MODELO GENÉTICO DE LOS SKARNS DE Fe DE VEGAS ...

615Revista de la Asociación Geológica Argentina 64 (4 ): 615 - 634 (2009)

MODELO GENÉTICO DE LOS SKARNS DE Fe DE VEGAS PELADAS, MENDOZA

María Josefina PONS1, Marta FRANCHINI1, Graciela MAS2 y Francisco Javier RÍOS3

1 Centro Patagónico de Estudios Metalogenéticos-CIMAR-CONICET-UNComahue.Emails: [email protected], [email protected] 2 Departamento de Geología de la Universidad Nacional del Sur, INGEOSUR - CONICET. Email: [email protected] 3 Centro da Desenvolvimento de Tecnología Nuclear (CDTN-CNEN), Belo Horizonte, Email: [email protected]

RESUMEN Datos de inclusiones fluidas (IF) indican que el skarn de Fe relacionado al plutón diorítico de Vegas Peladas se originó a 3,5km de profundidad, bajo presiones litostáticas de 950 bares y a expensas de fluidos muy salinos (hasta 70% NaCl eq.) de altatemperatura (670-400°C). Es muy factible que estos fluidos ricos en NaCl ± KCl ± FeCln ± hematita junto con vapor se ha-yan formado por la inmiscibilidad de fluidos magmáticos de salinidad baja (6-8% NaCl eq.). Los datos isotópicos del agua enequilibrio con el granate (δ18O 7,2-8,5‰) y con la magnetita (4,8-7,9‰) confirman el origen magmático de estos fluidos.Debido a la interacción con la caja y a la formación del exoskarn de granate-clinopiroxeno, los fluidos redujeron isobáricamen-te sus temperaturas (hasta ~250°C). La continua exsolución de volátiles del magma y el sellado de los conductos de circula-ción de los fluidos por la precipitación de los silicatos (magnetita) del exoskarn y de la alteración del borde del plutón, genera-ron sobrepresiones, el fracturamiento de las rocas y la ebullición del fluido. Bajo condiciones hidrostáticas, el aumento de lapermeabilidad permitió el ingreso de las aguas externas al sistema que se mezclaron con los fluidos magmáticos provocandoel reemplazo de los silicatos por minerales hidratados, cuarzo (con valores δ18O del fluido de -0,55 a 4,5‰) y la precipitaciónmasiva de óxidos de hierro. Los registros en inclusiones fluidas señalan temperaturas de 420° a 320°C, presiones hidrostáti-cas de 325 a 125 bares y fluidos menos salinos (41,6-23% NaCl eq.) para este estadio. La disminución de la temperatura y dela salinidad fueron los factores principales que favorecieron la precipitación de la mena de Fe. Las venillas tardías que cortana las alteraciones anteriores se formaron a las temperaturas (165-315°C) y salinidades (8,41 y 13,51% NaCl eq.) más bajas delsistema. Los valores δ18O del agua en equilibrio con el epidoto (-4,66 a 0,19‰) y con la calcita (-3.9 a 2.68 ‰) tardíos, sugie-ren el predominio de aguas meteóricas en los fluidos, indicando el colapso final del sistema hidrotermal. La intrusión poste-rior de un plutón granítico aumentó la temperatura del skarn ya formado (>550°C) y generó también fluidos salinos + vaporpor inmiscibilidad, capaces de disolver parte de los minerales de Fe, transportar el Fe en solución y luego, con el enfriamien-to, precipitarlo junto al nuevo skarn formado alrededor del granito.

Palabras clave: Evolución fluidos, Skarns-Fe, Cordillera Principal.

ABSTRACT: Genetic model of the Vegas Peladas Fe-sakarns, Mendoza, Argentina. Based on fluid inclusions (FI) studies, the Fe skarn as--sociated with the diorite pluton in Vegas Peladas formed at 3,5 km depth, under lithostatic pressure of 950 bars, at expensesof high salinity (up to 70 wt. % NaCl eq.) - high temperature fluids (670°-400°C). These NaCl ± KCl ± FeCln ± hematite-rich fluids along with vapour may have been formed by the immiscibility of low salinity (6-8 wt. % NaCl eq.) magmatic fluids.The isotopic data of the water in equilibrium with garnet (δ18O 7.2-8.5‰) and with magnetite (4.8-7.9‰) confirm the mag-matic origin for these early fluids. During the interaction with the wall rocks and the formation of the prograde exoskarn, fluidsdecreased isobarically their temperatures (up to ~250°C). The continuum volatile exsolution from the magma and sealing ofconducts by the precipitation of silicates generated overpressures, consequent fracturing of the exoskarn, and boiling of thefluids. Under hydrostatic pressures, the increase of permeability allowed the infiltration of external fluids (formations water± meteoric water?) to the hydrothermal system, their mixing with the magmatic fluids and cooling, promoting early silicatemineral instability and their replacement by hydrous minerals, quartz (with δ18O values -0.55 a 4.5‰) and the massive preci-pitation of most iron oxides. The FI record indicates fluids with lower salinities (41.6-23 wt. % NaCl eq), temperatures bet-ween 420° and 320°C, and hydrostatic pressure of 325 to 125 bars for this stage. The decrease in temperature and salinitywere the main factors that favoured the iron ore precipitation. FI in calcite from later veins that cut all the prograde and re-trograde assemblages indicate fluids with the lowest temperatures (165-315°C) and salinities (8.4 y 13.5 wt. % NaCl eq.). Theδ18O values for the water in equilibrium with this epidote (-4.66 a 0.19‰) and calcite (-3.9 a 2.68 ‰), suggest mixing and di-lution of previous fluids with meteoric water (with a dominance of the later) during cooling and collapse of the hydrother-mal system. The intrusion of the granite pluton increased the temperature of the previous skarn (>550°C) and generated sa-line fluids and vapour by immiscibility that caused dissolution of Fe from previous skarn. These brines carried Fe in solutionand, when cooled, precipitated it as iron oxides along with the new skarn minerals around the granite.

Keywords: Fluid evolution, Fe-skarns, Cordillera Principal.

616 M. J. PONS, M. FRANCHINI , G. MAS Y F. J. RÍOS

INTRODUCCIÓN

El distrito Vegas Peladas (34-36°S Fig. 1)es uno de los 23 prospectos de Fe, Fe-Cuy Cu (Ag) localizados a lo largo de la cor-dillera de los Andes del SO de Mendoza(Franchin et al. 2007) que ha sido estudia-do en detalle y sus alteraciones-minerali-zaciones más importantes clasificadascomo típicos skarns cálcicos de Fe (Ponset al. 2009).En este trabajo se presentan los resulta-dos de los análisis de las inclusiones flui-das y de los isótopos estables O, H, S y Cde silicatos, óxidos, sulfuros y carbonatosseleccionados de los skarns. Se analizanlos mecanismos que favorecieron la pre-cipitación del hierro y se propone porprimera vez un modelo genético para losskarns de Fe de la región sobre la base delas observaciones geológicas (Pons et al.2009) combinadas con los datos micro-termométricos y los resultados isotópicos.

LOS SKARNS DE FE DEVEGAS PELADAS

El prospecto de hierro Vegas Peladas (35°20´S - 69°56´O) se localiza en la Cordi-llera Principal del SO de Mendoza, en laregión morfoestructural conocida comofaja plegada y corrida de Malargüe (Ra-mos y Nullo 1993). Este prospecto estáalojado en las rocas sedimentarias mari-nas de las Formaciones Puchenque (Het-tangiano-Calloviano inferior) (Arrospide1972, Dessanti 1978) y Calabozo (Callo-viano inferior a medio) (Dessanti 1978)que afloran en ambos márgenes del arro-yo Vegas Peladas (Fig. 1b). La primeraconsiste en intercalaciones de arcilitas, li-molitas, lutitas calcáreas y areniscas concemento calcáreo, y la segunda es un mud-stone-wackestone homogéneo. En el margenNE del arroyo, sobre estas unidades seapoya en discordancia erosiva y/o fallalos niveles de yeso de la Formación Au-quilco (Oxfordiano superior-Kimmerid-giano medio; Stipanicic 1966). Las unida-des sedimentarias han sido afectadas porel tectonismo andino e intensamente in-truidas por la siguiente secuencia ígnea

(Pons et al. 2007): (1) un plutón diorítico,(2) un plutón granodiorítico (15,19 ±0,24 Ma, Rb-Sr en roca total; Pons 2007),(3) un plutón granítico, (4) diques y filo-nes capa andesíticos (Fig. 1b). Cubriendoa las unidades sedimentarias e ígneas haycoladas de basaltos y detritos modernos.Los cuerpos intrusivos generaron cuatroeventos de alteración hidrotermal de di-ferente magnitud (Pons et al. 2009). Sinembargo, el más importante desde elpunto de vista metalogenético consisteen un skarn de Fe vinculado al plutóndiorítico. Otro evento metasomático conescasa mineralización de Fe está super-puesto al anterior y está asociado a unplutón granítico (Fig. 1b).La intrusión del plutón diorítico generóuna extensa aureola de contacto (hornfelsy mármol) y un skarn con zonación mine-ralógica (endoskarn y exoskarn, Fig. 1b).Los bordes del plutón presentan altera-ción incipiente y selectiva de sus minera-les máficos y plagioclasas a actinolita ±clorita ± calcita ± titanita ± ortoclasa 87-

