evolución metalogenética de las sierras pampeanas de córdoba y sur de santiago del estero; ciclos...

Revista de la Asociacin Geolgica Argentina, 60 (3): 467-485 (2005)

0004-4822/02 $00.00 + $00.50 2005 Asociacin Geolgica Argentina

Evolucin metalogentica de las Sierras Pampeanas deCrdoba y sur de Santiago del Estero: Ciclos famatiniano,

gondwnico y ndico

Diana MUTTI, Selvia TOURN, Osvaldo CACCAGLIO, Carlos HERRMANN, Silvana GEUNA, Alejandro DI MARCO y Sebastin GONZLEZ CHIOZZA.

Departamento de Ciencias Geolgicas, Universidad de Buenos Aires, Ciudad Universitaria, 1428 Buenos Aires.E-mail: [email protected]

RESUMEN. Se propone la evolucin metalogentica de las Sierras Pampeaneas de Crdoba y sur de Santiago del Estero en cincoestadios, de los cuales los dos primeros se expusieron en un trabajo anterior. El estadio metalogentico 3, que corresponde al segundociclo orognico del Pampeano-Famatiniano, se caracteriz por la migracin de fluidos hidrotermales y la generacin y reactivacinde estructuras. Durante el mismo sucedieron transformaciones en depsitos de Cr (Fe-Ti), Cu (Au-Ag), Pb-Zn (Ag-Cu-Au), Fe y Cu-Fe (Zn-Au-Ag-Co), y se originaron pegmatitas portadoras de Be-Nb-Ta-W-P-U-ETR, depsitos biextendidos de W-Bi (Mo-Cu-Sn-Zn-Au-B-F-Te) y de U asociados a granitoides, depsitos metasomticos de Fe-Cu (Ti-Au) y vetas de Au (Cu-Zn-Pb-As) ypolimetlicas de Ag-Pb-Zn (V-Sn-Mn-Cd-Au-Cu-As-Bi-Sb-Co). Para este estadio se establece una correlacin con depsitos encinturones orognicos. El estadio metalogentico 4, correspondiente al ciclo extensional gondwnico y vinculado con la aperturadel rifting Atlntico, form depsitos de Mn (Fe-F-Ba) en vetas y de F (Fe-Mn) en vetas asociados con granitos. El estadiometalogentico 5 se desarroll durante el ciclo compresional ndico y gener manifestaciones de Au epitermal y depsitos ymanifestaciones de U-V (Mn-Fe) en sedimentitas. Los sucesivos estadios de depositacin y movilizacin de elementos metlicosdefinieron fajas mineralizadas que otorgan a este sector de las Sierras Pampeanas un carcter de dominio especializado en Cr, W, Fe,Cu, Zn, Pb, Ti, Au, Bi, Be, Li, U, Mn, F y B y subordinado en Sn, Mo, ETR, Ta, Nb, V, Cd, Ag, Sb, Co, P, As, S, Te, Se y Ba.

Palabras claves: Metalognesis, Sierras Pampeanas de Crdoba y sur de Santiago del Estero, Fajas mineralizadas, Correlacinyacimientolgica famatiniana, gondwnica y ndica.

ABSTRACT. Metallogenic evolution of the Sierras Pampeanas of Crdoba and south of Santiago del Estero: Famatinian,Gondwanic and Andean cycles. Five metallogenic stages are proposed for the metallogenic evolution of the Sierra Pampeaneas ofCrdoba and south of Santiago del Estero, havin. having already been exposed the first two previous work. Metallogenic stage 3,corresponding to the second orogenic cycle of the PampeanFamatinian compressive cycle, was characterized by hydrothermalfluid migration and the generation and reactivation of the main structures. At the same time, transformations occurred in depositsof Cr (Fe-Ti), Cu (Au-Ag), Pb-Zn (Ag-Cu-Au), Fe and Cu-Fe (Zn-Au-Ag-Co), and Be-Nb-Ta-W-P-U-ETR -rich pegmatites originated,together with biextended deposits of W-Bi (Mo-Cu-Sn-Zn-Au-B-F-Te), of U in association with granitoids, metasomatic deposits ofFe-Cu (Ti-Au), and Au (Cu-Zn-Pb-As) rich veins and Ag-Pb-Zn (V-Sn-Mn-Cd-Au-Cu-As-Bi-Sb-Co) rich veins. These deposits arecorrelated with those of orogenic belts. In the course of metallogenic stage 4, corresponding to the Gondwanic extensional cycle andrelated to the early opening of the Atlantic rift, Mn (Fe-F-Ba) -rich veins, and F (Fe-Mn) -rich veins were formed in associationwith granitoids. Metallogenic stage 5 developed during the Andean compressive cycle, generating epithermal Au occurrences, anddeposits and occurrences of U-V (Mn-Fe) in sedimentary rocks. The successive stages of deposition and mobilization of metallicelements determined mineralized belts in this part of Sierras Pampeanas giving birth to a specialized domain in Cr, W, Fe, Cu, Zn,Pb, Ti, Au, Bi, Be, Li, U, Mn, F and B, with Sn, Mo, ETR, Ta, Nb, V, Cd, Ag, Sb, Co, P, As, S, Te, Se and Ba subordinated.

Key words: Metallogenesis, Sierras Pampeanas, Crdoba, Santiago del Estero, mineralized belts, famatinian,Gondwanic, Andean,ore deposit.

Introduccin

En la revisin de la evolucin metalogentica de las SierrasPampeanas de Crdoba y sur de Santiago del Estero (Muttiet al. 2005), se expuso una sntesis geolgica regional, el crite-rio adoptado de subdivisin en ciclos y estadios metalo-genticos y el anlisis de la evolucin prepampeana ypampeana. Se destac la participacin de una corteza proto-ocenica prepampeana especializada en W, Fe, Mn, Cu, B, Au,

Zn, Pb, Cr y Ti (Ag, Co, F) y durante el ciclo pampeano unprimer aporte de Be, Li, U, ETR. Al finalizar el ciclo pre-pampeano sucedieron removilizaciones segn mecanismos detransferencia externa en el marco del metamorfismo pro-gradante (durante el ciclo pampeano) y retrogradante (duranteel ciclo famatiniano), donde la deformacin por acortamientoy desplazamiento horizontal jug un rol crtico, junto con laaccin movilizadora de fluidos hidrotermales derivados demltiples intrusiones gneas mesosilcicas a cidas. Durante la

468 D. Mutti, S. Tourn, O. Caccaglio, C. Herrmann, S. Geuna, A. Di Marco y S. Gonzlez Chiozza.

expansin gondwnica del ocano Atlntico las anomalastrmicas propiciaron la formacin de celdas convectivas y unnuevo ciclo de removilizacin hidrotermal.

Evolucin metalogentica

Ciclo compresional pampeano - famatiniano

Ciclo famatiniano

En las sierras de Crdoba y sur de Santiago del Estero, aligual que en el resto de las Sierras Pampeanas, a la deforma-cin del ciclo pampeano se sobreimpone la del ciclofamatiniano (Rapela et al. 1998), cuya expresin estructuralms significativa metalogenticamente, son las fajas de cizallade rumbo ~ N, como las de Guacha Corral, Guamanes y LosTneles (Martino 2003, Simpson et al. 2003) y, sub-ordinadamente, la reactivacin de las megaestructuras deGuasapampa, Ambul - Mussi, Soconcho, Cruz del Eje - LaGranja, Den Funes, Altautina - Cerro Pelado y Lutti - CerroSan Lorenzo, entre otras (Fig. 1).

La deformacin D3 (famatiniana) est expuesta en el centro -oeste de la sierra de Crdoba y control durante el ciclondico la orientacin principal del sistema serrano. Lascizallas, con estructuras planares S4 de orientacin estadsticaN a NNO y N a NNE, marcan un episodio compresional conacortamiento tectnico por aplastamiento y vergencia occi-dental (Baldo et al. 1999), configurando extensas fajas de ro-cas milonticas posteriores a la implantacin de un arcomagmtico interno a partir del Ordovcico temprano y hasta elCarbonfero tardo. Los corredores de rocas de la seriemilontica originados a partir del Cmbrico tardo - Ordovcicotemprano como consecuencia de la aproximacin de Cuyaniaal borde continental (Martino et al. 2003), o del TerrenoPrecordillera (Astini et al. 1996), estn integrados por fajasmilonitizadas de ancho variable (decenas a cientos de metros),que exponen asociaciones minerales de facies anfibolita (M6)y esquistos verdes (M7).

