4 ‘Gb\\\ \\ ‘\\\' \ \ \\'\ \'\‘ \\ \ \ \s3 - \ \\

‘\ \\ ‘x‘N \\ \

2 '\\\\N\\| ñ I

IO 20 30

‘/.H20molar

(lurner y Campbell, 1?Bó).

q a Ar l.3 g: aceleracion de la GravedadRaT = —"“"-"—""———-— = 980 cm seg-1

En 9A) a: coeficiente de expansióntermica = 5H10“°/°C

AT: diferencia de temperaturaL: altura considerada

Et: difusividad térmica= BHlÚ‘3cmz/seg

fl : viscosidadP: densidad

h primer luqar se calcularon los valores limites de

viscosidad ( "7 ) v altura (L) para que exista convección (RaT

lo”, Shaw, [965), para T = 900°C, AT = i°C, 10°C y 1000€

respectivamente, definiendose en la figura 39 los campos

convectivo y no convectivo. Los mismoscalculos realizados para l

= 1100, 1000 y BOÜÚCno introducen mayor variación estos

-165­

"7”!qu

Io's .

No Convecr/vo

¡ol-t

Io'2Convecrivo

Fin. 38." Campos lowcnnvectivn y nn q(:nnvrs-cti v1")menún

aliiwïathal cuc+1n3 R0T(AT=POV ViECQSidad.hplicaciún al mag" 3Y 'o 8ma granitico de oamac 25"0thita.

. 900'c 5,1x ¡09

6'° o Iooo'c 3,5 x Io'°

o noo 'c 2.a x Io’°

¡o 1

2IO .

Q0! QI I IO L(Km)

ljmiLes. pues el único factor variable es la densidad, que

muestra escasa variación según temperatura. De la fiqura 38 se

desprende que para una altura del cuerpo del orden de 1,5km como

el afloramiento del plutón qranitico de Chita, habria

convección termica sólo si 1a viscosidad es mayor que 10“ noise.

—166—

nl considerar que el magma granitico que dio origen al

pluton nranitico de Chita pudo contener alrededor de 252 de

fenncristales, se debe calcular en primer lugar 1a viscosidad

newioniana para el magmaliquido remanente y luego calcular la

viscosidad efectiva según la cantidad de fenocristales. Para

el momento que el magma cristalizo su 25%, el liquido

remanente contiene 0,87% en peso (9,6%molar) de agua. La

viscosidad newtoniana calculada segun el procedimiento anterior y

para 90000 es de 5,0 H 10° poise. La viscosidad efectiva para un

magmacon una fraccion de cristales se calcula según 1a ecuacióndu Einstein Hnscoe:

Wmvf= v0 (1 —RB)"2'° p-,,: viscosidad efectiva-yo: viscosidad newtoniana

R: constante que de acuerdo aMarsh (1981) el valor de1,67 es el mas apropiadopara cristales en lavas.

e: fraccion de cristales

De aqui se obtiene una viscosidad efectiva de 1,9H1Ü7 poise

para el magma a 900°D y 252 de cristales, que se utilizara

seguidamente para el calculo de la convectividad.

Asi, el valor de Rar calculado para Chita (f=900°0,

Al=lOO°C. L=1.5km, v...,=1,9x107 poise) es de 2,5 H 1011, y nosolo representa un estado convectivo (RaT 105). sino ademas es

de tipo turbulento (RaT 10°, Bartlett, 1969).

De la consideración anterior se desprende que para el

momento inmediatamente posterior al emplazamiento de la camara

magmática de Chita, el comportamiento del magma habria sido

termicamente convectivo y de tipo turbulento.

Se puede considerar a continuacion cuando el magma cesa su

movimiento convectivo. Por ejemplo, para el momentoen que ya

cristalizo el 55%,el fundido remanente tendria un contenido

-157—

acuoso dv (,43: en peso (14,67. molar), v la viscosidad net-Itoniana

seria de 5.6 105 pojse, considerando una temperatura de 85000.La v'scosidad efectiva en este caso resulta en 10“ poise,

habiendo aumentado sólo en un orden desde la viscosidad original.

Har calculado con este nuevo valor es 1,7 x 10lo y significa que

Aún ol moviminnlo es turbulento. Teniendo en cuenta qun en la

empresión de la viscosidad efectiva esta es infinita cuando 0 =

0,60 (= 1/1,ó7) y este es el momento limite en que cesa toda

cnnvectividad (RaT 103), se comprende de aqui que el magmaque

mantenía un movimiento convectivo turbulento durante los primeros

estadios de la cristalización (Rar 10°), al acercarse el 60%de

rristaljzacjón pasa muyrapidamente a un estado inmóvil (RaT

[05).

Este comportamiento convectivo turbulento hasta cerca de su

60% de cristalización explicaría en el plutón granitico de Chita

la homogeneidad composicional (por mezcla efectiva) encontrada a

pesar de los 1200mde exposición vertical. Su estructura interna

sin orientación seria resultado de un pasaje rapido de movimiento

turbulento a inmovilidad, sin registro de una etapa prolongada de

cunvnctividad por flujo laminar (103 á RaT é 10°).

La segunda etapa de la cristalización (60 a 100K) se habria

producido en estado de inmovilidad del magma,ocurriendo la

saturación del magmaintersticial en fase volátil en los

alrededores de los 82,61 de cristalización (capitulo VI). La

quietud del medio permitió la alteración de la fase ya

cristalizada, en un estadio de cristalización transicional(coexistencia magma- fase acuosa separada). La subsiguiente

separación de fase volátil y aumentode sobrepresión interna

habria permitido el ascenso intersticial de los vapores hacia los

-168­

sectores apicales de] cuerpo (greisenización ), en búsqueda desectores de menor presión.