93 ± epidoto ± pirita (magnetita) y una al-teración maciza de ortoclasa + cuarzo deescaso desarrollo. El endoskarn de cuarz-o± epidoto ± anfíbol ± pirita de pocoscentímetros reemplaza a las alteracionesprevias junto con venas y vetillas de anfí-bol ± cuarzo ± magnetita ± epidoto ±feldespato alcalino más ubicuas. El exos-karn está constituido por una zona inter-na de clinopiroxeno + magnetita + cuar-zo ó granate (Ad31-89Py0,34-2Grs68-8,8) ±cuarzo, una zona intermedia maciza degranate (Ad38-51Py1-2Gr61-47) ± clinopiro-xeno y venas distales de granate (Ad96,2-

100Py0,0-0,08Grs0,0-3,7) ± clinopiroxeno (Di24-

70Jo4,1-0,7Hd72-29,3). Superpuestas a estaszonas del exoskarn se reconocieron las si-guientes paragénesis: 1) epidoto + mag-netita ± cuarzo que reemplaza la zona in-terna; 2) epidoto ± cuarzo ± albita ± he-matita (o mushketovita) que reemplaza ala zona intermedia, y 3) anfíboles (actino-lita-ferropargasita) ± hematita (o mus-hketovita) ± cuarzo ± feldespato ± epi-doto que reemplaza a las venas de la zonaexterna y cortan a los hornfels en zonasdistales. La alteración más tardía y exter-

na está compuesta por albita Ab(96-98) ±epidoto ± cuarzo ± calcita ± titanita ±clorita ± pirita. La mineralización de hie-rro consiste en magnetita, hematita espe-cular y mushketovita. En el endoskarn, lamagnetita está en contacto y equilibriocon cuarzo, epidoto y anfíbol y en la zonainterna del exoskarn, con clinopiroxeno ±cuarzo. En los afloramientos con minera-lización de hierro de mayores dimensio-nes (hasta 32 x 4,5 m), la magnetita estáen equilibrio con epidoto ± cuarzo reem-plazando a las zonas internas del exos-karn. La hematita (o mushketovita) estáen equilibrio con epidoto ± cuarzo ± al-bita en cuerpos masivos (de hasta 4 x 1m) reemplazando a las zonas intermediasy en las posiciones más externas, está enequilibrio con actinolita ± cuarzo ± albi-ta ± epidoto (Pons et al. 2009).El plutón granítico y sus diques riolíticosformaron una aureola de hornfels de sóloescasos metros de extensión superpuestaa los hornfels previos y un skarn con zona-ción (endoskarn y exoskarn). El endoskarnconsiste en lentes y venas con granate ±cuarzo ± feldespato alcalino que reem-plazan al granito y a sus diques riolíticos;bandas y parches de escapolita (Me28-36)± albita ± piroxeno reemplazan a los di-ques y filones capa riolíticos distales. Elexoskarn consiste en: 1) una zona internade granate castaño ± clinopiroxeno ±cuarzo con abundante escapolita (Me28-

36); 2) una zona externa maciza de grana-te (Ad10,5-83,1Py0,72-1,4Grs89-15,49) ± clino-piroxeno (Di42,6-96Jo2,6-1,27Hd54,8-2,73); 4)una zona externa con venas de cuarzo +feldespato ± clinopiroxeno ± granate óescapolita ± clinopiroxeno (Di18.5-4,1Jo8,8-

2.2Hd74-93,7) que cortan a los hornfels; 5) lasparagénesis escapolita (Me25-36) ± ferro-actinolita ± pirita y mushketovita ± calci-ta rellenan venas y cavidades y reempla-zan a las alteraciones previas y 7) unaasociación tardía y más distal de clorita +calcita ± cuarzo ± epidoto ± pirita (Ponset al. 2009).

METODOLOGÍA

Se realizaron análisis microtermométri-

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cos de 269 inclusiones fluidas hospeda-das en varios minerales representativosde distintos estadios de formación de losskarns. Para tal fin se prepararon seccio-nes doblemente pulidas (30-100 µm deespesor). Estos análisis se realizaron en elDepartamento de Geología de la Univer-sidad Nacional del Sur, Bahía Blanca, conuna platina Linkam computarizada que

permite operar temperaturas entre -180a +600 C por una combinación de un sis-tema de enfriamiento por nitrógeno lí-quido y una resistencia para calentamien-to. La platina está instalada en un micros-copio petrográfico Olympus BX50 conoculares x10 y x25 y objetivo Leitz UTK50/0.63. Las inclusiones fluidas hospeda-das en granate y clinopiroxeno que pre-

sentaron temperaturas de homogeneiza-ción mayores a 550ºC, se midieron conuna platina Wetzlar Heating Stage 1350 yun sistema de control Heinzinger 16-30(que permite alcanzar temperaturas defusión silicática), en el Laboratorio de In-clusiones Fluidas y Metalogénesis del Cen-tro de Desenvolvimiento de TecnologíaNuclear (CDTN- CNEN), Belo Hori-

Modelo genético de los skarns de fe de Vegas Peladas, Mendoza.

Figura 1: a) Mapas de ubicación general del área de estudio; b) Mapa geológico local (modificado de Arrospide 1972) y de distribución de las alteracionesdel Distrito de Vegas Peladas. En el mismo se señala la ubicación de las muestras analizadas.

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zonte, Brasil. En primer lugar, se midie-ron los cambios de fases a temperaturasbajas para minimizar la posibilidad de de-crepitación de inclusiones fluidas y veri-ficar posibilidades de metaestabilidad. To-das las muestras fueron inicialmente en-friadas a -120ºC, luego lentamente calen-tadas para medir las temperaturas de laprimer fusión (Te) y de fusión final delhielo (Tm) (Roedder 1984, Shepherd et al.1985) y con ellas poder determinar la sa-linidad utilizando la ecuación de Bodnar(1992). En este estudio se emplearon lasTe teóricas determinadas por Borisenko(1977) y Crawford (1981). Se continuócon el calentamiento para determinar lastemperaturas de homogeneización líqui-do-vapor (ThL-V) y de fusión de los mi-nerales hijos (Tdh). Las salinidades de lasinclusiones con halita y silvita fueron de-terminadas a través de las temperaturasde disolución de estas sales usando el dia-grama de fases NaCl-KCl-H2O (Sterneret al. 1988). Para las inclusiones multisóli-das, el cálculo de salinidad se determinóen porcentaje en peso (%) de NaCl equi-valente (eq.) a partir de la temperatura dedisolución del último cristal hijo, utilizan-do la ecuación de Sterner et al. (1988).Los cálculos de las isocoras y la estima-ción de las presiones de entrampamientose realizaron a través del programa PVTX (Software Modelling for Fluid Inclus-ions,Linkam, Scientific Instrumens Ltd., 1995).Los análisis de los isótopos estables deoxígeno (δ18O), deuterio (δD), carbono(δ13C) y azufre (δ34S), se realizaron en elServicio de Isótopos Estables de la Uni-versidad de Salamanca. Se utilizó un es-pectrómetro de masas de fuente gaseosa,modelo SIRA-II, fabricado por VG-Iso-tech, equipado con cold finger, para análisisde muestras pequeñas y sistema múltiplede admisión de muestras. Los mineralesfueron separados en forma manual paraser sometidos posteriormente a la extrac-ción de gas a través de métodos conven-cionales (Clayton y Mayeda 1963). Las re-laciones isotópicas se expresan a travésde la notación convencional como valordelta por mil (δ ‰), con un error analíti-co de ± 0,8 por mil para δ18O, ± 1 por mil

para δD y ± 0,27 por mil para el δ34S. Losresultados de δ18O y δD se brindan en re-lación al estándar SMOW (estándar de lamedia del agua oceánica) y de δ34S y δ13Cen relación al estándar CDT (Troilita delmeteorito del Cañón del Diablo) y PDB(Belemnitella americana, de la FormaciónPeedee, Cretácico de Carolina del Sur),respectivamente.

ANALISIS DE LAS INCLU-SIONES FLUIDAS

Para su descripción se siguieron los crite-rios genéticos de clasificación de Roed-der (1984: primarias P, seudo-secundariasSS y secundarias S) y los de Nash (1976),basados en la composición de la inclu-sión fluida (IF) a temperatura ambiente.En las inclusiones fluidas saturadas, laidentificación de los distintos sólidos serealizó utilizando el criterio de Shepherdet al. (1985). De acuerdo a la composiciónde las inclusiones fluidas estudiadas(Nash 1976), se identificaron cinco tipos(Cuadro 1); ellos son: (I) bifásicas acuo-sas ricas en líquido; (II) bifásicas acuosasricas en vapor; (III) trifásicas; (IV) multi-sólidas (A y B) y (V) monofásicas de va-por.