Las discontinuidades famatinianas de rumbo ~ N, junto alas NNO y E a ONO preexistentes en el basamento, favorecie-ron la formacin de sitios transtensivos que a partir de los 404Ma y hasta los 303 Ma propiciaron el emplazamiento deplutones peraluminosos a metaaluminosos anorognicos? atardo orognicos (G3) como los de Serrezuela, Achala, CerroColorado y Cerro spero. El magmatismo postcolisionalfamatiniano se expresa fundamentalmente en la porcin occi-dental de las sierras de Crdoba, y progresa en frecuencia ymagnitud hacia las Sierras Pampeanas Occidentales, mostran-do una evolucin hacia edades mayores. No obstante, estemagmatismo fue precedido por aisladas intrusiones deplutones pequeos G2 de alto sodio, de acuerdo con Rapela etal. (1998) entre los 496 2 y 450 13 Ma, como los de Aguade Ramn, La Playa, Mesa del Coro, La Fronda, Guiraldes,Calmayo y Los Cocos (Fig. 2). Estos plutones se emparentancon la etapa de desarrollo del arco magmtico principal locali-zado en la porcin occidental de las Sierras Pampeanas y fue-ron afectados por la deformacin milontica en un grado va-riable. Al respecto, Martino et al. (2003) interpretan la forma-

cin de la faja de deformacin dctil Los Tneles de disposi-cin N - S como preplutnica con respecto a los granitoidesG2 y como respuesta a una etapa pstuma contraccional rela-cionada con la colisin del terreno Pampia con el margen oc-cidental de Gondwana.

En particular, Sims et al. (1997) restringieron el ciclofamatiniano al Cmbrico tardo - Ordovcico, mientras que apartir del Devnico y hasta el Carbonfero temprano (355 Ma)definen un nuevo ciclo denominado achaliano, el cual obede-cera a la aproximacin del terreno Chilenia al margen conti-nental. A este ciclo asignan los granitoides G3 cuyos expo-nentes, tales como Cerro spero en el sur, Achala en el centroy Capilla del Monte en el norte de las sierras, son volumino-sos y llegan a dimensiones batolticas (Rapela et al. 1998); suemplazamiento en algunos casos desarroll aureolas de con-tacto de mediano a alto grado en el entorno metamrfico. Es-tos poseen una fase porfrica abundante compuesta pormegacristales de feldespato potsico y una composicin conpredominio de monzogranitos sobre granodioritas y tonalitas.Los granitoides postorognicos peraluminosos ametaaluminosos estn enriquecidos en elementos incompati-bles tales como K, Rb, U y tierras raras livianas, y en algunoscasos con elementos del grupo HFS tales como Nb e Y(Rapela et al. 1990). Las dataciones realizadas mediante Rb-Sren el batolito Cerro spero (Pinotti et al. 2002) y en el nortedel batolito de Achala (Rapela et al. 1998) sealan edades de369 9 Ma y 358 9 Ma respectivamente, mientras que elmiembro ms tardo del grupo G3 es el granito de Serrezuelacon una edad K-Ar de 303 2 Ma (Gmez 2003).

Estadio metalogentico 3: segundo ciclo orognico

Este estadio de evolucin de la corteza ensilica se caracte-riz por la migracin de fluidos hidrotermales portadores dePb, Zn, Ag, Cu, Au, Mo, Sn, Bi, As, V, Sb y Co, mediante laconfiguracin de celdas convectivas originadas por el pluto-nismo G2 - G3, la relajacin de las metamorfitas luego del plu-tonismo anorognico (G3) y la generacin y reactivacin deestructuras en el nivel de corteza frgil-dctil a frgil, concen-tradas en sistemas de transcurrencias en un ambiente demesozona a epizona.

La existencia de una corteza especializada en Cr, Cu, Fe,Mn, Pb, Zn, Au, W, Ti y B (Ag, Co, F) debido a la dispersinde soluciones volcano exhalativas de la etapa de riftingproterozoica, propici en un lapso prximo a 55 m.a. (entre losclmax de las orogenias pampeana y famatiniana) una fuentede elementos metlicos en las rocas, lixiviados y concentra-dos por las soluciones hidrotermales durante la etapa tarda apostorognica del ciclo orognico famatiniano. El Mo, Sn yBi, junto al Ta, Be y U (y parte del W) se presume que fueronliberados a partir de las fuentes gneas, mientras los restanteselementos fueron movilizados principalmente de lasmetamorfitas.

La ubicacin de los depsitos tardos a postorognicosfamatinianos y las megaestructuras del basamento (Fig. 2),sugieren una migracin de soluciones hidrotermales a travsde canales conductores principales de orden principal(lineamientos NS; vase zona de cizalla Tres rboles enWhitmeyer y Simpson, 2003) y secundarios (lineamientos

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Figura 1: Mapa esquemtico de las sierras de Crdoba y sur de Santiago del Estero con asociaciociones petrotectnicas ms significativas (de Muttiet al. 2005).Macizos migmticos Huerta Vieja - Tala Cruz (I), Atos Pampa - Cerro Pelado (II) y San Carlos (III). Megafracturas y fajas deformativas Santa Rosa(1), Guasapampa (2), Cruz del Eje - La Granja (3), Altautina (4), Cerro Pelado (5), Cerro San Lorenzo - Lutti (6), La Aguada (7), Soconcho (8), LosTneles (9), Ambul - Mussi (10), Dos Pozos - La Higuera (11), La Lajas (12), Guamanes (13), Guacha Corral (14), Den Funes (15), Oncn (16),Ojo de Agua (17) y Pozo Grande (18). Granitodes La Fronda (A), Mesa del Coro (B), Agua de Ramn (C), Achala (D), Cerro spero (E), Los Cocos(F), Serrezuela (G) y Capilla del Monte (H).


Figura 2: Modelos de depsitos asignados al Estadio Metalogentico 3 (Ordovcico temprano - Carbonfero temprano a tardo?). Se indican lasasociaciones petrogenticas ms significativas y megaestructuras activas a partir del ciclo compresional Famatiniano, referencias en figura 1. Enelipse se sealan los depsitos transformados por la orogenia Famatiniana.

Depsitos y manifestaciones magmticos de Cr en tectonitas del manto: Distritos 1-Atos Pampa, 2-Los Guanacos, 3-Cerro San Lorenzo, 4-LosPermanentes. Manifestaciones magmticas de Fe - Ti en ultramafitas - mafitas de la zona de transicin entre la corteza y el manto: Manifesta-cin 5-La Cocha. Depsitos y manifestaciones volcanognicos submarinos de Cu - Fe (Zn - Au - Ag - Co) en basaltos: Minas 6-Cunuputo, 7-CuchiCorral, 8-Las Cuevas, 9-Curuz, 10-25 de Mayo, 11-Aida Rosa, 12-Aida, 13-Tauro, 14-Tacur, 15-To, 16-Rita, 17-Estrella Gaucha. Depsitosvolcanognicos submarinos de W (B - F - Zn) en calizas y dolomas impuras: Distritos 18-Altautina, 19-Agua del Ramn, 20-Ambul, 21-Pampa deOlen. Manifestaciones volcanognicas submarinas de Fe en sedimentos silicoclsticos: Minas 22-San Antonio, 23-Jos Suarez, 24-CerritosBlancos. Manifestaciones y depsitos transicionales entre volcanognicos submarinos y del tipo Valle del Mississippi de Cu (Au - Ag) y Pb - Zn(Ag - Cu - Au) en calizas y dolomas impuras: Distritos 25-Caada de lvarez, 26-Atos Pampa. Manifestaciones magmtico - metamrficas deFe - Ti en diques ultramficos y mficos en tectonitas del manto: Distritos 27-Atos Pampa, 28-Los Guanacos, 29-Cerro San Lorenzo, 30-LosPermanentes, 31-Loma Blanca. Pegmatitas portadoras de Be - Li - U Elementos de tierras raras: Distrito 32-Altautina. Manifestacionesmetasomticas de Fe - Ti en rodingitas: Distritos 33-Cerro San Lorenzo, 34-Los Guanacos.


NNO), y depositacin de los elementos metlicos transporta-dos en solucin dentro de estructuras tensionales subsidia-rias controladas en su actitud por las anisotropas del basa-mento y segn el modelo cinemtico de Riedel (Mutti et al.2003). El anlisis estadstico de las estructuras planaresmineralizadas, ampliamente difundidas en el occidente de lasierras de Crdoba, indica un esfuerzo mximo efectivo (1) dedireccin NNO a NO como responsable de los juegos de frac-turas o transcurrencias principales con direcciones estadsti-cas 270, 300, 330, 0, 20, 40 y 60, estructuras que alberganlos mltiples episodios mineralizantes de relleno y se relacio-nan con mecanismos de crack-seal (Mutti et al. 2003, Mutti yGonzlez Chiozza 2005).