IX.5.- ACERCA DE LAS INCLUSIDNES BASICAS

Las inclusiones basicas de naturaleza magmatica encontradas

un nl pluinn uranitico de Chita según se describió en r-l, ' ¡vníluln

1Vparecen ser productos de cierto grado de interacción del magma

qranítico con magmasbasicos similares a los que actuaron dentro

de los procesos intrusivos que dieron origen a los batolitos

neopaleozoicos de la cordillera Frontal de la provincia de San

Juan, según se observa en las caracteristicas petrograficas(capitulo VI).

Siguiendo criterios de Frost y Mahood(1987) el hecho de

¡“neutrarse bnrdes enfriados en las inclusiones, y las evidenc'

petroqráficas indicando variado grado de homogeneización

mineralóqica con el magma granitico sugieren que: 1) la

temperatura del magmaqranitico en el momentode la incorporacióndnl básico no debió ser suficientemente bajo como para

UrHHHLÍrcongelamiento del magmabasico; 2) la interacción de

ost“; magmas pudo ser ayudada por una menor viscosidad del

munma básico; 3) tambien pudo haber actuado alguna fuerza

dispersiva activa para ayudar la mezcla; 4) existencia de tiempo

suficiente para que ello ocurra.

Respecto de 1) se considera que el magma granitico fue

bastante seco inicialmente y por lo tanto de alta temperatura.

Por otro lado el equilibrio termico pudo ser ayudado si el magma

basico tuvo un contenido acuoso mas alto, como para que su

liquidus no fuera tan alto. Teniendo en cuenta que la tendencia

evolutiva de las inclusiones básicas se superpone con el de las

-169­

rocas basicas n intermedias encontradas en otros sectores de los

hatolitos neopalenzoicos de la provincia de San Juan (capitulo

V). se calculó respecto del punto 2) la viscosidad para el

promedio de los diques mas basicos (8102 = 59,31) del sector

entre quehrada de ñqua Blanca y Tres Quebradas (Llambias wi al..

l'w‘SP/‘i. resultando una :zosidad anhidra de 52-110"y una r-‘¿Jtlir'acla

un agua de 6.5H10“ noise. Esto indica que cualquiera sea el

ron'enjdo acuosos de este magma, su viscosidad fue menor"que la

encontrada en el magmagranitico de Chita, lo cual facilitaria la

mezcla de magmas. Al punto 3) se vio anteriormente que habria

sido turbulento el movimiento convectivo ocurrido durante la

(vistalizacion del pluton, y por lo tanto habria servido de

fuerza efectiva para dispersar y homogeneizar el magma basico.

Esta idea es apoyada ademas por los calculos de Sparks et al.

(iGB4), que indican que objetos mas grandes que 10cm de radio, y

con una densidad 0,5g/cm3 mayor a1 magmagranitico pueden ser

mantenidos en suspension, por ser su velocidad de asentamiento

menor en ordenes de magnitud que 1a velocidad de convección.

Respecto al punto 4) se sabe por lo menos que 1a convectividad

turbulenta mencionada habria durado hasta que se produzca cerca

de] 60%de cristalización del pluton.Las evidencias anteriores, sumadas a1 hecho de ser muy

escasas las inclusiones basicas a traves de todo el pluton, y

teniendo en cuenta la composicion granitica diferenciada

(capitulos V y VIII) del pluton de Chita,l permiten inierir que

una escasa cantidad de magmabasico habria interactuado con el

magma granítico en un momento relativamente temprano de la

cristalización del pluton granitico. En este plutón, la mayor

parte del magma basico se intruyo con posterioridad a su

—17o­

solidifiüación. conformandoel enjambre de diques básicos.

-171­

X.- EDAD Rb-Sr DE LA lNÏRUSION DEL PLUTON GRANITICD DE CHITA

¿¿¿.-INTRUDUCCIQE

Los afloramientos de granitoides neopaleozoicos en 1a

cordillera Frontal comprendena grandes rasgos 3 sectores: i) los

hatolitos ElquiwLimarí, Chollay y NonLnsa-El Potro den+ro de]

territorio chileno (Hpodozis et al., 1985; Nasi et al., 1985),

constituyendo una franja paralela al limite internacional.

continuacion septentrional se interna en la provincia de La

Rioja. 2) Batolito de la cordillera del Plata (Caminos, 1965) en

la provincia de Mendoza, y 3) afloramientos de 1a provincia de

Han Juan, que fueron divididos por Llambias et al.(1987) en los

halolitos de Iocota, de Colangüil y de San Guillermo. Su

osiraiiqrafia interna y las relaciones de campo entre los

distintos plutones se hallan en Llambias y Sato (en prep.).Pequeños asomns de este último sector se encuentran también en la

[nm/icia de La Ñin a.

E los hatolitos ubicados en territorio chileno

(sintetizadas en Nasi et a1., 1985). en su continuacion en la

provincia de La Rioja (Caminos, 1979), asi como los

afloramientos de 1a provincia de Mendoza (Dessanti y Caminos,

1967: Caminoset al., 1979), las dataciones radimetricas son

relativamente abundantes y comprenden una amplitud temporal que

va desde el Eocarbonico hasta el Triasico. En la provincia de San

Juan se contaba hasta el presente con una solaiedad K-Ar de 274

(283 seqún la nueva constante) i 15 Ma (Linares y Llambias. 1974)

la qranodiorita perteneciente al batolito de Tocota. Acontinuacion se da a conocer la edad (isocrona Rb-Sr) obtenida

para el pluton granitico de Chita, localizado en el extremo sur

tir? I IJcfll (ll j l (W (It-n II()] ¿¡r¡(]¡ji.] .