Inclusiones fluidas en el sskkaarrnn de Feasociado al plutón diorítico Los cristales de cuarzo intersticiales de ladiorita y de la alteración de ortoclasa +cuarzo, hospedan numerosas inclusionesfluidas, pero sus tamaños reducidos (<10 µm) impidieron su análisis. En loshornfels, el cuarzo y el feldespato presen-tan un aspecto cribado debido a los múl-tiples trenes de inclusiones fluidas quelos atraviesan y que dificultan la determi-nación de sus orígenes. Las inclusionesfluidas se preservan también en variosminerales (granate, clinopiroxeno, cuar-zo, calcita) del skarn y sus tamaños sonmayores de 10 µm. Las inclusiones flui-das primarias en granate y en clinopiro-xeno (de las zonas interna, intermedia yexterna del exoskarn) son más abundantesque las secundarias. Sin embargo, las in-clusiones fluidas seudo-secundarias y se-

cundarias son más abundantes que lasprimarias en el cuarzo que acompaña aestos silicatos. Esto es coherente con elamplio rango de estabilidad del cuarzo,de allí que este mineral puede registrarlos eventos tempranos y los tardíos sinalterarse (Shepherd et al. 1985, Meinert etal. 2005).Cerca del contacto con la roca de caja, elcuarzo intersticial tanto del plutón diorí-tico como del granodiorítico, ha sido re-petidamente fracturado y presenta múlti-ples arreglos planares de inclusiones flui-das regulares (Fig. 2a, b). En estos trenesde inclusiones fluidas secundarias, co-existen inclusiones salinas (3 y 4 A-B)(entre los minerales hijos y sólidos se dis-tinguen halita ± silvita ± hematita ±FeCln; ver detalle en Fig. 2a) con inclusio-nes acuosas ricas en vapor (II > 40%) ymonofásicas de vapor (V).Zona interna del exoskarn. En el granate seidentificaron inclusiones fluidas prima-rias del tipo I, II, III, IV-A y V y otro gru-po tardío de inclusiones fluidas seudo-secundarias alineadas en microfracturasque atraviesan las zonas de crecimientodel cristal (Fig. 2e). Las inclusiones flui-das primarias III y IV-A presentan for-mas regulares, las inclusiones fluidas ri-cas en vapor (II-V) tienen formas arriño-nadas y algunas inclusiones del tipo Vpresentan formas tubulares con su alar-gamiento paralelo a las zonas de creci-miento del cristal. Entre los minerales hi-jos y sólidos hallados en las inclusionestrifásicas y multisólidas (S >50%), se iden-tificaron halita, silvita y hematita. Las in-

M. J. PONS, M. FRANCHINI , G. MAS Y F. J. RÍOS

I L + V L > 0,7II L + V V > 0,3III L + V + S L > 0,7IV-A L + V + Sn L > 0,7IV-B L + V + Sn V > 0,3V V 1

Tipos de IF Fases volumen volumen% líq./ % vaporvapor /líq.

CUADRO 1: Tipos de IF halladas en losminerales de los skarns de Fe asociados alplutón diorítico y al plutón granítico consus abreviaturas.

L = Líquido, V = Vapor, Sn = Sólidos

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clusiones fluidas pseudo-secundarias cla-sificadas como tipo I tienen menor tama-ño y formas muy variables.En el cuarzo intersticial de la paragénesisgranate ± cuarzo, las asociaciones de in-clusiones son más complejas pero se pu-dieron distinguir inclusiones fluidas pri-marias aisladas, de gran tamaño, seudo-secundarias y secundarias, éstas dos últi-mas asociadas a fracturas (Fig. 2d). En las

primarias y seudo-secundarias abundanlas inclusiones fluidas de tipo II, III, IV-A y V; los sólidos más frecuentes identi-ficados son halita ± silvita ± hematita ±FeCln. Hay inclusiones fluidas tipo IV-Aque contienen otros sólidos transparen-tes y opacos no identificados que com-primen y deforman la burbuja de gas(Fig. 2d). La mayoría de las inclusionesfluidas secundarias son bifásicas (I) con

F>90 %.En las inclusiones fluidas del granate semidieron Th a líquido superiores a 550ºC. Los cambios de fases durante el en-friamiento no se pudieron detectar debi-do al tamaño reducido de las inclusiones.Sin embargo, la presencia de cristales hi-jos y sólidos en algunas de ellas permitióasignarlas al sistema NaCl-KCl-óxidos dehierro-H2O, con salinidades variables y


Figura 2: Microfotografías de las asociaciones y tipos de inclusiones fluidas hospedadas en el cuarzo de las rocas ígneas a) muestra VpBx1 y detalle deuna inclusión fluida multisólida; b) muestra Vp27G; c) muestra Vp10 y d) en el cuarzo (muestra 2651) y e) en el granate de la zona interna del exoskarn(muestra 2651). Las líneas punteadas incluyen las inclusiones fluidas que pertenecen a una misma asociación. La ubicación de las muestras se presenta enla figura 1. Grt = granate; H = halita, Hm = hematina; Qtz = cuarzo; Sil = silvita; Sn = multisólidos.


Figura 3: Diagramas de fre-cuencia de inclusiones fluidasversus temperatura y salini-dad de los minerales de losexoskarns asociados a-h) a ladiorita (muestras 2651,2702B, Vp19U, Vp11, 2642) yi-j) al granito (muestra Vp24-C). Cal = calcita; Clpx = cli-nopiroxeno; Grt = granate;Qtz = cuarzo.

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comprendidas entre 39 y 41% NaCl eq.(Fig. 3a; Cuadro 2). Estas inclusiones sa-turadas (tipos III y IV-A) homogeneiza-ron a líquido por desaparición de la bur-buja de vapor.Algunas inclusiones fluidas primarias yseudo-secundarias de tipo III y IV-A enel cuarzo, homogeneizaron a líquido pordesaparición de la burbuja de vapor enun rango de Th comprendido entre 265-579°C. Otras inclusiones homogeneiza-ron por disolución del cristal de halita(Tdh) entre 324° y >550ºC y en dos in-clusiones las temperaturas de desapari-ción de la burbuja fueron iguales a lastemperaturas de disolución del cristal dehalita. Sólo tres inclusiones fluidas tipoII homogeneizaron a vapor: dos a los575ºC y una a los 320°C y presentan sali-nidades entre 39,7 y 67% NaCl eq. Deacuerdo a los cristales hijos y sólidos pre-sentes en las inclusiones fluidas satura-das se deduce que estos fluidos pertene-cen al sistema NaCl-KCl-FeCln-H2O yóxidos de hierro (Fig. 3b; Cuadro 2). Lasinclusiones fluidas secundarias trifásicas(III) homogeneizaron a temperaturascomprendidas entre 148° y 288ºC pordesaparición de la burbuja de vapor y pordisolución del cristal hijo (277°C), conuna salinidad de 36,5% NaCl eq. (Fig. 3a,

b; Cuadro 2). Una inclusiones fluidas bi-fásica (I) acuosa homogeneizó a vapor a282°C.Zona intermedia del exoskarn: Las inclusio-nes fluidas primarias son abundantes y seconcentran en los núcleos isótropos delos cristales de granate (Fig. 4a, b, c). Soninclusiones bifásicas (I), trifásicas (III), mul-tisólidas (tipo IV-A y B) y monofásicas ri-cas en vapor (V) de formas ovoides, irre-gulares y arriñonadas. Las multisólidas detipo IV-A son las más abundantes y lossólidos presentes (>50%) comprimen ala burbuja de vapor. Hay escasas inclusio-nes fluidas secundarias bifásicas (I). Lasinclusiones fluidas halladas en clinopiro-xeno son primarias, de formas regulares,multisólidas (IV-A y IV-B) y monofásicas(V) (Fig. 4d). Muchas de ellas se orientancon su alargamiento paralelo a los ladosdel cristal o líneas de clivaje. Los minera-les hijos y sólidos más frecuentes recono-cidos en las inclusiones de ambos mine-rales son halita ± silvita ± FeCln ± hema-tita.La mayoría de las inclusiones fluidas pri-marias alojadas en granate y en clinopiro-xeno de esta zona intermedia homoge-neizaron a líquido por disolución de hali-ta (Tds) y por la desaparición de la bur-buja de vapor (ThL) a temperaturas su-

periores a los 550ºC, como las inclusio-nes fluidas del granate de la zona interna,pero con salinidades bastante más altas(38 a > 70% NaCl eq.; Fig. 3c, d; Cuadro2). Un grupo de inclusiones fluidas seu-do-secundarias en el granate homogenei-zó a líquido a temperaturas inferiores(304° y 400°C). Muchas inclusiones flui-das seudo-secundarias y secundarias tipoI en granate homogeneizaron a líquidoen un rango de 180° a 268ºC y sus salini-dades fueron inferiores (7,8-23% NaCleq.) (Fig. 3c y d, Cuadro 2). Estas inclu-siones fluidas presentaron temperaturaseutécticas variables entre (-34° to -38°C)correspondientes a sistemas químicoscomplejos de H2O-FeCl2 (Te: -35°C), H2O-NaCl-FeCl2 (Te: -37°C), y H2O-Na2CO3-K2CO3 (Te: -37°C) (Borisenko 1977).Zona externa del exoskarn: El granate de lasvenas de granate ± clinopiroxeno (Fig.4e), contiene inclusiones fluidas bifásicasprimarias de tipo I y II, muchas con for-mas facetadas, y también inclusiones flui-das tipo III con cristal hijo de halita. Lacalcita intersticial y de las venillas quecortan al granate y al clinopiroxeno, pre-senta también excelentes inclusiones flui-das primarias bifásicas con formas trian-gulares y regulares (Fig. 4f).Las inclusiones fluidas primarias hospe-

Mineral * Qtz P-SS Grt P Grt SS Qtz S Grt P-SS Grt S Clpx P Grt P - Grt S Cal Qtz QtzSS venas venas

Temperaturas IFnúmero de IF 46 9 3 12 34 10 22 16 2 17 76 26media 412 >550 550 226 482 235 635 359,6 121,2 247,5 325,0 437mediana 386 >550 - 233 550 246 660 362 - 260 320 469moda 550 >550 - 281-300 550 240-260 660 >550 - 241-260 301-320 460-480desvío 97 0 - 53 103 27,5 63,6 125 - 37 38,0 77rango 265->579 >550 550 148-288 304->580 180-268 >580-670 216->550 113-130 165-315 215-486 289->550Salinidades IF número de IF 28 - 2 1 20 6 21 7 - 12 30 14media 45,3 - 39,8 36,5 52 17 67 26,7 - 10,9 31 38,8mediana 42,9 - - - 42 17,34 68,3 27,85 - 10,49 29 42,135moda 40,6 - 38-40 - 66,7-68 16-18 68 32-34 - 10 32,0 42-44desvío 7,13 - - - 15 5 4 6,05 - 1,75 2,5 5,4rango 39,7-66,7 - 39,1-40,6 36,5 38-68 7,8-23 52,8-70 19,5-34 - 8,4-13,5 24,3-48 30,3-45,3

Alteración Exoskarn asociado a la diorita Exoskarn asociado al granitoZona del exoskarn Interna Intermedia Externa Intermedia (retrógrado ) Externa

CUADRO 2: Resumen de los resultados de los análisis de IF hospedadas en los minerales del skarn de Fe asociado a la diorita y de lasIF hospedadas en el cuarzo del exoskarn vinculado al granito.