El estadio metalogentico 3 se vincula con solucioneshidrotermales portadoras de CO2 y subordinadamente CH4,con rangos de salinidad relativamente bajos y temperaturasmedias a bajas, aunque los distritos con granitoides G2 G3presentan para su etapa inicial de evolucin la participacinde aguas juveniles con temperaturas mesotermales y salinidadmoderada, conformando un modelo de vetas asociadas agranitoides y removilizaciones de tipo estado mixto de transfe-rencia en el sentido de Marshall et al. (2000). Se indica comoejemplo de estos modelos de vetas a los distritoswolframferos Agua de Ramn, Ambul y Cerro spero. A esteestadio metalogentico se asocia adems la existencia de Auen venillas, vetas y mantos con leyes de hasta 22 g/t, que per-mite formular a escala regional un dominio metalogenticoaurfero relacionado con el modelo de oro en cinturonesorognicos de Groves et al. (1998, 2003) y Goldfarb et al.(2001), extendiendo para el sur de las sierras de Crdoba lapropuesta formulada por Skirrow y Sims (1996), Sims et al.(1997) y Skirrow et al. (2000), para el noroeste de Crdoba,San Luis y La Rioja.

Al estadio metalogentico tardo a postorognicofamatiniano pertenecen: la mineralizacin polimetlica en ve-tas portadoras de Au de los distritos el Guaico, La Argentina,La Bismutina, Cerro spero y Piedras Blancas; la mine-ralizacin vetiforme aurfera de los distritos Candelaria y SanIgnacio, entre otros; la removilizacin de W y B (Au y de me-tales base) que gener depsitos vetiformes en los distritosAgua de Ramn, Ambul, Pampa de Olaen y Altautina y el au-mento de ley de WO3 en estructuras mineralizadas pre-existentes; la generacin de depsitos de skarn prximos alos granitos de Achala y La Fronda a partir de la movilizacinde Cu y Fe; la formacin de pegmatitas complejas y nuevastransformaciones en los depsitos preexistentes (Fig. 2). Esfactible considerar tambin que la actividad gnea e hidro-termal durante este ciclo propici la presencia de oro disemi-nado en partculas submicroscpicas en cuerpos de calizas ydolomas cristalinas (distrito Caada de lvarez), de modo si-milar a los depsitos tipo Carlin.

a) Pegmatitas portadoras de Be - Nb - Ta - W - P - U - Ele-mentos de tierras raras: Las pegmatitas del ciclo famatinianopertenecen a tres distritos, diferenciados tanto por su posi-cin geogrfica como por su edad.

Las pegmatitas del distrito Punilla son tardo a post-orognicas con respecto al ciclo famatiniano (Fig. 2); corres-ponden a un conjunto de cuerpos explotados por berilo,

feldespato y cuarzo en las localidades de cerro Blanco deTanti, Malln y zonas aledaas (Galliski 1994a). Las pegmatitasms representativas del distrito son las del Criollo y el Gau-cho, emplazadas en el batolito de Achala. Presentan una zonagrantica y varias zonas mayores con microclino, albita, cuar-zo, moscovita, berilo, fosfatos (principalmente triplita),columbita y ms ocasionalmente tetradimita y minerales deuranio. Dataciones K/Ar efectuadas por Rinaldi y Linares(1973) en pegmatitas del distrito, dieron valores de 350 30 y356 10 Ma, y segn Galliski (1994a) su geologa es compati-ble con la clase de elementos raros, tipo berilo-columbita-fosfato y en forma preliminar con la familia hbrida o NYF.

El distrito Alta Gracia est constituido por tres grupos depegmatitas pertenecientes a la clase moscovita (Galliski 1994a;1999), localizados en el sector central de la sierra de Crdoba(Fig. 2). Son cuerpos lenticulares a tabulares, con contactosnetos concordantes o discordantes, longitudes prximas a200 metros, espesores promedios de 5 a 6 metros, rumbos N -S a N 45 E y buzamientos medios a altos al NO (Galliski1994a). Presentan entre 2 y 5 zonas, en alguna de la cuales(zona intermedia) se encuentra moscovita comercial, mientrasque en las zonas internas aumenta la proporcin demicroclino, con berilo y granate como accesorios. Los ncleosestn formados por cuarzo, microclino, con escasa moscovitay granito con textura grfica. Dataciones efectuadas porGalliski y Linares (1999) por el mtodo K/Ar sobre tresmoscovitas de cuerpos del distrito dieron valores entre 475 y409 Ma. Galliski (1994b; 1999) considera a las pegmatitas deeste distrito prefamatinianas, en funcin del posible origenanatctico y el contexto geotectnico, aunque Di Marco(2003), estudiando pegmatitas con caractersticas diferentes alas de la clase moscovita, encuentra correlaciones geo-qumicas con granitoides famatinianos G2.

El distrito Comechingones se localiza en el faldeo oriental dela sierra homnima y se extiende desde el sur del batolito deAchala hasta el batolito Cerro spero (Fig. 2), conformandotres grupos alineados meridianamente (Galliski 1994a). Soncuerpos lenticulares a tabulares con longitudes medias de 100a 300 m y espesores inferiores a 12 m, con relaciones axialesprximas a 10. Sus rumbos fluctan entre NNE y NNO, gene-ralmente concordantes con gneises y milonitas turma-linizados. Estas pegmatitas tienen una estructura zonal cons-tituida por un borde apltico, una zona externa, una a tres zo-nas intermedias con escaso granito grfico y ncleos de cuar-zo con berilo y triplita en los bordes, junto con unidades me-nores formadas por cuarzo - albita - moscovita - columbita -tantalita - gahnita - allanita - uraninita. De acuerdo con la cla-sificacin propuesta por Galliski (1994a y b, 1999) estaspegmatitas pertenecen a la clase elementos raros de la familiaLCT, tipo berilo, subtipo berilo - columbita - fosfato; aunquealgunos cuerpos pueden ser transicionales a la clasemoscovita. Las edades radimtricas obtenidas por el mtodoU-Pb dan valores comprendidos entre 530 y 466 Ma con unagrupamiento en torno a los 480 Ma (Galliski 1999), debido alo cual el distrito se ha incluido principalmente en este ciclo.Esta propuesta est adems avalada por la similitud halladacon el distrito wolframfero Cerro spero en cuanto a los ele-mentos metlicos, actitud de los cuerpos y tipos de cuarzoinvolucrados (Gonzlez Chiozza y Mutti 2002, Iglesias 2003).


Los depsitos pegmatticos se vinculan con la evolucinde los magmas que dieron origen a los granitoides G2 y G3.

b) Depsitos metasomticos de Fe - Cu (Ti - Au): Diversosdepsitos con caractersticas compatibles con los denomina-dos exoskarn ferrferos, con contenidos entre 57 % y 98,56 %Fe2O3, fueron descriptos por Angelelli (1984) en Pampa deOlaen y sierra de San Marcos; entre ellos se destacan la minaSarmiento y las manifestaciones de La Fronda. Mutti y DiMarco (1999) describieron los de la mina Ftima en la reginde Alta Gracia (Fig. 2). Los depsitos constituyen bolsonesirregulares de dimensiones reducidas (decenas de metros),compuestos por magnetita e ilmenita masivas con cantidadessubordinadas de calcopirita, bornita, pirita y ocasionales chis-pas de oro, a las que acompaan fluorita, cuarzo, andradita -grossularia, epidoto, flogopita, sillimanita, esfena, clorita,apatita y calcita en proporciones variadas. La mineralizacinse hospeda en roca carbontica, esquistos y ocasionalmenteen anfibolitas; en la mina Ftima fueron detectadas trazas deZn, Cd, As y Ni (Mutti y Di Marco 1999).