Á¿2¿: RESULTADOSRb-Sr Y DISCUSION

De acuerdo a lOs resultados del cuadro 8 y figura 59, se

ohtuvo isocrona a partir de 5 muestras de roca total del

oluion oranílico de Uhita. Las muestras fueron seleccionadas a

traves del conocimiento de su relacion Rb/Sr mediante

Tluorescencia de rayos X. Los analisis por dilución isotúpica y

espectrometria fueron realizados en el Centro de Pesquisas

ercronoloqices de Sao Paulo, Brasil. La edad fue calculada con

1.42 H 10'“1Laños"L (Steiger y Jager. 1977), la recta isocrona

eeoún modelo de Williamson (1968) y errores según modelo de York

(l?b9).

La edad obtenida es de 247 i 4 Na y la relacion inicial

“7SrIBÓSr de 0,7045 i 0,0031.

Dicha edad ubica al plutón en el Permico superior según

escala de van Eysinga (1978), o en el limite Permicoufriasico

seqún escala de Palmer (1983), y acota el limite superior de los

procesos intrusivos en el batolito de Colangüil. La única edad

Hvflr (roca total) de 283 i 15 Ma (Linares y Llambias, 1974)

ïPermico inferior) existente en esta faja magmatica de la

Cordillera Frontal de la provincia de San Juan corresponde a una

qranodiorita que representa uno de los eventos mas tempranos de

esta intrusividad. Su comparaciónpermite establecer la duracion

del evento magmatico en alrededor de 40 May 1a restringe dentro

del mismo periodo Permico. Esta acotación temporal comparada con

los datos existentes en la Cordillera Frontal de Chile y deMendoza sugiere una mayor restricción temporal de la faja

maqmática de la provincia de San Juan respecto a los otros

-173­

Fuadrn 8 . Resultados analíticos

H“ Lab. HÜ Famnn Hh(ppm)* Sr(ppm)# "7Rb/BbSr "7Sr/365r11

er-wuï3 un Jó 397,9 27,1 43,13i0,54 0,8541+n.0014SPR-90/4 un 9? 533,1 19.8 79,84i0,óü 0.9¡vztu.0017swnm9075 UHWQH 704,7 25,6 ;2.07:0,54 0,9qaato.0u21SPR 9076 un-124 421,5 25,0 49,54:1,13 Ü,B71ltu,0fl94SPR 90/7 CH 130 339,8 36,2 27,4510,95 o,au3o+o,oox1

w finalisie por dituclún isotópica, espectrómetro Varian Mat THWS.tt Razones curreqidas para la presencia de trazados de “4Sr ynormalizadas para BbSF/GESF=Ü,1194.

9’37 / 9'95' Edad: 247 I'I'LG.

RelaciónInicial: 0,7045 2 0.003 9075

"90° ‘ mswo = 3,6 ' °7x: ¡.42 x I0"'cr|

0900

QBOO

_. . 4L nBO

RbBT/ Sr 86

Fioura 39.“ Isocrona Rb-Sr roca total del pluton qranitico deChita.

ÉDCTDFESmenrinnados. aunque cabe recordar nl caracter de edad

mínima de la citada edad potasio-arqon. No obstante esto, la

mranudiorita de Ïocota no puede ser mas antigua que la intensa

defnlmacjún que fueron sometidas las sedimentitas de la caja

¡Formacion Berro Aqua Negra) de edad Carbonico. superioerermico

interior (Llambiaset al., 1987).

La relacion inicial obtenida, si bien con amplio margen de

es indicativa de un magmaorioinado en profundidad y con

-17u—

.ión con material cortical de relaciones .iales

elevadas. Dentro del error presentado muestra semejanza con las

obtenidas en Chile (entre 0,7058 y 0,7073, determinadas por

Parada et a1., 1981, en Nasi et al., 1985) para rocas

enrarhónicas y triasicas respectivamente, y también en Patagonia

paptuntrional (entre 0.7050 y 0,7078, Caminos y Parica. i9fl5:

Ilamhias et a1., 1985: Caminos et a1., 1988) para rocas

canbónicas. mientras en la provincia de Mendozano se cuenta

harla el presente valores de Sr inicial calculados De

unurrdn Hahlhurq Fay eL al. ([983), estos valores de rulación

.iaJ para maqmasacidos gondwánicos sugieren que, en caso de

productos de fusión cortical, la mayorparte de esta corteza

fue exfraida del manto en un momento no mayor a 200-300 Ma antes.

Cabe acotar que a pesar del leve grado de alteración

suhsólida pervasiva que muestran las rocas analizadas, la buena

alineación de los puntos en la isocrona (véase figura 39)

coniirma el estrecho grado de relación genética y temporal del

madmacon la fase fluida alterante, la cual no llega a modificar

ol equilibrio isotópico de las rocas. Excepción a lo anterior

seria la muestra 9075, cuyo mayor contenido de Rb indicaria el

mayor arado de alteración subsólida. Su amplia desviación la

ubica fuera del alineamiento experimental e influye para que la

suma de las desviaciones (MSDN)alcance el valor de 3,6 (nivel de

corte para 5 muestras: 2,6). Ante esta situación, la aplicación

de otros modelos comoel Mc Intyre 2 ampliaria los errores en la

edad y relación inicial hasta tornarlos inaceptables.

especialmente para 1a relación inicial, debido a que las razones

87Rb/"ÓSr de cada muestra son muyaltas. Por otro lado, si se

omitiera esta muestra, la isocrona resultante daria una edad de

-175­

’W+ WMa, que no variaria demasiado el resultado obtenido con

las 5 muestras. Dadoque no es excesiva la influencia ocasionada

por dicha muestra y teniendo en cuenta que el número de muestras

es pequeño, se prefiere mantener la totalidad de las muestras

analizadas. Para ser más cautelosos se podria ampliar mas el

error de la probable edad o realizar una mayor canitdad de

analisis. Sin embargo, se estima que los resultados finales no

de 240 i .10 Ma, no alterando laexcederian el rango

interpretación de hallarse ante un plutón en el limitePórmico—1riasico.