*ver referencias en figuras 2, 3 y 4

622

dadas en el granate homogeneizaron atemperaturas comprendidas entre 216° y>550ºC (ThL) y tiene salinidades entre19,5 y 34% (Fig. 3c, d; Cuadro 2). De esteamplio rango de ThL sólo las inclusionesfluidas con formas regulares de caras fa-cetadas son las que arrojaron las mayorestemperaturas de homogeneización. Lasinclusiones fluidas bifásicas presentanTe variables: -40°, -48° y -52ºC, corres-pondientes a sistemas de fluidos química-mente complejos tales como: H2O-NaCl -

FeCl2, H2O-CaCl2, H2O-MgCl2-CaCl2 yH2O-NaCl-CaCl2 (Borisenko 1977, Craw-ford 1981). En este granate también seidentificaron inclusiones fluidas secunda-rias tipo I que homogeneizaron a tempe-raturas más bajas (113-130°C).Alteración retrógrada-mineralización: El cuar-zo de la paragénesis epidoto ± mushke-tovita ± cuarzo ± albita que reemplaza ala zona intermedia de granate ± clinopi-roxeno, contiene alta densidad de inclu-siones fluidas diferentes. Son de tipo I,

II, III, IV-A y V, con cristales hijos de ha-lita ± silvita y menos común, sólidos deFeCln ± CO3=. Su disposición en trenesanastomosados dificulta las interpreta-ciones cronológicas y genéticas (Fig. 5a-d). En contacto con mushketovita, elcuarzo contiene inclusiones fluidas aline-adas junto con inclusiones sólidas de mi-nerales opacos (magnetita-hematita?).Las inclusiones fluidas en el cuarzo aso-ciado a la mineralización de hierro dieronrangos de Th y salinidades de 215-436ºC


Figura 4: Microfotografías de las inclusiones fluidas y/o asociaciones de inclusiones fluidas hospedadas en los minerales del exoskarn asociado a la dio-rita: a-b) en el granate, muestra 24-F; c) en el granate, muestra 2702B, d) en el clinopiroxeno, muestra 2702B; e) en el granate de las venas distales, muestra2642 y f) en la calcita de la alteración retrógrada tardía, muestra 2642. Mismos símbolos que en figuras 2 y 3.


y 24,3-48,5% NaCl eq., respectivamente(Figs.3e, f; Cuadro 2). Todas las inclusio-nes fluidas tipo I y la mayoría de las tipoIII y IV-A, homogenizaron a líquido. Enlas inclusiones fluidas saturadas, las tem-peraturas de disolución de los cristales hi-jos fueron inferiores a la Th de la burbu-ja de vapor (excepto en una inclusionesfluidas en la que Tdh>ThL). Seis inclu-siones fluidas tipo II espacialmente aso-ciadas a las anteriores homogenizaron avapor a temperaturas similares (320 y420ºC) (Fig. 3e; Cuadro 2). La composi-ción química de estas inclusiones fluidas(probablemente, NaCl-KCl-FeCln-H2O-CO3=, deducida por los sólidos recono-cidos) es similar a la definida para las in-clusiones fluidas alojadas en granate y cli-nopiroxeno. Sin embargo, es la primeravez que se detecta un cristal hijo carboná-tico y ausencia de sólidos opacos. Las Temedidas en varias inclusiones bifásicas sehallan entre -43° y -55ºC. Estas tempera-turas son similares a los eutécticos de lossistemas acuosos salinos H2O-CaCl2-ClK, y H2O-CaCl2 (Borisenko 1977). Lasdesviaciones de estas Te teóricas puedeobedecer a la presencia de otras sales

(NaCl, FeCl2 y Na2CO3).Las salinidades más bajas (8,4-13,51%NaCl eq.) de todo el sistema investigadose midieron en las inclusiones fluidas bi-fásicas primarias hospedadas en calcita(Fig. 4f) con rangos de Th variables entre165° y 315ºC (Figs. 3g, h; Cuadro 2). SusTe variaron entre -15° y -35ºC, este am-plio rango de temperaturas indica la pre-sencia de H2O-NaCl y KCl con propor-ciones variables de MgCl2 y FeCl2 (Bori-senko 1977).Las características de los fluidos hidroter-males que formaron las distintas zonasdel skarn de Fe se representan en el grá-fico de salinidades versus temperaturasde homogeneización finales (ThL o Tdh)de la figura 6a y b.

Inclusiones fluidas en el sskkaarrnn de Feasociado al plutón granítico En contacto con el exoskarn, el cuarzo delgranito también presenta varios trenes deinclusiones fluidas secundarias regularesde tipo I, II y III con cristal hijo de hali-ta (Fig. 2c).El clinopiroxeno de la zona interna degranate castaño ± clinopiroxeno ± cuar-

zo contiene inclusiones fluidas primariassaturadas y ricas en vapor, pero son muypequeñas para ser analizadas.El cuarzo de la paragénesis cuarzo + fel-despato ± clinopiroxeno ± granate de lasvenas de la zona distal del exoskarn, pre-senta abundantes y excelentes inclusionesfluidas primarias de tipo III, IV-A y V,con cristales hijos y sólidos de halita ±opaco (silvita) y, menos común, bifásicasde tipo I y II. Las inclusiones fluidas pri-marias tipo III y IV-A presentan salinida-des variables entre 30,3 y 45,3% NaCl eq.En la mayoría de estas inclusiones la bur-buja de vapor homogeneizó a líquido amayor temperatura que la fusión de loscristales hijos, con Th desde 289° a >550ºC. Las inclusiones fluidas tipo II ho-mogenizaron a líquido entre los 469° y >550°C (Fig. 3i, j; Cuadro 2). Dos inclusio-nes ricas en vapor asociadas con inclusio-nes fluidas saturadas, homogenizaron avapor a ~ 450°C y otras dos a ~550°C(Fig. 3i, j; Cuadro 2). Sobre la base de losminerales hijos y sólidos identificados,estos fluidos pertenecen al sistema H2O-NaCl-FeCln. En el diagrama de la figura 7se muestran las salinidades versus las

Figura 5: Micro-fotografías de lasasociaciones y tiposde inclusiones flui-das hospedas en elcuarzo de la altera-ción retrógrada queacompaña la menade hierro: a-b)muestra Vp19-U yc-d) muestra Vp11).

temperaturas de homogeneización medi-das en estas inclusiones.

Estimación de las temperaturas y laspresiones de entrampamientoSkarn de Fe asociado a la diorita: En el cuar-zo de la alteración retrógrada (epidoto ±mushketovita ± cuarzo ± albita) en equi-librio con la mineralización de hierro, lapresencia inclusiones fluidas salinas aso-ciadas espacialmente con inclusionesfluidas ricas en vapor que homogeneiza-ron a vapor a similares temperaturas(320° y 420ºC) que las inclusiones fluidassalinas, indican que la ebullición tuvo lu-gar probablemente durante la formacióndel cuarzo y de los óxidos de hierro. Porlo tanto, las temperaturas de los fluidosen ebullición variaron entre 320° y 420ºCy sus salinidades entre 24,3 y 41,6% NaCleq. Estas temperaturas de ebullición co-rresponden a presiones de vapor de 125a 325 bares (Figs. 3e, f; 5, a-d; Fig. 8).La máxima presión hidrostática de 325bares determinada para los fluidos res-

ponsables de la alteración retrógrada delskarn, corresponde a una profundidad deemplazamiento de al menos 3,5 km. Esprobable que las inclusiones fluidas en elcuarzo de la alteración retrógrada quemostraron evidencias de ebullición, ha-yan sido entrampadas en la curva líquido-vapor y por lo tanto sus temperaturas dehomogeneización son iguales a las tem-peraturas de entrampamiento. Sin embar-go, no se encontraron evidencias de ebu-llición en el resto de los silicatos cálcicos(granate, clinopiroxeno), hecho que su-giere que en los estadios iniciales de for-mación del skarn prevalecieron condicio-nes litostáticas. En condiciones litostáti-cas, suponiendo una profundidad de for-mación del skarn de 3,5 km (estimada apartir de los fluidos en ebullición) y unadensidad promedio para la columna ro-cosa sobreyacente de 2,7 gr/cm3, corres-ponde una presión litostática durante laformación del skarn temprano de 950 ba-res.Skarn asociado al granito: Las inclusiones

fluidas multifásicas (con salinidades de41 % NaCl eq.) y las inclusiones acuosasricas en vapor y monofásicas de vapor(V) en el cuarzo de las venas distales(cuarzo + feldespato ± clinopiroxeno ±granate), homogeneizaron a líquido y va-por, respectivamente, a similares tempe-raturas (~450°C y ~550°C). Se interpre-ta que estas inclusiones fluidas se forma-ron durante un proceso de inmiscibili-dad, por lo que este rango de temperatu-ras de homogeneización puede conside-rarse como temperaturas de entrampa-miento del fluido en la inclusiones flui-das, correspondiendo una presión litostá-tica de ~450 bares (Fig. 3i y j).

ISÓTOPOS ESTABLES

Los análisis de los isótopos estables se re-alizaron en los minerales del skarn asocia-do al plutón diorítico debido a que es demayor magnitud y hospeda la mineraliza-ción de hierro más importante del distri-to.