En los depsitos de la sierra de San Marcos es posible es-tablecer un vnculo con los skarns descriptos por Franchini etal. (1999), que se relacionan con el stock trondjhemtico LaFronda, de edad 455 15 Ma establecida por Massabie (1982)mediante el mtodo K-Ar. Las mineralizaciones ferrferas dePampa de Olaen y Alta Gracia se vincularan con el eventomagmtico que origin al batolito de Achala.

c) Depsitos biextendidos de W - Bi (Mo - Cu - Sn - Zn - Au- B - F - Te) asociados a granitoides: Son frecuentes los de-psitos vetiformes que se emplazan en metamorfitas prximasal exocontacto con granitoides o en los granitoides G2 y G3,como venillas vetas y mantos; fueron explotados hasta la d-cada del 80 por WO3 y ocasionalmente por bismuto. Los distri-tos La Bismutina, Cerro spero, Agua de Ramn y Ambul(regin de Jaime) son los principales representantes (Fig. 2).

El distrito La Bismutina se localiza en el faldeo oriental de lasierra de Guasapampa a unos 7 km al sur del granito Mesa delCoro. Las vetas se alojan en metamorfitas (gneises,migmatitas, mrmoles, metacuarcitas, esquistos y anfibolitascalcosilicticas) del denominado complejo sierra deGuasapampa y prximas al stock Mesa del Coro, cuerpo gran-tico que presenta anomalas en W y Sn y posee una edad de471 58 Ma por Rb/Sr (Fernndez 1989; 1999). Hay vetas ten-didas, inclinadas y venillas irregulares en una superficie de480 hectreas, que estadsticamente muestran una actitudpromedio de 309 / 11 NE y presentan ramificaciones sub-paralelas como producto de una cizalla de extensin y dilata-cin en sentido vertical (Fernndez 1999). Los espesores delos cuerpos van desde algunos centmetros hasta el metro yse extienden por algunas decenas de metros. Poseenwolframita, scheelita, calcopirita, bismutinita, molibdenita ypirita diseminadas en ganga de cuarzo, con moscovita yfluorita en menor proporcin. La roca de caja est greisenizadadentro del metro y tambin piritizada, silicificada yhematitizada. Los datos aportados por Fernndez (1989) indi-can la presencia de inclusiones fluidas monofsicas, bifsicasy trifsicas (con CO2 slido) en cuarzo, con composicinacuosa - carbnica hasta 8 % molar de CO2, de baja salinidad

y temperaturas de homogeneizacin que promedian 352 C.Fernndez (1989) tipifica el depsito como asociacinplutnica - exocontacto, en vetas o filones tendidosdiscordantes, portadores de wolframita, sin turmalina y concajas greisenizadas.

En la sierra de Comechingones el distrito Cerro spero con-centra mineralizacin diseminada, en cuerpos de brechas y ensistemas de venillas, vetas y mantos, emplazados en milonitasmesosilcicas y derivadas de ortoanfibolitas y en granitoides,en torno al extremo norte del batolito homnimo. Las brechasconstituyen conductos verticales uniextendidos desarrolla-dos a partir de sitios dilatacionales en metamorfitas quesobreyacen rocas granticas. Estos presentan tpicas estructu-ras hidrulicas en mosaico y subordinadamente rotacionales.Los cuerpos biextendidos son los tipos ms difundidos y secomponen de cuarzo hidrotermal mineralizado principalmentecon wolframita; poseen potencia variable entre 1 y 100 cm,corridas de entre 3 y 800 m y alcanzan profundidades de 100 m(Mutti y Gonzlez Chiozza 2005). Presentan texturas de rellenomasiva, brechosa, bandeada, laminada, en peine, diente deperro y geodas, que segn el caso, reflejan un crecimientosimple o a travs de mltiples episodios. Los cuerpos se dis-ponen con estructura en echeln y muestran promedios esta-dsticos de actitudes de 300 / 87 SSO y 78 NNE, 320 / 31NE, 10 / 31 ONO, 346 / 23 ENE y 30 / 15 ESE. Los datosestadsticos, junto con la forma y distribucin de los cuerposen cada sistema mineralizado, se ajustan con un patrn defracturamiento discontinuo y acorde con el modelo de Riedeldefinido para un ambiente frgil a frgil - dctil de la corteza(Mutti y Gonzlez Chiozza 2005).

La mineralizacin metalfera del distrito est integrada prin-cipalmente por wolframita y proporciones accesorias demolibdenita, scheelita, hematita, tetradimita, wittichenita,pavonita, miharaita, cobaltita, geffroyita, estanoidita, bornita,calcopirita, pirita, esfalerita, galena, altaita y oro (GonzlezChiozza et al. 2002). Entre los minerales de ganga que acompa-an al cuarzo, el ms comn es la moscovita y en menor medi-da apatita, fluorita, turmalina, topacio, feldespato potsico,albita y clorita. Las alteraciones hidrotermales son silcica,potsica, flica (incluyendo la greisenizacin) y propiltica, yexisten en la comarca anomalas positivas de W, Bi, Mo, Ag,Pb, Cu, Cs, Be, Sb, Au, As, U y Ta (Iglesias 2003).

De acuerdo con Mutti y Gonzlez Chiozza (2005) los depsi-tos del distrito muestran una secuencia evolutiva que co-mienza con la formacin tardiomagmtica de cuerpospegmatticos y aplticos, contina con la generacin de lasbrechas, venillas, vetas y mantos ricos en wolframita, y culmi-na con la depositacin de fases dominadas por sulfuros juntoa moscovita y cuarzo secundarios que rellenan fracturasmilimtricas y reemplazan los depsitos tabulares mediantemecanismos de crack-seal. Para este ltimo evento se estable-ci una edad de 343,8 10,8 Ma a partir del anlisis isotpicoK-Ar sobre una muestra de moscovita.

Para los fluidos hidrotermales formadores de los depsitosse obtuvieron temperaturas de homogeneizacin de inclusio-nes fluidas en cuarzo comprendidas entre 130 y 414 C,salinidades variables entre 0,9 y 11,9 % en peso eq. NaCl y unpH estimado entre 3,4 y 5,6 a partir de clculos termodinmi-cos (Gonzlez Chiozza 2004.). Los clculos geobaromtricos


por equivalencia con la carga litostattica indican presionesde fluidos de 1,95 kb (Mutti y Gonzlez Chiozza 2005) y unaevolucin hasta los 0,6 kb a partir de la presin deentrampamiento de inclusiones fluidas (Gonzlez Chiozza2004). Asimismo, los contenidos de istopos estables calcu-lados para los fluidos de la etapa inicial intervinientes en eldistrito indican valores 18O(VSMOW) comprendidos entre -5,9 y8,7 , D(VSMOW) entre -88,4 y -66,9 , y 34S(CDT) entre 3,8 y6,1 , que sugieren vinculacin con una fuente magmtica yfluidos metericos en equilibrio con las rocas de caja(Gonzlez Chiozza 2004).

El norte del distrito Ambul (regin de Jaime) tienemineralizacin de wolframio (scheelita y wolframita) acompa-ada por sulfuros, alojada en vetas de cuarzo y turmalina,emplazadas concordante a subconcordantemente en gneisesmilonticos y protomilonticos. Estas rocas integran la faja decizalla Ambul Mussi, que cubre un rea de 10 km por casi 20km con orientacin variable alrededor de los 315 (Fig. 2). Lasvetas tienen entre 150 y 1200 metros de longitud, potenciascentimtricas, y se disponen con estructuras paralelas, esca-lonadas, alojadas en fracturas de tensin y con inclinacionesentre 20 y 50 (vetas tendidas en su mayora, aunque existenalgunas con inclinacin de hasta 80). Su mineraloga es cuar-zo, turmalina, escasa moscovita, scheelita, wolframita,calcopirita, pirita, bornita, molibdenita y esfalerita. Las condi-ciones termomtricas indican temperaturas de homo-geneizacin medias, entre 260 y 300 C, y rangos de salinidadrelativamente bajos, entre 4,5 y 7,5 % en NaCl equivalente,medidas en inclusiones fluidas trifsicas (H2O + CO2 L + CO2 V)y acuosas en cuarzo (Herrmann 2002).

Los juegos de fracturas donde se emplaza la mineralizacinse adscriben al modelo de Riedel (Mutti et al. 2003), con cuer-pos tensionales orientados principalmente a 270. La concor-dancia isotpica y las similitudes en las composiciones qumi-cas entre la turmalina de las vetas de la regin de Jaime y laturmalina de turmalinitas asociadas con mineralizacinscheeltica estratoligada del distrito Ambul avalan la hiptesisde la removilizacin metamrfica del wolframio y boroprefamatiniano de acuerdo con Herrmann (2002).

El distrito Agua de Ramn, espacialmente asociado a latonalita Agua de Ramn, comprende vetas que se agrupan entres sectores sobre una superficie de 2,25 km2. En el reaafloran metamorfitas intruidas por el cuerpo tonaltico y filonesgranticos, aplticos, pegmatticos y spessartticos (Tourn2000). El cuerpo gneo principal es ordovcico de acuerdo conTourn (1995), aunque una datacin posterior lo asigna alDevnico (Lyons et al. 1997).