XI.- ESQUEMA DE EMPLAZAMIENTO Y CRISTALIZACIDN

Xl.1.- MECANISMODE EMPLAZAMIENTÜY CRISTALIZACION

EW?...1_'3E.É‘JJ1-ÉS?_T!tc:

El maqmaqranitico que dio origen al pluton granitico de

Chita se emplazo en niveles epizonales de alrededor de Eóüb

(EóHPa)(aproximadamente1,3km) en el techo, según se estableciera

con el estudio de inclusiones fluidas (capitulo VII). Teniendo en

cuenta el desnivel de 12ÚÜmen los afloramientos. las partes mas

bajas de las rocas actualmente expuestas se emplazaron a niveles

de alrededor de óBÜb (bBMPa) (aproximadamente 2,5km). Las

evidencias de campo respecto a la relación con 1a caja (formacion

berro Agua Negra) indican que dicho emplazamiento se produjo en

condiciones postectonicas (con respecto a los plegamientos y

1racturaciones de la fase San Rafael de la orogenia Neopaleozoica

o Gondwanica), produciendo un domamiento adicional en los

estratos plegados de 1a caja (capitulo III).

Esta intrusión se produjo como evento póstumo en la

estratiqrafia iqnea del batolito de Colanguil, dentro de un

entorno no distensivo. Si bien la mayor parte del batolito de

Colanguil se emplazo en un terreno sometido a extension cortical(Llambias y Sato, en prep.), se infiere dicho marco no distensivo

debido a que, en comparacion con las intrusiones previas, el

pJuton granitico de Chita presenta pequeñas dimensiones (12km

4km), produce domamiento del techo, no contiene enjambres de

diques lineales tardiomagmaticos que indiquen extension regional,

y en cambio presenta un fallamiento en etapa tardiomagmatica en

donde se infiere un desplazamiento con componente de rumbo

apreciable (capitulo III).

-177­

La isocrona Hb/Sr realizada con 5 muestras de roca total

permitió obtener una edad de 247 i 4 Ma, y una relación inicial

dv “’Hr/""Sr de 0.7045 i 0,0031. Dicha edad uhira al plutón al

Pórmico superf (seqún escalas de van Eysinqa, 1978 y Geológical

roiety of America, 1983) y acota el limite superior de los

procesos intrusivos en el batolito de Colanouil. La única edad

Kwfir de [5 Ma (Linares y Llambias, i974)(Permico

inferior) existente en esta faja maomatica de la Cordillera

Irontal de la provincia de San Juan corresponde a la Granodiorita

de locota. que representa uno de los eventos mas tempranos de

esta intrusividad neopaleozoica. Su comparación permite

establecer la duración del evento maqmático en por lo menos 36

m.a., restringiendola dentro del mismo periodo Pérmico. Esta

acotación temporal comparada con los datos existentes en la

Cordillera Frontal de Chile y de la provincia de Mendoza sugiere

una mayor restricción temporal de la faja magmatica de la

provincia de San Juan respecto a esos sectores. Al respecto, los

resultados preliminares de los analisis isotópicos actualmente en

ejecución para las restantes unidades intrusivas de este complejo

igneo de la provincia de San Juan se encuentran entre las dos

edades mencionadas anteriormente, confirmando la restricción

temporal de la actividad ignea de este sector, que se limita sólo

a la fase magmatica San Rafael, no registrandose las fases

Somuncura (Carbónica) ni Huarpes (Pérmico superior - Triasico),como ocurre en la Cordillera Frontal de Mendozao en el Macizo

Norpatagónico (Caminos et al., 1988). La relación inicial

obtenida para el plutón de Chita, si bien con amplio margen de

error, es indicativa de un magmaoriginado en profundidad y con

escasa interacción con material cortical de alta relación de Sr.

-17B­

Dicha relación es similar a las encontradas en los otros sectores

mencionados del pais y de Chile.

Las caracteristicas forzadas de la intrusión son observables

en el contacto neto,I el domamiento de la caja y escasez de

efectos de "peacemeal stoping". El contraste termico con la caja

en el momentode la intrusión pudo ser el responsable de pequeñas

fisuraciones en la caja (fisuración térmica), rellenadas por

emanaciones gaseosas que se habrían desprendido del magmapor

disminución repentina de la presión (diques leucocraticos).

La diferencia termica del magmacon la caja originó en ella

una faja de alrededor de 1kmde hornfels pelitico hornblendifero,

el cual pertenece a un metamorfilmo de grado mediano ((600°C) y

de baja presión. Otra faja menor (escasas decenas de metros) de

borde enfriado se formó en el interior del plutón como

consecuencia de esta diferencia termica. Estas 2 fajas en

conjunto habrian actuado como medio aislante para que la

cristalización del granito prosiguiera en un sistema

esencialmente cerrado, sin intercambio de material con la caja.Yal sistema cerrado en la cristalización se infiere de las

siguientes evidencias de campo: conservación del techo

swdimentario en forma concordante con el plutón, y en general no

qreisenización del techo (impermeabilidad del hornfels) ni

emisión de diques.

CristalixarignEl análisis y cuantificación de los caracteres petroqraficos

(capitulo VI) indican que en promedio alrededor del 83%del

plutón cristalizó en etapa ortomagmática y que el 172 restante

corresponde a una cristalización ocurrida en etapa transicional e

-179­

hidrotermal. A1 no tenerse en cuenta el efecto del aumento de

volumen que pudo haber ocurrido al producirse 1a segunda

ebullición y considerando que la cristalización se produjo en una

camara esencialmente cerrada, lo anterior significa que el magma

alcanzó su saturación en agua cuando ya habia cristalizadoalrededor del 83%.