Muestra Mineral* Valores del Mineral Temperatura δ1000 ln α Mineral-fluido estimada °C

CUADRO 3: Valores de isótopos estables O, H, C y S de los minerales del plutón diorítico y del exoskarn asociado al plutón diorítico yde las aguas en equilibrio con estos minerales. También se muestran los factores de fraccionamiento y las referencias de las ecuacionesutilizadas para su cálculo.

*Act = actinolita, Bt = biotita, Cal = calcita, Ep = epidoto, Fe-parg = ferropargasita, Grt = granate, Mt = magnetita, Plg = plagioclasa, Py = pirita,

2685 Plg2685 Bt2653 -C Qtz2653 -C Ep2653 -C Ep2653- C Py2711-F Cal2642 Fe-parg2656-2 Act2656-2 Act2656-2 Act2684 Ep2684 Ep2684 Mt2692 Grt2692 Grt2692 Ep2692 Ep2692 Cal2702 Mt2704-C Qtz

δ18OSMOW δD SMOW δ13C PDB δ18OPDB δ34S SDT

Mineral Mineral Mineral Mineral Mineral 6,905,408,302,803,10 -92

4,111,728 -12,504 -18,6065,64,54,52,92,82,6-2,75,65,60,91,48,058 -9,332 -22,16608,2

Min Max

580 670380 450380 450380 450580 670180 268180 268180 268180 268380 450380 450380 450216 550216 550165 315165 315165 315380 450380 450

δ18OSMOW DSMOW34S SDT

13C PDB

T° Min T° Max T° Min T° Max T° Min T° Max T° Min T° Max

-1,3-2,52,11 1,2-0,2 -0,8-0,2 -0,8 -40 -44

0,94 0,761,76 1,3 -2,6 -2,41,03 -1,13,45 0,83,45 0,83,45 0,8-0,2 -0,8-0,2 -0,8-8 -7,5-1,6 -2,9-1,6 -2,95,56 0,75,56 0,712 5,4 0,92 -2,2-8 -7,54,91 3,7

Los minerales del skarn seleccionados so-bre los cuales se realizaron los análisis delδ18OSMOW fueron: 1) el cuarzo de altera-ción (ortoclasa + cuarzo) de la diorita(M. 2653-C); 2) epidoto del endoskarn(cuarzo ± epidoto ± anfíbol ± pirita, M.,2653-C); 3) granate de la zona externadel exoskarn (M. 2692); 4) epidoto, cuarzoy magnetita de la alteración retrógradasuperpuesta al exoskarn interno (M. 2684,2702 y 2704-C); 5) anfíbol de las venasexternas (M. 2653-3) y 6) epidoto y calci-ta de la alteración retrógrada tardía (M.2692). También se realizaron los análisisdel δD del epidoto y de δ34S de la piritaintersticial, ambos minerales del endos-karn (M. 2653-C), del δ13C de la calcita dela alteración retrógrada tardía (M. 2692) yδ13C de la calcita del mármol (M. 2711-F).La elevada proporción de inclusiones mi-crométricas de cuarzo, feldespato y clino-piroxeno en los cristales de granate de lazona interna e intermedia del exoskarn,impidió la separación manual de este sili-cato cálcico y su posterior análisis. Los

resultados de los análisis realizados semuestran en la cuadro 3.Para comparar, también se analizaron losisótopos del oxígeno de la biotita y de laplagioclasa del plutón diorítico (M.2685).

Composición del agua y termometríaSe obtuvo la temperatura (638°C) deequilibrio isotópico entre los mineralesígneos de la diorita -plagioclasa (anortita)y biotita- utilizando la ecuación de Zheng(1993a) (Cuadro 3). Los cálculos de tem-peraturas realizados con el par mineralepidoto-magnetita (569-634°C) (Zheng1993b, Zheng 1991, Zheng y Simon1991, Cole et al. 2004) de las zona retró-grada del exoskarn, dieron valores extre-madamente altos, indicando que estosminerales no alcanzaron a equilibrarseisotópicamente (Cuadro 3). Para el parcalcita-epidoto, no se cuentan con los da-tos termodinámicos apropiados para ob-tener resultados de temperaturas.Las composiciones isotópicas (δ18O, δD,

δ13C y δ34S) del agua en equilibrio con losminerales analizados fueron calculadasusando los rangos de temperaturas esti-madas a partir de los datos de las inclu-siones fluidas. Las temperaturas de for-mación usadas para el cálculo de los va-lores isotópicos de los fluidos en equili-brio con magnetita, epidoto y cuarzo dela zona interna del exoskarn, se estimaroncombinando las temperaturas de las in-clusiones fluidas del cuarzo (granate ±cuarzo) y el límite inferior de la estabili-dad de la andradita establecido para unsistema similar (380°-450°C; Bowman1998). Teniendo en cuenta que la altera-ción rica en anfíbol y mushketovita se su-perpone a las zonas de granate ± clinopi-roxeno y a los hornfels en posiciones dis-tales, se estimó que sus temperaturas mí-nimas de formación fueron semejantes alas temperaturas de homogeneización delas inclusiones fluidas secundarias de laszonas intermedias de granate ± clinopi-roxeno (180-268°C). En el caso del epi-doto de la paragénesis feldespato ± epi-


δ18OSMOW δDSMOW13C PDB

34S SDT

T° Min T° Max T° Min T° Max T° Min T° Max T° Min T° Max8,207,936,19 7,102,97 3,573,27 3,87 -51,9 -47,9

3,16 3,349,968 10,45 -9,864 -10,14,57 6,691,05 3,671,05 3,67-0,55 2,072,97 3,572,77 3,375,28 4,817,23 8,537,23 8,53-4,66 0,19-4,16 0,69-3,90 2,68 -10,25 -7,177,98 7,513,29 4,52

638 Zheng, 1993a. 638 Zheng, 1993b.

Sharp y Kirschner, 1994. Zheng, 1993b. Zheng,, 1993b; Graham, et al., 1980; Chacko et al., 1999.Ohmoto y Rye., 1979. Zheng, 1999;.Ohmoto y Rye, 1979; Bottinga, 1969. Zheng, 1993b. Zheng, 1993b. Zheng, 1993b. Zheng, 1993b.

634-569 Zheng,, 1993b. 634-569 Zheng, 1993b. 634-569 Cole, et al., 2004; Zheng, 1991; Zheng y Simon, 1991.

Zheng, 1993a. Zheng, 1993a.

- Zheng, 1993b.- Zheng, 1993b. - Zheng, 1999; Ohmoto y Rye, 1979; Bottinga, 1969.- Cole, et al., 2004; Zheng, 1991; Zheng y Simon, 1991

Zheng, 1993a.

Muestra Valores del Fluido T°C Ecuación utilizadacalculada

Qtz = cuarzo.

268526852653 -C2653 -C2653 -C2653- C2711-F26422656-22656-22656-22684268426842692269226922692269227022704-C

(Continuación)

626

doto ± cuarzo ± calcita ± titanita ± clo-rita ± pirita, se asumieron como tempe-ratura de formación las de las inclusionesfluidas primarias (165-315°C) en la calci-ta que está en equilibrio con este mineral.No hay registros de temperaturas míni-mas de formación para el epidoto y la pi-rita del endoskarn, ni para la calcita delmármol. Los cálculos de los valores deδ18O, δD, δ34S y δ13C del fluido en equili-brio con el epidoto y la pirita se realiza-ron con las temperaturas de formación(380-450°C) usadas para la magnetita y elepidoto de la zona interna del exoskarn.Para la calcita del mármol, se utilizaronlas temperaturas de formación del exos-karn progradante (580-670°C).Los valores δ18O del agua en equilibriocon el cuarzo y el epidoto de la alteraciónde la diorita son 6,2-7,1 y 2,97-3,87‰,respectivamente. Los valores de δD yδ34S del agua en equilibrio con el epidotoy la pirita del endoskarn son -51,9 a -47,9‰ y 3,2 a 3,3‰, respectivamente.Para el agua en equilibrio con el granatede las venas de la zona externa del exos-karn se determinaron valores δ18O de 7,2a 8,5‰. Para el agua en equilibrio conepidoto + magnetita ± cuarzo de la zonainterna del exoskarn, los valores δ18O son2,8 a 3,6‰ para el epidoto, 3,3 a 4,5‰para el cuarzo y 4,8 a 7,9 para la magne-tita. Los valores de δ18O del agua en equi-librio con los anfíboles de la alteraciónretrógrada (venas) son: 4,57-6,69‰ parala ferropargasita y -0,55 a 3,67‰ para laactinolita. Los valores δ18O del agua enequilibrio con los minerales retrógradostardíos son: -4,66 a 0,19‰ para el epido-to y -3,9 a 2,68‰ para la calcita. El valorδ18O del agua en equilibrio con la calcitadel mármol es 9,9-10,45‰. Los valoresde δ13C para el agua en equilibrio con lacalcita de la paragénesis tardía varían en-tre -10,25 y -7,7‰ y para la calcita delmármol, entre -9,86 y -10,1‰.Los valores de δ18OSMOW y δDSMOW delas aguas meteóricas locales se obtuvie-ron de la página web www.Water,Isoto-pes.org, para las coordenadas geográficaspromedio de 35,5° S y 69,93° O y altitu-des variables entre 2600 y 3100 m s.n.m.,

y corresponden a δ18O SMOW de -9.23 a -10.19‰ y δDSMOW de -55.94 a -63.05‰,respectivamente.