El intrusivo muestra estructura marcadamente foliada hacialos bordes del cuerpo con orientacin subparalela de las mi-cas en la direccin N-S, coincidente con la actitud de lasmilonitas de la faja de deformacin Los Tneles (Martino etal. 2003, Whitmeyer y Simpson 2003) (Fig. 2). Se encuentraafectado por tres juegos de diaclasas: uno transversal de ori-gen tensional, con azimut variable entre 245 a 200 ybuzamientos entre 45 y 85 al sur, donde se alojan las vetasmineralizadas, otro longitudinal con rumbo entre 7 y 20, ver-tical o subvertical, con filones cidos y bsicos y de cuarzoestril y el restante horizontal o subhorizontal, portador deguas de cuarzo estril con turmalina. Las diaclasas transver-

sales se extienden ms all del intrusivo afectando tambin alas metamorfitas.

De acuerdo con Tourn (2000) el distrito est integrado porms de veinte vetas y ciento veinte guas de cuarzo - turmali-na mineralizadas, con longitudes de hasta 800 m y potenciasde hasta 0,7 m, en tres agrupamientos: Norte, Central y Sur;dos tercios se alojan en la tonalita (central y sur) y el resto enla metamorfita (norte). Los minerales de wolframio se concen-tran en la interseccin de las estructuras transversales ylongitudinales y en los tramos ms delgados de las vetas. Lamineraloga de las vetas est representada por wolframita,scheelita, pirita, pirrotina, calcopirita, bornita, esfalerita,bismutina, en ganga de cuarzo, turmalina y moscovita, concalcita, fluorita y ferrocalcita subordinados. La wolframita tie-ne tendencia ferbertica con una composicin (DRX) Mn.44Fe.56 WO4. El estudio de inclusiones fluidas en cuarzo indicamineralizaciones producidas a temperaturas medias (265 300 C) a partir de soluciones de moderada salinidad (8,5 a 7,5% en peso de NaCl eq.) que no estaban en ebullicin; otrosestadios presentan temperatura de homogeneizacin ysalinidad baja (168 C y 4 % eq. de NaCl). La composicinisotpica 11B en turmalina de vetas indica un - 22.1 enconcordancia con el valor (-23,2 ) de las turmalinasestratoligadas de turmalinitas prepampeanas del distrito, con-sideradas la roca fuentes de las relacionadas con vetas. Por lotanto, Tourn (2000) y Mutti et al. (2003) postulan un emplaza-miento en vetas por removilizaciones de tipo estado mixto detransferencia en el sentido utilizado por Marshall et al. (2000)y controladas por el modelo cinemtico de Riedel.

d) Depsitos de vetas polimetlicas de Ag - Pb - Zn (V - S -Mn - Cd - Au - Cu - As - Bi - Sb - Co): Estos depsitos se en-cuentran en el NO de la provincia de Crdoba, al occidente dela faja de deformacin Guamanes en los distritos El Guaico yLa Argentina principalmente; tambin se incluye el distritoPiedra Blanca en la continuacin meridional de estelineamiento, en la faja de deformacin Guacha Corral (Fig. 2).Entre otras manifestaciones menores se cita el distrito AltaGracia, ubicado al este del megalineamiento que separa la sie-rra Grande de la sierra Chica.

Los distritos El Guaico y La Argentina se vinculan local-mente con zonas de cizalla de edad famatiniana. El Guaico sealoja en la transcurrencia Dos Pozos y abarca un rea de 120km2 al SO de Villa de Soto. La Argentina, prxima a la falla deGuasapampa, cubre una superficie prxima a 70 km2 al NO deSalsacate y SO del granito Mesa del Coro (Fig. 2).

En el distrito El Guaico la mineralizacin se extiende a lo lar-go de 15 km con rumbo NO (310), con variaciones locales alONO (275 y 290). Las vetas de cuarzo con mineralizacin deAg, Pb y Zn se alojan en fracturas que cortan el ComplejoMetamrfico Pichanas (Lyons et al. 1997), el cual est repre-sentado en la zona por migmatitas, gneises, esquistos cuarzobiotticos, escasos mrmoles y anfibolitas, granitoides,pegmatitas y cataclasitas. Candiani y Sureda (1999) describenla morfologa de los depsitos como integrada por un sistemade rumbo NE (30 a 40) que afecta a migmatitas, gneises yesquistos, mientras que el sistema restante de rumbo ONO(275 a 310) es subconcordante con la foliacin de losesquistos en los que se emplaza. Los cuerpos estn


mineralizados con esfalerita, galena, pirita y arsenopirita ycomo accesorios calcopirita, tetraedrita, freibergita, pirargirita,diaftorita, boulangerita, robinsonita, bournonita y jamesonita;fueron originados por la precipitacin y relleno mineral enfracturas extensivas y en espacios abiertos de dominios decizalla. Las vetas tienen espesores irregulares y texturas decrustificacin, coloformes, bandeadas rtmicas paralelas a laelongacin de los depsitos y mltiples fases de precipitacinsintetizadas por Sureda (1978) en al menos tres pulsoshidrotermales portadores de Pb, Ag y Zn y cantidades meno-res de V, Cu, Sb, As, Mn, Cd y Sn. Al respecto Candiani ySureda (1999) citan valores de 0,1 a 0, 5 g/t de Au e identificantexturas deformacionales en los sulfuros donde las vetas su-frieron esfuerzos de cizalla postdepositacionales. La potenciapromedio de las vetas es de 0,2 m, son verticales a sub-verticales, con alta relacin largo/ancho. La alteracin de laroca de caja comprende silicificacin, sericitizacin yargilitizacin, con piritizacin subordinada y no se extiendems all de unos pocos decmetros del contacto. El anlisis deistopos estables indica segn Lyons et al. (1997) la participa-cin de aguas metericas evolucionadas que reaccionaroncon las rocas metasedimentarias a temperaturas iniciales de250 C, seguidas por aguas metericas poco evolucionadas,ms fras y oxidantes. Sureda (1978) presenta una edad K/Arde 340 10 Ma para la mineralizacin, aunque estudios poste-riores obtuvieron una edad de 386 4 Ma, que la vincula aepisodios tardomagmticos con respecto a los granitos de laregin (Candiani y Sureda 1999).

Para el distrito La Argentina, Candiani et al. (1993) indicanuna ley media de 9,4 g/t Au y adicionalmente 542 g/t Ag, 31,4% Pb y 0,1 % Zn. La mineralizacin de pirita, arsenopirita, ga-lena, esfalerita, argentita y oro nativo se presenta en dos ve-tas extensionales principales de fuerte buzamiento y rumbo N- S y NNO - SSE (Mir 1999). Candiani et al. (1993) distinguentres tipos de cuarzo: uno temprano, grueso, blanco lechoso,parcialmente recristalizado con bandeado difuso y sulfurosdiseminados; otro gris claro en refes de venas de cuarzo consulfuros que cortan al cuarzo lechoso y, finalmente, cuarzocoloforme y fibroso (calcedonia).

El distrito Piedra Blanca se ubica 10 km al S del batolito Ce-rro spero, a 20 km de la localidad de Alpa Corral, cubriendouna superficie prxima a 70 km2. Est compuesto por sistemasde venillas y vetas dominadas por una actitud 310 / 40 a 85NNE que afloran en gneises del Complejo Metamrfico MonteGuaz (Otamendi et al. 1996). Mutti y Di Marco (1999) descri-ben vetas de relleno de falla con galena, calcopirita y pirita degrano medio a fino y textura masiva a diseminada en ganga decuarzo, en corridas < 200 m y potencias variables entre 1 y 40centmetros.