A1 conocerse 1a presión de intrusión (36 MPapara el techo,

y 50 HPa tomado como promedio), se calculó la solubilidad del

agua para el magmagranitico superliquido de Chita para dicha

presión promedio, según método de Burnham (1979b), resultando en

3.61 en peso o 30% molar.

Conociendo la solubilidad del agua en este magma, y teniendo

en cuenta que la saturación se produjo en los alrededores del 83%

de cristalización, se estimó el contenido inicial de agua en este

magma en alrededor de 0,63% en peso (7,1% molar), el cual al

considerar el agua de constitución de la biotita se eleva a 0,65%

en peso (7,3% molar).

La cifra anterior nos indica que se trató de un magma

inicialmente bastante seco. A su vez se considera que el magma

alcanzó su saturación debido a que cristalizó en un sistema casicerrado.

De acuerdo a la temperatura de intrusión estimada (<900°C,

capitulo VI), a la composición quimica promedio (capitulo VIII),

al contenido acuoso del magma(capítulo VI), y a los parametros

de densidad y viscosidad calculados a partir de ellos, se

estableció que la cristalización se produjo en forma convectiva

termicamente y turbulenta durante casi toda la etapa móvil del

magma (hasta cerca del 602 de cristalización, cuando laviscosidad se hace infinita). Esta convectividad habria

-180­

ocasionado una mezcla efectiva del magma¿l dando lugar a la

homogeneidadcomposicional (mineralógica y quimica) y estructural

que se observa en el plutón a través de sus 1200m de exposición

vertical, no produciendo zonación interna vertical ni lateral delf-¡i (n'iszl'ió una Zl'ulüf'jóh interna (IU la (ámara en Iurma LI!"

capas, como la propuesta por Hildreth (1979), Nakada (1983),

Fridrich y Nahood(1987) entre otros, las capas individuales

debieron tener espesores mayores a 1km, según los actuales

niveles de observación. Este espesor homogéneo de mas de lOOOmse

considera particularmente grande, teniendo en cuenta que un

batolito zonado verticalmente en el complejo Ükueyama, Japón,

muestra una variación continua en sílice de 75%en el techo a óóZ

hacia la base, en sólo 900m de desnivel (Takahashi, 1986),

mientras para la modelación de Fridrich y Mahood(i987) se

consideran capas convectivas individuales de alrededor de 1km.

La subsiguiente etapa de la cristalización se produjo en

estado de inmovilidad del magma. Siendo 1a camara magmatica

esencialmente cerrada, la saturación del magma intersticial enfase acuosa se habria alcanzado en los alrededores del 83x de

cristalización (capitulo VI), prosiguiendo una cristalización enetapa transicional (coexistencia magma - fase acuosa). La

continua separación de fase volátil y aumentode la sobrepresión

interna habria permitido el ascenso intersticial de los vapores

(alterando la fase ya cristalizada) hacia los sectores apicales

del cuerpo en busqueda de sectores de menor presión, acumulándose

alli sin poder escapar al techo sedimentario pero produciendo una

greisenización del granito todavia no totalmente consolidado.

La morfologia particular dómica del plutón con el techo

concordante, la mineralización de greisen en el sector apical

-181­

Aumenlo AumenIo de

Sohopreslón Vdumen ('l.) I IInferno(o) Stoetworh. | , I200° LGranHocon JA Mo- porlo'rlco ¿A ¿“'"0" J

duración I encimado iran“. r" ¡,Mmhhuu ri

doorolnn I (Magma Inmóvn) l (Humo «|5le |

I6M_49 I l ï

¡500. l I : P = 5006I

I ' Crlulollzaclón en

l I l cámara cerradaI

Ion_ I

IOOO- l Ï :

I l I

' I I

I | | _

500“ l | 5233???de Ií lll 4 m e

40°_ _ —_ _ _ —_ _ _'|69"_ _ _ _ _ l —"Ll'mltederuptma29, _ 6.9 por tensión

cmm | l I

8.3 ['76 !36 !O 'l. ulstollzado a lo soturoclo’n

0,65 0.9 ' ' 2,3 ' ¡e ' °/. en posoI 2 3 mm“, 4 Hzo Inlclol

Figura 40.“ Variación de los productos rocosos según contenidoinicial de agua en el magma.En una cristalización en sis­tema cerrado, dependiendo del contenido inicial de agua lasaturación se alcanza a distintos Z de la cristalización.Cuanto antes se logra la saturación, mayor es la sobrepre­sión que puede generar al completar la cristalización ymayor la energia que se puede liberar, dando lugar a dis­tintos productos rocosos: granito con alteración de grei­sen, stockworks y depósitos de Moporfirico por encima delgranito, o efusiones ignimbriticas.

domico y la aparición en minerales de greisen de inclusiones

fluidas que se homogeneizancríticamente (esto ocurre sólo cuando

la presión de vapor de formación fue igual a la litostatica),

sugieren que la fase volatil separada produjo un aumento de

-182­

volumen (6,9%) en el apice, manteniendo el equilibrio entre la

presión litostatica e hidraulica. Este aumentode volumendebió

ser absorbido por una deformación ductil del techo, por haber

sido previamente calentado por la intrusión.

Se esquematizan en la figura 40 las relaciones entre

contenido inicial de agua, Z de cristalización de magmaen el

momentode saturación en agua, Z de cristalización del magma al

alcanzar la sobrepresión generada por segunda ebullición el

limite de ruptura de rocas (estimada en 400b para niveles

epizonales por Ryan (i979, en Burnham, 1979b), aumento de la

sobrepresión y del volumen, y los productos rocosos derivados,

según se explicara en la sección V1.7.