DISCUSIÓN

De acuerdo con las asociaciones de inclu-siones fluidas descriptas previamente, enel cuarzo de la diorita coexisten inclusio-nes fluidas polifásicas (III, IV) con inclu-siones acuosas ricas en vapor y monofá-sicas de vapor (V). También en granate,clinopiroxeno y cuarzo de las zonas inter-na e intermedia del exoskarn coexistenambos tipos de inclusiones fluidas prima-rias. La asociación de estas inclusionesfluidas primarias en minerales formadosdurante el estadio inicial de la formacióndel skarn progradante y también en elcuarzo de la roca ígnea, se interpreta co-mo el resultado de la desmezcla de flui-dos magmáticos de salinidad baja a mo-derada (6-8% en peso NaCl eq.) que ex-solvieron de la diorita, en un fluido sali-no y en vapor de baja densidad (Burn-ham 1979, Cline y Bodnar 1991, Bodnar1995). Este proceso de desmezcla co-múnmente se produce en los estadios ini-ciales de alteración de los pórfidos de Cu,dando lugar a la alteración potásica (He-denquist et al. 1998) y en los primeros es-tadios de formación de los depósitos enskarns y origina las zonas progradantesdel skarn (Meinert et al. 1997). Sucedecuando a una determinada profundidad ytemperatura, los fluidos hidrotermales deorigen magmático, interceptan la curvadel solvus (Fournier 1999). En el caso deVegas Peladas, las temperaturas de losfluidos iniciales de ~670°C y las presio-nes estimadas de 950 bares, indicaríanque este proceso de inmiscibilidad tuvolugar a profundidades de 3,5 km y bajocondiciones litostáticas. En el diagramade temperaturas versus salinidades de lafigura 6b, se han dibujado las poblacionesde inclusiones fluidas ricas en vapor a lasque se les han asignado tentativamentelas temperaturas medidas en las inclusio-nes fluidas multisólidas asociadas a ellas(en silicatos de las zonas interna e inter-media del exoskarn), pero en el sector de

salinidades bajas dado que representaríanal vapor separado del fluido.Las diferencias en las temperaturas y lassalinidades de las inclusiones fluidas enla zona interna de granate ± cuarzo conrespecto a las medidas en las inclusionesfluidas de la zona intermedia de granate± clinopiroxeno, indicarían variacioneslocales en los fluidos exsueltos del plutóndiorítico. Sin embargo, en ambos casosestas inclusiones fluidas registraron losfluidos de la etapa inicial de formacióndel skarn (fluidos pre-mineralización dehierro) y tienen similares característicasen cuanto al origen (por inmiscibilidad defluidos magmáticos en fluidos salinos +vapor) y a la composición química (NaCl± KCl ± FeCln ± hematita). Las inclusio-nes salinas (trifásicas, multisólidas) aloja-das en el cuarzo de la zona interna y enlos silicatos de la zona intermedia (grana-te, clinopiroxeno) han sido agrupadas entres poblaciones según homogeneizaronpor la desaparición de la burbuja de va-por (Th), por la disolución del cristal hijode halita (Tdh) o por la desaparición deambos al mismo tiempo (Th=Tdh). Estecomportamiento sugiere diferentes con-diciones de temperatura y / o presión du-rante el entrampamiento de los fluidosen las inclusiones. Los trabajos experi-mentales realizados en otros sistemas hi-drotermales (remitirse a Cline y Bodnar1994, pp. 1795-1796), han demostradoque las inclusiones fluidas salinas que ho-mogeneizan por disolución de la halita ypor la disolución y desaparición simultá-nea de la halita y de la burbuja de vapor,entramparon: a) fluidos salinos directa-mente exsueltos del plutón, en ausenciade vapor y a elevadas presiones, ó b) flui-dos salinos que se originaron por inmis-cibilidad y que fueron objeto de una dis-minución isobárica considerable de latemperatura ó bien disminución de latemperatura acompañada de un aumentode la presión, previo a su entrampamien-to.De acuerdo con lo planteado en párrafosprevios, en el sistema investigado hay evi-dencias del origen de los fluidos salinospor inmiscibilidad a elevadas temperatu-


627

ras (580-670°C; Fig. 6b, trayectoria 1). Ladisminución isobárica de la temperaturade estos fluidos tempranos al interactuarcon la roca de caja dúctil, quedó registra-da en las inclusiones fluidas del cuarzode la zona interna del exoskarn (Fig. 6b,trayectoria 2). Estas inclusiones fluidastienen similares salinidades pero diferen-cias en las Th finales de hasta ~ 250°C(Fig. 6b, trayectoria 2). La continua exso-lución de volátiles del magma y el selladode los conductos y cavidades (disoluciónprevia de carbonatos, ver ejemplos enMeinert et al. (1997) y Franchini et al.(2000) de circulación de los fluidos por laprecipitación de los silicatos (con magne-tita; clinopiroxeno+ magnetita + cuarzo)en un ambiente aún dúctil (> 400°C T;Fournier 1999) también provocó el au-mento de la presión (sobrepresiones lo-

cales) y consecuente salinidad de los flui-dos, tal como quedó registrado en las in-clusiones fluidas del clinopiroxeno y delgranate de la zona intermedia del exos-karn, con diferencias en las salinidades de5 a 20% NaCl eq. (Fig. 6b, trayectoria 3)Los valores δ18O calculados para el aguaen equilibrio con el granate (7,2 a 8,5‰)y con la magnetita (4,8 a 7,9‰) son simi-lares a los valores δ18O de los fluidosmagmáticos (Taylor 1986, Meinert et al.2003) (Fig. 9).Las sobrepresiones ocasionaron el frac-turamiento del exoskarn y la ebullición delfluido, la disminución de la temperatura yprecipitación de los minerales. Esta com-pleja historia de exsolución de fluidosmagmáticos cuyas T y P fluctuaron entreun sistema cerrado y abierto, quedaronregistradas en las inclusiones fluidas alo-

jadas en el cuarzo de las zonas interna eintermedia. La población de inclusionesfluidas en el cuarzo asociado a la minera-lización de hierro proviene de dos mues-tras localizadas en la zona intermedia delexoskarn. En ambas muestras hay regis-tros de los siguientes procesos y cambiosfísico-químicos de los fluidos: a) sobre-presiones, con disminución de tempera-turas y aumentos de presión (Fig. 6b, tra-yectoria 3), b) ebullición de los fluidos,con la disminución de la temperatura (yde la presión) y el incremento de la salini-dad (Fig. 6b, trayectoria 4), c) enfriamien-to, con la disminución de la temperaturay d) mezcla con fluidos externos, con ladisminución de la temperatura y de la sa-linidad (Fig. 6b, trayectoria 5 ). Estas in-clusiones fluidas contienen carbonatosademás de las sales y opacos presentes en


Figura 6: Diagrama de salinidad versus temperatura de homogeneización (final) de los distintos tipos de inclusiones fluidas hospedadas en los mineralesdel exoskarn asociado al plutón diorítico (ver discusión). Los números 1 a 6 indican cronológicamente la sucesión de los cambios fisicoquímicos y procesosque tuvieron lugar en el sistema hidrotermal. Ab = albita; Ep = epidoto; Msh = mushketovita. Para las referencias de los símbolos restantes, ver figuras 2,3 y 4.


las inclusiones fluidas de los silicatostempranos. Los valores δ18O (~4,57-6,69‰) del fluido en equilibrio con la ferro-pargasita se encuentran entre los valoresobtenidos para los minerales progradan-tes y para los retrógrados (Fig. 9). Esteanfíbol, que no está en contacto con lahematita y reemplaza al clinopiroxeno dela zona distal del exoskarn, es más rico en

Al tetraédrico, Ti y Fe que el anfíbol cál-cico de las venas más externas (Pons et al.2009). Estos datos isotópicos, texturalesy químicos indican que la ferropargasitaes temprana entre los minerales de las pa-ragénesis retrógradas (formada a mayortemperatura y/o presión, Hammarstromy Zen 1986, Anderson y Smith 1995).La tendencia hacia valores de δ18O másbajos que los anteriores en el fluido enequilibrio con el epidoto (2,8 a 3,6‰),con el cuarzo (3,3 a 4,5‰) y con la acti-nolita (-0,55 a -3,67‰) de estas zonas re-trógradas, puede obedecer a la disminu-ción de la temperatura luego de la ebulli-ción y/o a la mezcla parcial con aguasmeteóricas (Fig. 9). También el empobre-cimiento de elementos de tierras raras(ETR) totales observado en la zona deanfíboles (actinolita-ferropargasita) ± he-matita (o mushketovita) ± cuarzo ± fel-despato ± epidoto (Pons et al. 2009), su-giere la dilución gradual de las tierras ra-ras de los silicatos progradantes por flui-dos mezclados con aguas meteóricas. Es-tas últimas pudieron haberse enriquecidoen δ18O por la interacción con la roca íg-

nea, proceso muy común que acompañala circulación hidrotermal alrededor delos intrusivos ígneos (Taylor 1986).La población de inclusiones fluidas ana-lizadas en el granate de las venas de gra-nate ± clinopiroxeno externas, presentanun amplio rango de temperaturas y salini-dades y puede separarse en dos grupos:a) inclusiones con Th y salinidades altas ycomposiciones similares a las inclusionesfluidas registradas en las zonas internade granate ± cuarzo e intermedia de gra-nate ± clinopiroxeno e b) inclusionesacuosas salinas con menores Th que con-tienen CaCl2 y posiblemente MgCl2, ade-más de otras sales. Este último grupo deinclusiones parece haber registrado flui-dos con diferentes composiciones quími-cas y probablemente con diferentes orí-genes (Fig. 6a, b). Sin embargo, el valorde δ18O (7,2-8,5‰) del agua en equilibriocon el granate de estas venas externas essimilar al de un fluido de origen magmá-tico (Taylor 1986, Meinert et al. 2003)(Fig. 9). Estas inclusiones se alinean enun tren con la población de inclusionesfluidas analizadas en la calcita del estadiotardío y distal de la alteración retrógrada,que corresponde al sector de Th (165-315°C) y salinidades (8,4-13,51% de NaCl eq.) más bajas (Fig. 6b, trayectoria 6).Los valores δ18O registrados para el aguaen equilibrio con el epidoto tardío (-4,66a -0,19‰) y con la calcita (-3,9 a 2,68‰),sugieren la mezcla y dilución de los flui-dos magmáticos con aguas meteóricas(con dominio de las últimas) (Fig. 9) du-rante el enfriamiento y el colapso del sis-tema hidrotermal (Bowman 1998, Four-nier 1999, Meinert et al. 2005).Los datos isotópicos (con δ18O entre 3,2y 3,3‰) del agua en equilibrio con el epi-doto del endoskarn, indican que esta zonase formó bajo similares condiciones físi-co-químicas que el epidoto, el cuarzo y laactinolita de las zonas retrógradas delexoskarn (Fig. 9). En la etapa retrógradade un ciclo, las zonas externas inician sucolapso hacia el interior del sistema, enuna secuencia inversa a la que siguen laszonas progradantes durante su forma-ción (Einaudi et al. 1981, Meinert et al.