El distrito Alta Gracia dista 15 km al S de Alta Gracia y con-siste en sistemas de vetas cuarzosas de actitud 270 / 60 a 85S y N con relleno de galena y calcopirita, junto con venillas ybolsones de pirita, esfalerita y oro. Las vetas son de formasigmoidal, se extienden cientos de metros y poseen una po-tencia < l metro; evidencian mltiples episodios de relleno ylos gneises esquistosos en su entorno desarrollan salbandascloritizadas y argilitizadas de unos 20 centmetros de espesor(Mutti y Di Marco 1999).

e) Depsitos de vetas de Au (Cu - Zn - Pb - As): Estos de-psitos comprenden el distrito Candelaria ubicado 20 km al SEde la localidad de Villa de Soto y las minas San Ignacio y RoHondo localizadas 15 km al NO de La Falda y 7 km al E deSalsacate respectivamente, entre otras (Fig. 2). Se destacanlos depsitos ubicados en el distrito Candelaria por su inten-so laboreo minero e investigaciones (Mir 1999); se alojandentro de la faja Guamanes, zona de cizalla de orientacin N-S(Caminos y Cucchi 1990, Martino 1993), de tipo inverso y quese desarroll en roca gnisica del Complejo Metamrfico Cruzdel Eje (Stuart-Smith y Lyons 1997). El oro se encuentra envetas simples y mltiples de cuarzo, con rumbo 330 a 30 ybuzamiento de 20 a 45 al este. Los cuerpos tabulares, conuna potencia mxima de 1 metro se disponen con estructuraescalonada, sigmoidal y en echeln, y se alojan en los gneisesmilonitizados con alteracin serictica, cloritizacin y hematitacon venillas de carbonatos hasta a un metro del contacto conla veta. De acuerdo con Hungenford et al. (1996), las zonasalteradas hidrotermalmente exhiben una disminucin marcadaen la susceptibilidad magntica en comparacin con las unida-des gnisicas hospedantes. Las vetas constan de cuarzorecristalizado y son portadoras de oro junto con pirita y trazasde esfalerita, galena, calcopirita y arsenopirita (Petrelli 1988).Mir (1999) cita leyes medias de Au comprendidas entre 5,44y 21,86 g/t.

Las edades obtenidas por Ar-Ar sobre sericita del distritoCandelaria dan 376 a 378 Ma (Camacho 1997) y, por lo tantopara Mir (1999) la mineralizacin aurfera posdat elmagmatismo emplazado entre los 405 y 385 Ma, consideradopor Stuart-Smith y Lyons (1997) como perteneciente al cicloachaliano. Skirrow (1997) interpreta los depsitos como detipo mesotermal, en el sentido definido por Goldfarb et al.(1997), y Gonzlez y Mas (2000) indican temperaturas y pre-siones de formacin entre 250 y 400 C y 0,7 y 2,5 kb respec-tivamente, con participacin de fluidos hidrotermales con ~ 10% molar de CO2 y salinidad relativamente baja.

Finalmente, los depsitos de la mina San Ignacio yacendentro de un lineamiento regional secundario de 1 a 2 km deancho y rumbo NO y, a diferencia de las vetas del distritoCandelaria, los cuerpos de cuarzo se distribuyen en dos jue-gos de rumbos NE y E - O, de modo similar a lo descriptopara la mineralizacin de Ro Hondo por Martino et al. (1997)y Mir (1999).

f) Depsitos de U asociados a granitoides : Los principa-les depsitos uranferos de las sierras de Crdoba se agrupanen el distrito batolito de Achala, en el faldeo oriental de la Sie-rra Grande al SE del cerro Los Gigantes (Blasn 1999 a), desta-cndose entre ellos el yacimiento Schlagintweit con una leymedia de U de 0,15 (Fig. 2). La roca hospedante de los de-psitos es un granito porfrico compuesto por microclino,cuarzo, plagioclasa, moscovita y biotita, perteneciente alplutn de Achala; se evidencia un marcado control estructu-ral definido por discontinuidades que controlaron laestructuracin frgil en la que yacen los depsitos (corredoresde estructuracin segn Blasn 1999a) o zonas de cizalla se-gn los autores de este trabajo. Estas discontinuidades res-ponden probablemente, a la reactivacin de estructuraspreexistentes, que el magma utiliz en parte para su emplaza-


miento y para la circulacin y depositacin posterior de losfluidos mineralizantes. En uno de los corredores, de orienta-cin 310 y 1000 metros de potencia aparente, se aloja el yaci-miento principal, registrndose adems en dicha faja una es-tructura submeridiana y otra que coincide con el rumbo de lazona principal. Estas zonas recurrentes de cizalla controlaronla circulacin de las soluciones hidrotermales, la recon-centracin de la mena, la formacin de las zonas de alteraciny la morfologa de los depsitos, que constituyen cuerpostriextendidos alargados en la direccin NO. La mineralizacinhallada es supergnica con estructura stockwork predomi-nante, compuesta por un venilleo de autunita con ocasiona-les metautunita, uranofano y fosfouranilita en sectores muytectonizados. La ganga est representada por magnetita,hematita, fluorita, limonitas y anatasa provenientes de la tri-turacin de la roca grantica, mientras que la alteracin hidro-termal se evidencia en los hastiales arglicos, sericticos yclorticos. De acuerdo con el citado autor estos depsitosresponderan a una gnesis combinada magmtica -hidrotermal intragrantica con removilizacin supergnica(tipo Limousine).

g) Transformaciones en los depsitos de Cr (Fe - Ti): Elmetamorfismo asociado a la tectnica famatiniana (D4) afectlos depsitos de cromita, sobreimponiendo nuevas transfor-maciones qumicas en el espinelo y otros componentes mine-rales. En los yacimientos prximos a la zona de cizalla deGuacha Corral (distritos Atos Pampa y Los Permanentes; Fig.2), la deformacin y el metamorfismo en facies anfibolita has-ta esquistos verdes (M6 y M7), determinaron la desmezcla deCr3+ y Fe2+ a partir de cromita y el desarrollo de exsolucionesmoteadas y filiformes de hasta 300 mm en el espinelo. El siste-ma evolucion durante la deformacin y descenso progresivode temperatura con un incremento de O2, PH2O y PCO2. Enlas cromitas metamrficas se produjeron exsoluciones dehematita + rutilo y magnetita + hematita, inclusin de minera-les hidratados (clinocloro y serpentina) y carbonatos (calcita,dolomita y magnesita) y formacin de ferricromita en halo enfacies esquistos verdes (Mutti 1994). La evolucin descriptainvolucr sucesivos episodios de serpentinizacin con gene-racin de magnetita arborescente en forma de granos discre-tos, la cual determin una susceptibilidad magntica entre0,001 y 0,01 SI y generalmente se asocia con anomalas mag-nticas pronunciadas (Geuna et al. 2000).

La accin del esfuerzo compresivo control el desarrollo defajas estrechas de cizalla en las rocas ultrabsicas y bsicasde rumbos 0 a 20 y ~ 300 que favorecieron el desarrollo denuevas fases de minerales hidratados (serpentina, tremolita,actinolita, epidoto) y la neoformacin de magnetita e ilmenita- hematita en agregados granoblsticos con estructura en ca-dena (Mutti y Gonzlez Chiozza 2000). Estas concentracionesinvestigadas por mtodos magnetomtricos definen valoresde susceptibilidad de 0,01 y hasta 0,1 SI.

h) Transformaciones en los depsitos y manifestaciones deCu (Au - Ag), Pb - Zn (Ag -Cu - Au), Fe y Cu - Fe (Zn - Au -Ag - Co): En las rocas de caja carbonticas y esquisto -gnisicas de los distritos Atos Pampa y Caada de lvarezlos episodios metamrficos M6 y M7 relacionados con la

orogenia famatiniana causaron retrogradacin hasta faciesesquistos verdes, con formacin de crisotilo + talco + epidoto+ tremolita - actinolita + clorita en los mrmoles, y de sericita +carbonatos + biotita + epidoto + clorita en las rocas silceas,ambas paragnesis formadas a expensas de los mineralesmetamrficos del ciclo pampeano. Por otra parte, el dominiotectnico D3 control en el distrito Atos Pampa la disposicinde los depsitos, con direcciones fluctuantes entre 10 y 20,determin el brechamiento de la mineralizacin en el contactoroca carbontica - esquisto y la cementacin de los fragmen-tos de metamorfitas con intercrecimiento de megacristales deyeso, calcita y cuarzo junto con sulfuros masivos a disemina-dos. Acompaa a esta estructura un pronunciado venilleo,tambin producto de los esfuerzos asociados al campodeformacional frgil - dctil a frgil. En los depsitos ferrferosde la sierra de Pocho la tectnica famatiniana provoc el des-membramiento de los mantos mineralizados en pequeos cuer-pos lentiformes de direccin 280, dispuestos en forma escalo-nada y en echeln, en una faja de 50 m de ancho y 1000 me-tros de largo, con disposicin N-S, alojada en rocasmilonticas.