De acuerdo a ella, para un magmagranitico de la composición

de] plutón de Chita, alojado a SOObde presión y cristalizado en

sistema cerrado, se deducen las siguientes 3 posibilidades: 1) Si

el contenido inicial de agua es menor a 0,92 en peso (caso

Chita), los productos son un plutón granitico con alteración de

greisen sobreimpuesta (la sobrepresión generada por segunda

ebullición no llega a romper la caja). 2) Si el contenido inicial

de agua estuvo entre el 0,9 y 2,3% en peso, la sobrepresión

generada llega a romper el techo en un momentoentre el 602 y el

100% de cristalización, cuando el magmaya perdió su capacidad

móvil, rellenandose las fisuras formadas por encima del plutón

con fluidos hidrotermales. 3) Si el contenido de agua inicial

estuvo entre el 2,3% y la saturación (3,6%), la sobrepresión

generada rompera el techo antes del 60% de cristalización

mientras el magmamantiene su capacidad móvil, dando lugar a una

efusión ignimbritica con un contenido de fenocristales superioral 24X.

-183­

XI.2.— EEQyENCIA MINERALÜBICA

. En el cuadro 9 se da el esquema temporal de cristalización

de los distintos minerales, abarcando la etapa ortomaqmatica,

transicional e hidrotermal, con algunos controles termometricos.

.como son el solidus saturado (278000, Tuttle y Bowen, 1958),

pasaje de cuarzo B a a (“600°C), comienzo de la cristalización

del berilo en el greisen (550°C), pasaje del fluido acuoso

supercritico a liquido en el greisen (425°C), y finalización dela cristalización del berilo (380°C).

Segúnel analisis petrografico, la fase liquidus (primer

mineral en cristaizar) corresponde a la plagioclasa (inclusiones

diminutas de plagioclasa euhedral en feldespato potásico), a

pesar del escaso contenido de An normativa. En forma casi

inmediata comenzó la cristalización del feldespato alcalino,reaccionando y enriqueciendose ambos minerales en Ab. Escasos

ejemplos de sobrecrecimiento de plagioclasa sobre feldespato

potásico parcialmente disuelto o los intercrecimientos complejos

entre estos 2 minerales indican la estrecha relación temporal en

su cristalización. Al’producirse un enriquecimiento continuo del

liquido remanente en agua, la biotita quedó estabilizada antes de

la aparición del cuarzo (si bien en el borde enfriado la biotita

es la mas tardía debido a la cristalización rapida). La

saturación del magmaen fase acuosa se alcanzó luego de que los 4

minerales principales mencionadoscomenzaron su cristalización,

dando lugar a 1a aparición de la fluorita, muscovita, clorita,

andalusita y topacio. Luegode sosbrepasarse el sólidus saturado,estos minerales continuaron alterando la fase cristalina. Fueron

minerales de aparición algo mas tardia el epidoto (miarolas),

-1eu—

-185­

Cuadro9.-EvorudóndolosrnharalesenlasdistintosMapasdeIacristalización. Piaqioclasa Bioma Fmpotásico Cuarzo Fluorita Muscovita Clarita Epidoto Andalusita TopocioPlrlta Berilo

Mollbdonita

Orvornoqma'rica

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lia. 41. Camposde estabilidad de los minerales de qreisen.

pirifa. beriln y molbdenita (qreisen).

El análisis modal de las rocas que integran el plutón

qranitico (diques de microdiorita, granito, inclusiones basicas,

diques leucocraticos, de aplita y basicos) define en conjunto una

línea de evolución que se corresponde con el de tipo

"calcoalcalinomgranodioritico (M medio)" dado por Lameyre y

Buwden (1983), mostrando superposición con el resto de las

unidades intrusivas que integran los batolitos neopaleozoicos de

la provincia de San Juan.

Se ha compilado en la figura 41 los campos de estabilidad

experimentales de los aluminosilicatos (cianiia - sillimanita­andalusitn)(Hnldaway, 1971), con los de las reacciones herilo +

aluminnsilicato í==h crisoberilo + cuarzo (Barton, {986)

moscovita + cuarzo í==b ortosa + aluminosilicato agua

(Chaterjee y Johannes, 1974), superponiéndose también los rangos

-186­

de temperatura y presión encontrados para la etapa de greisen en

el plutún granitico de Chita (600 a 3800€, Eóüb). Suponiendo

válida la extrapolación de la divisoria muscovita + cuarro fi:

ortnsa + aluminosilicato + agua para camos de presiones menores a

0,5hb, se encuentra que durante la etapa de greisen se pasa por

descenso de temperatura del campo de coexistencia de ortosa n

andalusita berilo agua hacia el campo de muscovita —cuarzo ­

andalusita herilo, siendo esta paragenesis consistente con la

encontrada en el plutún de Chita.

XI.3.- CARACTERISTICASQUIMICAS PRINCIPALES

El magma que dio origen al pluton granitico de Chita

representa el extremo diterenciado (Ü+Ab+0r 93, H/Rb 140) de

una asociacion calcoalcalina. Si bien su caracter ligeramente

peraluminoso, potásico y de bajo contenido de Ca le confiere

afinidades de granito tipo S, las evidencias mineralogicas

primarias y las bajas relaciones de B7Sr/E’é’Srno apoyan esta

clasificacion. El alto contenido de F evidenciado por la

presencia de Ja fluorita, y las caracteristicas de los elementos

traxa (alta concentracion de Rb, Nb, Y, U, Th, bajo Zr, escaso

Sr) hacen que los granitos de Chita sean más similares a las

riolitas topacicas del Oeste norteamericano. Estas riolitas , que

general a ambientes de extension litosférica, se

'üracterizan por ser meta a peraluminosas, con un alto grado de

diferenciación controlado por la abundancia del F, y son

r'l'mmar'ab](¡2:3con los granitos anorogénicos (A) no peralcalinos

(Dhristiansen et al., 1986). En este sentido, 1a baja relacion

“7Sr/”“Sr encontrada y la alta temperatura estimada segun

analisis textural son consistentes con las propuestas sobre los

-187­

origenes de dichas riolitas por fusion parcial en condiciones

suhsaturadas en H?Ü de rocas de alto grado de metamorfismo

ubicadas en la corteza inferior.