Figura 7: Diagrama de salinidad versustemperatura de homogeneización de losdistintos tipos de inclusiones fluidas hos-pedadas en el cuarzo del exoskarn asocia-do al plutón granítico.

Figura 8: Diagrama de presión versus tempera-tura que ilustra las condiciones de entrampa-miento de las inclusiones fluidas salinas y ricasen vapor del cuarzo de la alteración retrógradaasociada al pluton diorítico.


2005). En el skarn de Vegas Peladas esprobable que los fluidos que generaronlas zonas retrógradas hayan invadido elcorazón del sistema hidrotermal, alteran-do la diorita y esto explicaría las similitu-des isotópicas entre el epidoto del endo-skarn y los minerales retrógrados del exo-skarn. Si bien no hay datos de inclusionesfluidas o de isótopos estables para las ve-nas y venillas de la paragénesis anfíbol ±cuarzo ± magnetita ± epidoto ± feldes-pato alcalino del endoskarn, su yacencia ta-pizando las paredes de diaclasas, fractu-ras y los stockwork de magnetita, sugieresimilares condiciones de formación queel endoskarn de epidoto.Los valores δ18O (9,9-10,45‰) y δ13C (-9,86 a -10,1‰) de los fluidos en equili-brio con la calcita del mármol son meno-res que los valores en equilibrio con uncarbonato de origen marino (δ18O >21‰y δ13C >1‰). Esto podría obedecer al in-tercambio isotópico entre la calcita y elgrafito presente en la Formación Cala-

bozo (Dessanti 1973, 1978) durante elmetamorfismo termal (Bowman 1998).Otra posible causa podría ser el inter-cambio isotópico entre la roca de caja ylos fluidos magmáticos con diferenteconcentración de CO2 (Bowman 1998).

Condiciones redox y composición delos fluidos hidrotermales La mineralogía de las alteraciones des-criptas previamente permite inferir lascondiciones redox de estos fluidos y suscomposiciones. El granate es el silicatocálcico anhidro más abundante en elskarn y las diferencias en su composiciónquímica, señalan mayores concentracio-nes de hierro hacia las zonas externas delexoskarn y condiciones de alta fugacidadde oxígeno. También otras característicasdel skarn de Fe indican un ambiente quí-mico (fluido y protolito) en el que impe-raron condiciones de alta fugacidad deloxígeno y la precipitación cada vez másabundante del hierro con la disminución

de la temperatura (Einaudi et al. 1981,Rollinson 1993, Meinert et al. 2005): lapresencia de cuerpos masivos de magne-tita en las zonas internas del exoskarn enasociación con epidoto y de hematita hi-pogénica (mushketovita) en las zonasmás externas del exoskarn, en asociacióncon los minerales hidratados epidoto yactinolita, y las anomalías positivas de Euregistradas en los patrones de tierras ra-ras (Pons et al. 2009) de las zonas con al-teración retrógrada.La mayoría de los silicatos son ricos enCa (clinopiroxenos, andradita, anfíbolesCa, epidoto, calcita, titanita), indicandoalta actividad del Ca en los fluidos duran-te la formación del skarn. Sin embargo, elCa y las fases sólidas carbonáticas no fue-ron encontrados en los fluidos de los mi-nerales tempranos, recién se detectaronen los minerales del estadio de alteraciónretrógrada vinculados a la mineralizaciónde Fe. Esto probablemente obedezca a laapertura del sistema con la consecuente

Figura 9: Diagrama de temperatura versus δ18OSMOW del fluido en equilibrio con los distintos minerales del exoskarn asociado al plutón diorítico (véasetexto).

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disminución de la presión y mezcla conaguas de formación en equilibrio isotópi-co con el carbonato de la caliza (tambiénincorporación del Ca disuelto previa-mente de la caliza y no incorporado en laestructura de los silicatos anhidros), talcomo se explicó en párrafos previos. Lapresencia de carbonatos acompañandolas paragénesis retrógradas sugiere un in-cremento de la XCO2 y de la actividaddel Ca en el fluido desde el estadio pro-gradante (donde la ausencia de CO2 líqui-do en las inclusiones fluidas indica XCO2< 0,1) al estadio retrógrado tardío.Este skarn presenta muy bajas concentra-ciones de sulfuros (1%). La presencia demagnetita u otra fase rica en hierro en losfluidos es de crítica importancia al anali-zar esta variable porque los óxidos dehierro tienden a inhibir la fS2, dando lu-gar a fluidos salinos muy deficientes encomplejos con el azufre elemental (Hem-ley et al. 1992). La escasa pirita está en laszonas distales del skarn y en el endoskarnacompañando a minerales retrógradostardíos, pero el valor del 34S (3,2-3,3‰)de la pirita del endoskarn indica que pro-viene del magma (Hoef 1987). El S debiópermanecer en solución hasta que preci-pitaron los óxidos de Fe y luego, a menor

temperatura, precipitó como pirita.

Cambios físico-químicos y condicio-nes que favorecieron la precipitacióndel hierroLos fluidos salinos iniciales que forma-ron el skarn progradante, no depositaronlas concentraciones más importantes dehierro, si bien la presencia de hematita ycloruros de Fe en las inclusiones fluidas ,las altas salinidades (hasta 70% NaCl eq.)y altas temperaturas de estos fluidos (has-ta 670°C Th final), claramente señalanque fueron capaces de transportar abun-dante hierro en solución (Figs. 6 y 10;Hemley et al. 1992, Hemley y Hunt 1992).La disminución isobárica de la tempera-tura de estos fluidos salinos durante laformación de la zona interna del exoskarnpudo haber ocasionado la precipitaciónlocalizada de magnetita en equilibrio conclinopiroxeno diopsídico (Hemley et al.1992).Luego de la sobrepresión en el sistema, elfracturamiento hidráulico de las rocas y laebullición de los fluidos (condiciones depresión hidrostática), precipitaron mag-netita masivamente en la zona interna delexoskarn y en venas y diaclasas del endos-karn y hematita en las zonas intermedias

y externas del exoskarn. Sin embargo, deacuerdo con lo establecido en los párra-fos previos, en el sistema hidrotermal seprodujeron otros cambios físico-quími-cos, además de la disminución de la pre-sión, que pudieron haber ocasionado laprecipitación masiva de los óxidos dehierro, ellos son: a) disminución de latemperatura, b) pérdidas de volátiles, c)variaciones del pH o de la fugacidad deloxígeno, d) dilución, o e) la combinaciónde ellos. En los párrafos siguientes seanalizan cada una de estas variables.Las inclusiones fluidas del cuarzo asocia-do a la mena de hierro, registraron la ebu-llición de fluidos salinos (23-41,6% NaCleq.) a temperaturas variables entre 320° y420°C, correspondiendo a presiones hi-drostáticas de 125 a 325 bares. En el dia-grama experimental de solubilidad del Feversus temperatura (Fig. 10; Hemley et al.1992), se puede analizar la influencia quetuvieron estos cambios de P y T en la so-lubilidad del Fe durante la ebullición. Atemperatura constante (p. ej. 400ºC) unadisminución de la presión desde 1 kb a0,5 kb (valores similares al sistema inves-tigado de 0,95 a 0,32 kb), aumentaría lasolubilidad del Fe de ~ 657 a ~ 2760ppm. Inversamente, a presión constante(p. ej. 1 kb), la disminución de la tempe-ratura desde 670°C al rango de ebullición(420°-320°C), provocaría una disminu-ción mucho mayor de la solubilidad delFe (de >15000 ppm a ~ 657 ppm) que suincremento por la disminución de la pre-sión.En el sistema hidrotermal de Vegas Pe-ladas hay un tren evolutivo hacia fluidostardíos con menores temperaturas y sali-nidades (Fig. 6b), es decir, con menorconcentración de cloruros en ellos. Unaexcepción se dio durante la ebullición,con la separación de una fase vapor (a320-420°C) y otra líquida que produjo elaumento de la salinidad (concentraciónde cloruros) en la fase líquida, lo que ha-bría favorecido que el hierro permanezcaen solución (Hemley et al. 1992). Sin em-bargo la ebullición debió haber ocasiona-do una gran cantidad de volátiles que es-caparon del sistema, una disminución de


Figura 10: Gráfico de solubilidad versus temperatura donde se representan las curvas de solubilidaddel Fe (modificado de Hemley et al. 1992). Se señalan las condiciones (P-T) de los fluidos hidroterma-les que formaron las zonas progradantes del skarn (condiciones iniciales) y de los fluidos que precipi-taron la mena de hierro (condiciones de ebullición) en el skarn asociado a la diorita.


la masa del líquido y probablemente unaumento del pH. Por lo tanto, en térmi-nos generales este proceso favorecería laprecipitación del hierro (Hemley et al.1992).La mezcla del fluido salino con aguas deformación (en equilibrio con el carbona-to) registrada en este estadio retrógrado,ocasionó cambios en la composición delfluido (sales de CaCl2 y CaCO3 identifica-das por primera vez) que también generóel aumento del pH. La mezcla parcial delfluido con aguas meteóricas es otro delos procesos ocurridos en el sistema in-vestigado que favorecería la precipitacióndel Fe al provocar la dilución y el enfria-miento del sistema (Hemley et al. 1992).De acuerdo con lo analizado en párrafosprevios, la fugacidad del oxígeno perma-neció alta durante la evolución del siste-ma hidrotermal. Por lo tanto, si hubo pe-queñas fluctuaciones en la condicionesredox, éstas no debieron influir en la pre-cipitación de los óxidos de hierro comotampoco en la distribución de sus varie-dades: la yacencia de magnetita en el en-doskarn y zona interna del exoskarn y dehematita (especular) en las zonas inter-media y externa del exoskarn, probable-mente también sea consecuencia de ladisminución de la temperatura, más quede variaciones en la fugacidad de oxígeno(Ohmoto 2003).