En las anfibolitas portadoras de Cu - Fe, principalmente enlos depsitos situados dentro o en las inmediaciones de lasmegacizallas de Soconcho y Guacha Corral (Fig. 2), una de lastransformaciones ms conspicuas del ciclo famatiniano es laretrogradacin de la asociacin ilmenita - hematita - magnetitaa titanita (leucoxeno) - maghemita en coronas. Esta asociacinde xidos de hierro define una dbil susceptibilidad magnticade 0,0002 y hasta de 0,0008 SI; la presencia de un clivaje detransposicin definido por la paragnesis biotita - epidoto -magnetita - cuarzo genera una anisotropa dbil de la fbricamagntica, con orientacin submeridiana, segn los planos defoliacin. Los depsitos ubicados en la faja de Soconcho pre-sentan flexuramiento de mantos mineralizados (estructuras deschlieren) con interposicin de enclaves de anfibolita, venilleosigmoidal compuesto por cuarzo y/o feldespato y curvamientode los cristales de magnetita y cuarzo con formacin depseudobandas paralelas. En la mina To se alcanza lamilonitizacin de parte de la mena y su roca de caja, con domi-nio de una estructuracin dctil sobre la frgil a diferencia delo indicado para otras comarcas (Di Marco 2003).

El magmatismo G2 vinculado con este ciclo determin la for-macin de enjambres de mantos y diques aplopegmatticos,cuyo emplazamiento en las reas de los depsitos originarontransformaciones parciales de los mantos, evidenciadas por laformacin de salbandas micceo - arcillosas de poca potenciaen el contacto con la mineralizacin y la removilizacin parcialde la asociacin sulfuros - xidos - oro con su redepositacinen las rocas gneas, mientras que los diques provocaron la in-terrupcin y discontinuidad de los mantos mineralizados.

Ciclo extensional gondwnico

A partir del Carbonfero se inici un magmatismo de arco enel margen occidental de Gondwana (Llambas 1999) y en lasSierras Pampeanas se implant un rgimen tectnicodistensivo en el antepais pampeano, peneplanizacin del basa-mento y depositacin del Grupo Paganzo, slo expuesto enlocalidades aisladas del O y NO de Crdoba y en la sierra Nor-


te; escasos diques de basaltos alcalinos de edad carbonfera -prmica afloran en la sierra de Ambargasta.

A partir de a ~135 Ma se produjo la apertura del ocanoAtlntico Sur y el desmembramiento de Gondwana a lo largode lineamientos que hoy constituyen mrgenes continentales;de acuerdo con Ramos (1999) el rifting del Atlntico Sur esta-ra involucrado en el ciclo patagondico. Al respecto, Rapela yLlambas (1999) indican la conveniencia de utilizar el trminociclo gondwnico para reunir los eventos geolgicos acaeci-dos a partir de la finalizacin del ciclo famatiniano (340-310Ma) y hasta la apertura del Ocano Atlntico Sur (127 Ma).Adems, cabe acotar que estos autores tambin indican que apartir del Cretcico inferior, el final del ciclo gondwnico po-dra denominarse como ciclo proto-andino, debido al procesoincipiente de subduccin en el margen occidental deGondwana.

Durante el Cretcico se generaron nuevas cuencassedimentarias y la extrusin de basaltos tholeiticos yalcalinos subordinados sobre la pared colgante de la suturaentre el terreno Pampia y el protomargen gondwnico, queson de amplia difusin areal en el noreste de la Argentina ysur de Brasil (Kay y Ramos 1996). De acuerdo con Turner etal. (1994), la anomala trmica o pluma de Tristn de Cunharesponsable de la apertura del Atlntico Sur migr desde el surde Brasil con una trayectoria sudeste con respecto a la placade Amrica del Sur y mostr una actividad mxima entre los137 y 127 Ma, la cual se asocia a los volmenes ms importan-tes de basaltos expuestos en la sierra de Ambargasta y las li-mitadas manifestaciones relcticas de la sierra Chica (Kay yRamos 1996; Lagorio 2003).

La extensin asociada a la apertura del Atlntico segnTankard et al. (1995) y Rossello y Mozetic (1999) fue controla-da por sistemas de megatranscurrencias de orientacin NO ycarcter dextral, que en las sierras de Crdoba y Santiago delEstero corresponden con una orientacin submeridiana (Fig.3). Al lineamiento submeridiano principal de envergadura re-gional en Crdoba se asocian lineamientos secundarios deorientacin tambin ~ N que permitieron la formacin de nue-vas reas de extensin de tipo Riedel con la generacin delineamientos subordinados orientados al ~ E, NO y NNE, con-trolados parcialmente por las anisotropas previas del basa-mento.

Estadio metalogentico 4: ciclo extensional

Con la apertura del rifting Atlntico sur a partir del JursicoTardo y durante el Cretcico, se desencaden un nuevoevento mineralizante de representacin regional, debido al au-mento del gradiente geotrmico. Este episodio ocasion, me-diante mecanismos de celdas convectivas, la migracin de so-luciones hidrotermales de temperatura moderada a baja ysalinidad baja por canales conductores principales y secunda-rios preexistentes, depositando Mn y/o F (Fe - Ba) en zonasde cizalla de carcter dextral, reactivadas segn un modelotipo Riedel (Coniglio 1992, Leal 2002, Correa y Cbana 2002).Como evidencias de este proceso, se pueden citar los depsi-tos de Mn de las sierra de Ambargasta, de edad 134 5 Ma(Brodtkorb y Etcheverry 2000), y los depsitos de fluorita ex-puestos en las sierras Grande y Comechingones de edad ~131 22 Ma (Galindo et al. 1996).

a) Depsitos de Mn ( Fe - F - Ba ) en vetas: El distritoAmbargasta se ubica en la sierra homnima de Santiago delEstero y en la sierra Norte de Crdoba, con una extensin de70 km en direccin N - S y 22 km de ancho; sus reservas sonde 440.000 toneladas (Brodtkorb y Mir1999). Lo integrannumerosos grupos mineros de los cuales los ms importantesson: Sunchales, El Remanso, Aspa Puca, Los Ancoches,Amiman, Oncn, Aguada del Monte (Hiermang), Baritina,Cama Cortada, Tres Lomitas y Ftima (Fig. 3). Al este de lacorrida principal se ubican manifestaciones similares de me-nor tonelaje.

Los cuerpos mineralizados se alojan en rocas gneas (grani-tos y dacitas), son lenticulares a tabulares y sigmoidales, de1,80 m de potencia media, pero con sectores que alcanzan 30m de espesor (grupo Ftima). El relleno de las vetas est cons-tituido por brechas cementadas con xidos de hierro y manga-neso, habindose reconocido mltiples estadios de extensin,de los cuales Brodtkorb y Mir (1999) identifican tres: al pri-mero asignan la intensa fracturacin de la roca de caja y lacementacin con calcedonia, mientras que a los posterioresvinculan la mineralizacin mayoritaria. La estructura ejerci uncontrol de primer orden en la distribucin, tamao y forma quepresentan las manifestaciones de manganeso en el distrito,con un diseo de vetas en rosario, bolsones y zonas con es-tructuras cerradas, en las que slo se observa la falla que ca-naliz la mineralizacin hacia otros sectores (Ichazo1978, Leal2002).

Los depsitos presentan leyes medias de entre 20 % y 40 %Mn (Ichazo 1978), la textura es bandeada con capas fibroso -radiales y superficies coloformes, compuestas por xidos demanganeso monominerales o poliminerales como hollandita,ramsdellita, psilomelano, criptomelano, pirolusita y coronadita.En la ganga la especie ms abundante es calcita, seguida porpalo con cantidades subordinadas de xidos de hierro(hematita y goethita), fluorita, baritina, cuarzo, calcedonia,rodocrosita (grupo Los Ancoches) y arcillas. Calcita y palotienen una dismil distribucin espacial en los distintos nive-les mineralizados, con mayor abundancia de palo en zonasprofundas y predominio de calcita en sectores sub-superficiales.

La asociacin paragentica descripta est regida por abun-dancia de oxgeno disponible y baja temperatura en el sistema,factores que favorecieron su formacin, en tanto que su repe-ticin indica condiciones fsicas y qumicas similares para losdistintos estadios de mineralizacin (Arcidicono 1973). Es-tas paragnesis, junto con el estudio de inclusiones fluidassealan participacin de fluidos superficiales con bajassalinidades y temperaturas cercanas a 100 C. Los anlisisqumicos realizados por Leal (2002) indican una asociacindirecta entre la mineralizacin y soluciones hidrotermales con-tinentales; ambas enriquecidas en As, Cu, Mo, Pb, V y Zn.Adems, los depsitos de Ambargasta estn acompaadospor un elevado contenido de Ba, Sr, Li, W, Sb, Fe, Au y Agque sustentan el origen hidrotermal. Los valores de 34S de4,9 y 7,7 obtenidos de baritina permiten postular comofuente de aporte del elemento la disolucin de sulfuros de ro-cas gneas cidas existentes en la regin (Leal 2002).