De la misma manera, las relaciones entre Rb, Y y Nb muestran

una discriminación tectónica de los granitos de Chita como

Granitos de intraplaca (MPG).Si bien el pluton de Chita es parte

integrante de un arco maqmáticoestablecido en el Neopaleozoico,

su discriminacion comogranito de intraplaca, o su semejanxa con

los granitos anorogenicos no peralcalinos (riolitas topácicas)

podria deberse a las siguientes alternativas: 1) Refleja la

tectónic¿ local anterior de compresion, engrosamiento y

"inidifinación de corteza (pliegue, fractura y cierre de la

rurnca Un rotroarco de AguaNegra), seguida de extensión cnrtical

(Llamhías y Sato en prep.), que le confiere al maqmatismo

caracteres de ambientes no orogenicos. 2) Se trata de un granitodu arco (VAG)que se ve ploteado en el campo del granito de

intraplaca (MPG) debido a los procesos póstumos de alteración

pervasjva (aumento de Hb y Nb por muscovitización y aumento de Y

posiblemente acompañando a la fluorita). Se considera que los

estudios en detalle que se encuentran en ejecucion sobre los

plutones neopaleozoicos de San Juan aportarán datos mas sólidos

sobre su oriqen.

La etapa hidrotermal de la cristalización de este magma

(greisenización) se caracteriza por un aumento de la sílice

(cuarzo). alúmina (muscovita, andalusita, topacio), FeÜ (pirita)

y disminución del Na20 y K2D(reemplazo de feldespatos), con

concentracion de metales tales como el Be, Mo, w, Sn y U.

-188­

1) El pluiñn oranitico de Chita se originó comoconsecuencia

del emplazamiento de una camara magmatica en niveles poco

profundos, cuantificados en alrededor de 1,3km (36 MPa), en forma

postectónica la fase San Rafael de la orogenia Gondwanica,

hacia los Éfli i 4 Ha (fase magmatica San Rafael).

2) Representa una intrusión póstuma de pequeñas dimensiones

dentro de la secuencia del batolito de Colanguil (1% en

superficie), el cual se emplazó principalmente dentro de un

regimen tectónico Htensivo. Dentro de este regimen, la intrusión

de] plutón de Chita representa una etapa de disminución delzaracter extensivo.

3) Segun las evidencias geológicas,l se asume unacristalixación en una camara magmaticaesencialmente cerrada, en

donde no existe escape de magma ni volátil hacia 1a caja ni

incorporación de fluidos meteóricos dentro de la camara.

4) E1 plutón presenta homogeneidad composicional

(mineralógica y quimica) y estructural a traves de sus 30 km2de

superficie y una exposición vertical de lEÜOm. No se encontró

:onación interna comoinicialmente se supuso.

5) El magmaque dio origen al plutón representa el extremo

diferenciado de una asociación calcoalcalina, constituida

esencialmente por granodioritas y granitos. Se calculó el

contenido acuoso inicial del magmaque originó a1 plutón de Chitaen 0,651 en peso n 7,3% molar. Esto representa un caracter del

magmasubsaturado en agua.

ó) lns parametros físiconguimicos indican que luego de su

emplazamiento la cristalización se produjo en forma convectiva

-189­

termicamente y con flujo turbulento hasta muycerca del óHZde la

cristalización. A partir de este momentoel gran incremento de la

Víscnsidad debido a la cantidad de particulas en suspensión hizo

todo movimiento del magma. Dicho comportamiento convectivo

habria sido el responsable para que se produzca un plutón

composicional y estructuralmente homogéneo.

7) Se estima una temperatura del magma en el momento del

emplazamiento en alrededor de 9000€, según los siguientes

fundamentos: la temperatura del liquidus para un magma granítico

no saturado en agua (menor de 1% en peso) a 500D (50MPa) es de

1000 a llOOÜC. no es frecuente el emplazamiento de magmas

superliquidos, los diques rioliticos en el plutón de Chita tienen

general de 25 a 30X de fenocristales, la asociación

mineralógica e la_ caja llega a hornfels pelitico de facies

hornblendifera, los productos de asimilación de caia en el

interior del plutón llegan a hornfels pelitico de facies

piromenica con metamorfismoretrógrado a facies hornblendifera.

8) Al producirse la cristalización en un sistema

esencialmente cerrado y al tener el magmaun contenido acuoso

:ial haio, la saturación del magmaen fase acuosa se produjo

en una etapa tardía,l cuando este ya cristalizó alrededor del 83%.

9) La fase liquidus fue la plagioclasa, siguiéndole en orden

de cristalización el feldespato alcalino (estrecha interacción

entre estos dos minerales), la biotita (estabilización tardía dela hiotita) y el cuarzo.

10) En la ultima etapa de la cristalización se acentuó el

caracter peraluminoso del magmay algunos elementos metalicos se

particionaron preferentemente a la fase acuosa supercritica, lacual ascendió intersticialmente alterando en forma pervasiva a la

-190­

roca ya uriylalizada. y acumulandose luego en los seclolws mas

altos do] pluton para constituir los depositos de oreisen. El

rnntnnjdn de] F en el magmahabria juqado un papel importante en

la roncentración del Ho. W, Sn y U.