Características de los fluidos hidro-termales del plutón granítico Los cristales de cuarzo del plutón graníti-co y de las venas (cuarzo + feldespato ±clinopiroxeno ± granate) del estadio pro-gradante del skarn, hospedan inclusionesfluidas multisólidas (>30% NaCl eq.)asociadas a inclusiones acuosas ricas envapor y monofásicas de vapor. Las inclu-siones fluidas multisólidas homogeneiza-ron a temperaturas moderadas a altas(>340°C). Del mismo modo que en elsistema anterior, esta asociación de inclu-siones fluidas indica que los fluidos seoriginaron por la desmezcla de fluidosmagmáticos de baja salinidad (<8 % enpeso NaCl eq.) que exsolvieron del grani-to (Fig. 7). La coexistencia de dos pobla-

ciones de inclusiones fluidas que homo-geneizaron por disolución del cristal dehalita y por desaparición de la burbuja devapor, respectivamente (Fig.7), sugiereque los fluidos fueron objeto de una dis-minución isobárica considerable de latemperatura ó bien disminución de latemperatura acompañada de un aumentode la presión, previo a su entrampamien-to (Cline y Bodnar 1994).Con estas altas temperaturas y salinida-des los fluidos pudieron reaccionar conlos minerales de hierro del skarn previo,disolverlos, incorporar el Fe y transpor-tarlo en solución (Hemley et al. 1992)(Fig. 7). La presencia de mushketovitajunto a calcita en las venas tardías de la al-teración retrógrada indica que el enfria-miento también fue un factor importanteen la precipitación del hierro (Hemley etal. 1992).La composición de los minerales delskarn progradante ricos en albita, escapo-lita marialítica, granate (Ad38-100) y cli-nopiroxeno (Di24-100) que reemplazan a laroca ígnea, al mármol y a los hornfels pre-vios, indican que los fluidos que exsolvie-ron de este cuerpo fueron ricos en Cl,Na, Fe y Mg y que dominaron condicio-nes de alta fugacidad de oxígeno (Mei-nert et al. 2005). Esto es coherente conlas composiciones de las inclusiones flui-das salinas analizadas (en las venas decuarzo + feldespato ± clinopiroxeno ±granate), que contienen cristales de hali-ta, hematita y fases sólidas opacas. La pa-ragénesis escapolita (Me25-36) ± ferroacti-nolita ± pirita indica el inicio de la altera-ción retrógrada probablemente con ladisminución de la temperatura de losfluidos (Meinert et al. 2005, Bowman1998) que continuó con el relleno de in-tersticios y venas tardías por las paragé-nesis mushketovita ± calcita y clorita +calcita ± cuarzo ± epidoto ± pirita.

CONCLUSIONES

Este estudio pone de manifiesto la pre-sencia y sucesión de diferentes clases defluidos y trenes evolutivos en el sistemamagmático-hidrotermal de Vegas Pela-

das.Las observaciones geológicas combina-das con los datos microtermométricos ylos resultados isotópicos permiten pro-poner el siguiente modelo genético de losskarns de Fe Vegas Peladas (Fig.11).Aproximadamente a 3,5 km de profundi-dad, bajo presiones litostáticas de 950 ba-res, fluidos magmáticos de salinidad bajaa moderada (6-8 % en peso NaCl eq.) yaltas temperaturas (~670°C) exsolvierondel plutón diorítico que estaba cristali-zando y se separaron (inmiscibilidad) enfluidos salinos ricos en NaCl ± KCl ±FeCln ± hematita y en vapor de baja den-sidad. Bajo estas condiciones de presióny temperatura elevadas, los fluidos hidro-termales se filtraron hacia arriba y haciaafuera del cuerpo ígneo aún no solidifica-do completamente (comportamiento dúc-til), reaccionando con los protolitos sedi-mentarios y formando el exoskarn (670-400°C). La zonación mineralógica delexoskarn, refleja diferencias en la solubili-dad de los elementos químicos (Si >Mg,Fe >Al) en el fluido hidrotermal (Fig.11c). Estos fluidos salinos tempranos re-accionaron con la roca de caja dúctil for-mando la zona interna del exoskarn, pro-ceso que generó la reducción isobárica desus temperaturas (de hasta ~ 250°C) yprecipitación de magnetita. La exsolu-ción continua de volátiles del magma y elsellado de las cavidades y los conductosde circulación de los fluidos por la preci-pitación de los silicatos (con escasa mag-netita), provocaron el aumento de la pre-sión en los fluidos que excedieron lascondiciones litostáticas. Estas sobrepre-siones ocasionaron el fracturamiento delas rocas y del exoskarn, perturbando elrégimen de presión y temperatura, indu-ciendo a la ebullición local del fluido y alcambio a presiones hidrostáticas (325-125 bares). Bajo estas nuevas condicionesde presión hidrostática, el comporta-miento frágil de las rocas aumentó elfracturamiento y la permeabilidad, per-mitiendo el ingreso de fluidos externos(aguas de formación probablemente enri-quecidas en δ18O derivadas de la secuen-cia sedimentaria local y escasa agua mete-

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órica) al sistema hidrotermal. Las aguasexternas se mezclaron con los fluidos

magmáticos a medida que se enfriaban(420° a <320°C). Estas condiciones pro-

vocaron la inestabilidad de los silicatosdel exoskarn ya formado y el inicio de su


Figura 11: Esquema de la evolución de los skarns de Fe vinculados a-i) al plutón diorítico y f-i) al plutón granítico.


reemplazo por minerales hidratados,cuarzo y los óxidos de hierro (magnetitay hematita), que también rellenaron frac-turas, venas y huecos y precipitaron ma-sivamente (Fig.11d). A medida que el sis-tema hidrotermal colapsaba, estos flui-dos más diluidos y más fríos invadierongradualmente el corazón del sistema hi-drotermal y alteraron la diorita a epidoto± cuarzo ± anfíbol ± pirita y precipita-ron magnetita en venas y vesículas juntocon anfíbol ± epidoto ± cuarzo ± feldes-pato alcalino (Fig. 11d). Los fluidos con-tinuaron enfriándose por debajo de los320°C y la proporción del agua meteóri-ca en ellos fue aumentando gradualmen-te hasta volverse el componente domi-nante, generando las paragénesis tardías ydistales ricas en calcita, epidoto, clorita yescasa pirita (Fig.11e).La disminución de la temperatura y laconsecuente mezcla con fluidos externosy dilución (disminución de salinidad) fue-ron los factores principales que favore-cieron la precipitación de la mena de Feen el skarn de Vegas Peladas. Este es unode los interrogantes más importantes delsistema en consideración que ha podidoresolverse.La intrusión del plutón granítico aumen-tó la temperatura de la roca de caja adya-cente (>550°C) y generó también fluidossalinos + vapor por inmiscibilidad, capa-ces de disolver los minerales ricos en Fedel skarn previo y transportar el Fe en so-lución (Fig. 11f, i) para luego precipitarcon el enfriamiento. Este segundo even-to metasomático es de menor magnitud yde poca importancia metalogenética.

AGRADECIMIENTOS

Al Consejo Nacional de InvestigacionesCientíficas y Técnicas (CONICET) y a laAgencia Nacional de Investigacionescientíficas y Tecnológicas (FONCyT)que financiaron mediante el subsidio PIP(2726) y becas de postgrado los gastosnecesarios, para la realización de este tra-bajo de investigación. A los LicenciadosD. Licitra y M. González Guillot y a losDrs. R. O. Etcheverry, R. de Barrio y M.

Lanfranchini, por su colaboración en eltrabajo de campo. A L. Bengochea, (De-partamento de Geología, UNS) por sussugerencias durante los análisis de inclu-siones fluidas y al Dr. C. Recio Hernán-dez (Universidad de Salamanca) por supreciada colaboración en la obtención delos análisis de Isótopos Estables. A laFAPEMIG ( Fundação de Amparo a Pes-quisa de Minas Gerais, Brasil) que finan-ció el proyecto PPm 5618. Agradecemosespacialmente a los árbitros Dr R. Fer-nández y S. H. Del Pino por sus críticasque ayudaron a mejorar el manuscrito.

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Recibido: 30 de septiembre, 2008 Aceptado: 2 de junio, 2009


MODELO GENÉTICO DE LOS SKARNS DE Fe DE VEGAS ...

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