11) La acumulación de fluido supercritico produjo aumento de

la prms' de vapor por encima de la litostatica imperante,

uríninandn un aumento de volumen en el sector apical del cuerpo y

dnmaminnlo del techo, que fuera previamente calentado (hornfels

pulílico du lacjes hornhlendifera) por e1ectos de la intrusión.

No produjo ruptura del techo por esta sobrepresion interna.

por haber sido suficiente la acumulación de vapor (la

saturación ocurrio en etapa tardía) comopara que sobrepase el

límite de ruptura por tension de las rocas suprayacientes. Por

neta razon se explica que una camara intruida tan cerca de la

superficie no haya emitido productos volcánicos.

12) Si el contenido acuoso inicial del magma hubiera sido

mayor, la sobrepresion generada por procesos de segunda

ebullición si hubiera fracturado el techo, rellenandose las

fisuras con fluidos hidrotermales (deposito tipo Moporfirico), o

eventualmente expulsando magma saturado en caso de que este

hubiera tenido todavia capacidad movil (efusion ignimbritica).

13) A partir de los fluidos concentrados en el techo

plecipitaron minerales tales comocuarzo, muecovita, fluorita,

junto con berilo, andalusita, topacio, molibdenita, pirita. En

especial ol berilo registra el pasaje supercritico a liquido deun fluido poco salino, con alrededor de SZ de NaCl equivalente.

l4) Con posterioridad a1 enfriamiento y consolidación delpluton se produjeron fracturas anulares que fueron rellenadas pormaqmas mas basicos.

—191­

1h) |d cristalinacjón de la muscovita a partir del fluido

fue importante para el enriquecimiento en Hb y Nh y

ánqinlu'emïiauiFNItri eri Sr“.

IA) Si bien el pluton de Chita forma parte de un arco

magmático establecido en el Neopaleozoico, los contenidos de los

elementos mayoritarios y trazas lo asemejan con los granitos

annrogenicns (granitos tipo A de Collins et al., 1?8!), los

cuales composicionalmente equivalentes a las riolitas

topác‘ de Christiansen et al.(1986). Los diagramasdiscriminantes de Pearce et al. (1984) lo ubican tectónicamente

como granito de intraplaca (WPG).

17) Las caracteristicas químicas, en especial el alto grado

de diferenciación y la evolucion a la peraluminosidad, son

similares a las encontradas en los intrusivos pústumos de otros

terrenos neopaleozoicos del pais, definidos por Rapela y Llambias

(iWHG)en la provincia magmatica Cuyano-Patagonica (PMCP).

18)Dicha discriminación tectónica del magmapodria reflejar

la tectónica local anterior de compresión, engrosamiento y

riaidificación de corteza (pliegue, fractura y cierre de la

cuenca sedimentaria de retroarco de Agua Negra), seguida de

extensión cortical, que le confiere al magmatismo caracteres de

¿RÍH|)Í.EFIIIZCHES TIC) Lnr'cucyeéri'

-192­

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A G R_A D'E C 1 N 1 E N T 0 S

La presente tesis pudo ser concretada gracias lacolaboracion recibida de numerosas personas e instituciones.

Deseo expresar mi sincero reconocimiento hacia ellas.El primer relevamiento de campose realizo comoparte de una

comision organirada y financiada por el CRICYT(Mendoza). En las

HCPFJVRStareas de compo obtuve el apoyo del baqueano Karlos

Cabello (hijo) de Hauchazeta. En la Secretaria de Mineria realice

la mayor parte de las tareas de gabinete, utilizando sus

instalaciones v recibiendo apoyo financiero para parte de los

trabajos de campo. De los colegas que alli se desempeHan recibi

continuo apoyo moral y profesional. A los profesionales delInstituto de Geologia Economica de la Universidad de San Andres

(La Paz, Bolivia) les debo el aprendizaje de las tecnicas de

analisis químico por fluorescencia de rayos X. En el INGEISse me

permitió utilizar el equipo de fluorescencia de rayos X. El Dr.

Julio Saavedra de la Universidad de Salamanca (España) me realizo

gentilmente parte de los analisis quimicos de elementos

mayoritarios y trazas. U y Th fueron analizados por QEDÉÁIEIRdel

personal de la CNEH.Los analisis termometricos de inclusiones

fluidas fueron llevados a cabo utilizando la platina deenfriamiento-calentamiento de la CNIE. Sus interpretaciones se

vieron enriquecidas gracias a las discusiones mantenidas con la

Lic. Teresita Montenegro. En el CIG (La Plata) me permitieron

realirar parte de los analisis químicos de elementos traza.utilirar sus talleres y laboratorios de microscopía y loslaboratorios de Rb-Sr. La asistencia recibida y las discusiones

mantenidas con los Dres. Ricardo Varela y Carlos Cinqolani

permitieron mejorar las interpretaciones qeocronologicas. El Dr.—206­

.- r f-una u-J: -' 'u ¡t I I‘l 'nl I H ¡sum (:"uau: ¡'(.)I;I.J.l(:ir./_-:(.7w- (:2

PaUJU. Frasll) realizó gsntilmente las analisis GPdllución

isntóulca y Espectrmmetria de masas. H1 Dr. Haberto Camlnos le

Jho las consejos y urientacianes recibidas durante Ia EFGCUCÏÓH

de 1a carrera de] Dacturado y 1a revisión detallada y crítica delmanuscrito,

Por úlfima defiicn a mis familiares v amistades mi profundo

aaradecimientn par la cumprensión y apoya que me brindaron,