Los depsitos se emplazan en zona de megacizallasdextrales y submeridianas, subverticales, con rumbos entre320 y 20 (Fig. 3), aunque en el norte del distrito las vetas del


Figura 3: Modelos de depsitos asignados al estadio metalogentico 4 (Jursico tardo - Cretcico temprano). Se indican las asociaciones petrogenticasms significativas y megaestructuras activas a partir del ciclo extensional gondwnico, referencias en figura 1.


grupo Ancoches se distribuyen con azimutes entre 260 y320 y los cuerpos son controlados por una zona de cizallasecundaria denominada Sistema El Bosque (Ichazo 1978). Noobstante, el vnculo entre la distribucin submeridiana de losgrupos mineros con fallas transcurrentes y la morfoestructuraindividual de los cuerpos mineralizados indicara que los flui-dos mineralizantes circularon por fracturas de tipo Riedel de-sarrolladas por un esfuerzo (1) de orientacin ~ NNE - SSO.

b) Depsitos de F (Fe - Mn) en vetas: Los depsitos defluorita de las Sierras Pampeanas de Crdoba se agrupan encuatro distritos, Guasapampa en el noroeste, Cabalango yLaguna Brava en la regin centro este y Cerro spero al su-doeste (Fig. 3), junto con manifestaciones menores talescomo las de Capilla del Monte en el noreste y Tico en el cen-tro este de las sierras. En particular, se destaca por su exten-sin el distrito Cerro spero, integrado por los grupos mine-ros Los Cerros Negros, Bub, Alpa Corral y Francisco (Fig.3). Sus yacimientos cubren una superficie de aproximadamen-te 3 km2, poseen caractersticas estructurales y genticas co-munes y se encuentran espacialmente vinculados conleucogranitos G3 y/o metamorfitas retrogradadas a faciesesquistos verdes.

Las concentraciones de fluorita estn en vetas de rellenosubverticales escalonadas y sigmoidales en rosario o en len-tes aislados, y cuando se ubican en leucogranitos lo hacenen sectores cercanos al contacto con los esquistos y gneiseshospedantes, con desarrollo limitado en las metamorfitas. Lasvetas tienen entre 0,10 y 8 m de potencia, corridas entre 25 y600 m, son multiepisdicas y presentan un brechamiento ori-ginado por diversos pulsos mineralizantes. La ley media deCaF2 se estima en 60 %, con un mximo de 90 % en las minasdel distrito Cabalango y un mnimo de 28 % en la mina Fran-cisco del distrito Cerro spero; el tonelaje total asciende a1.000.000 toneladas (Bonalumi et al. 1999).

La fluorita es maciza a granulada con grano fino a grueso ytiene color violeta, blanco, verde, amarillo, azul, negro e inco-loro, segn el orden de abundancia, y la ganga est conforma-da por calcedonia, cuarzo, palo, arcillas, caoln, pirita y xi-dos de hierro y manganeso. Las texturas ms comunes son derelleno: en escarapela, crustificada, bandeada y laminada; laalteracin de las vetas afecta unos pocos centmetros de laroca de caja grantica y est dominada por argilitizacin ysilicificacin.

La mineralizacin de los distritos est controlada por doslineamientos principales con azimutes 270 a 310 y 45 a 80respectivamente, el primero de los cuales alberga la mayorparte de los cuerpos mineralizados. Los lineamientos se inter-pretan relacionados con una reologa frgil en zonas de ciza-lla segn un modelo cinemtico de Riedel, con un esfuerzoprincipal mximo (1) aplicado en la direccin ~ NNE y un es-fuerzo principal mnimo (3) ONO. La interseccin de los doslineamientos produjo zonas de mxima extensin en el terre-no, las cuales albergan bolsones mineralizados y las mayoresconcentraciones de fluorita en clavos mineralizados.

Mediante estudios de inclusiones fluidas en fluorita delgrupo Los Cerros Negros, distrito Cerro spero, se definierontemperaturas de formacin entre 180 C y 100 C y salinidadescercanas a 0 % equivalente en peso de NaCl (Coniglio et al.

1999). De acuerdo con estos autores, las bajas temperaturas ysalinidades seran consecuencia de un nico reservorio de lassoluciones hidrotermales responsables de la mineralizacin.Galindo et al. (1996) determinaron en fluorita edades Sm/Ndde 131 22 Ma (mina La Nueva, distrito Cabalango) y de 117 26 Ma (grupo Bub, distrito Cerro spero).

Ciclo compresional ndico

Como consecuencia de los esfuerzos derivados de lasubduccin subhorizontal de la placa de Nazca contra el mar-gen occidental del continente, se produjo el alzamiento de lasSierras Pampeanas en el Eoceno - Mioceno inferior (Ramos1999); la geometra de la subduccin limit la migracin delvolcanismo de arco asociado al meridiano 65 00, siendo laltima manifestacin en las Sierras Pampeanas el volcanismopotsico de la sierra de Pocho entre 7,9 y 4,5 Ma (Kay et al.1999). El ciclo ndico, con una tectnica compresiva domi-nante, gener una reestructuracin del basamento, el cual fueelevado mediante la reactivacin de antiguas fallas directas dedireccin norte, a travs de sistemas de fallas inversas y para-lelas de alto ngulo, que generaron una inversin tectnicaconfigurada por bloques asimtricos alineados con vergenciaoccidental. Adems se desarroll un sistema transtensivo su-bordinado con direcciones conjugadas NO y NE que contro-laron morfoestructuras de segundo orden en el basamento delas sierras (Massabie com. personal 2003). La inclinacin dealto ngulo (> 45) de las fallas (Gonzlez Bonorino 1950), esconsiderada por Martino et al. (1995) como debida a unapilamiento de bloques deformados con una inclinacin de-creciente hasta llegar a un bajo ngulo de corte en profundi-dad (30 a 40). El ascenso tectnico de una parte del antiguocinturn orognico pericratnico, determin un nuevo cicloerosivo que degrad altos topogrficos y rellen valles, hastaalcanzar las geoformas actuales.

Estadio metalogentico 5: ciclo compresional

Las nicas manifestaciones vinculadas con procesosendgenos de este estadio se relacionan con el volcanismo ehidrotermalismo de la Pampa de Pocho. El alzamiento de lasrocas del basamento y la accin de los agentes exgenos pro-pici la liberacin fsica de minerales, y la meteorizacin qu-mica favoreci, durante el Eoceno - Mioceno temprano, la dis-persin del U+6 (V) en condiciones oxidantes haciadepocentros, probablemente desde el granito de Achala (G3).Adems, las aguas metericas desarrollaron importantestransformaciones mineralgicas y texturales en lamineralizacin hipognica, obliterando parcialmente sus ras-gos primarios dentro de niveles relativamente superficiales yoriginaron acumulaciones de material limontico y unamineraloga supergnica amplia e indicativa de condicioneslocales oxidantes (malaquita, azurita, crisocola, anglesita,cerusita, wulfenita, powellita y smithsonita) o reductoras(calcosina y covelina mayoritarios).

a) Manifestaciones de Au epitermal: Al norte de la Pampade Pocho se localizan varios conos volcnicos, niveles detravertino y Mn y manifestaciones aurferas, con leyes entre


0,02 y 18 g/t Au (Martos et al. 1994) (Fig. 4). El oro se vinculacon brechas volcnicas de composicin media andestica ytraquiandestica (diatremas) y con limonitas; hay evidenciasde alteracin serictica, arglica y silcea en los sectoresmineralizados. De acuerdo con dataciones presentadas porKay et al. (1999) el proceso eruptivo se desarroll durante elMioceno y puede correlacionarse con rocas similares porta-doras de mineralizacin aurfera, sulfuros y sulfosales de ele-mentos metlicos del distrito La Carolina en la provincia deSan Luis, concentraciones metalferas que fueron asignadasal modelo epitermal de baja sulfuracin por Sillitoe (1989) ySruoga et al. (1996).

b) Depsitos y manifestaciones de U - V ( Mn - Fe) ensedimentitas: Al sur de la localidad de La Falda, sobre la pen-diente oriental del valle de Punilla, afloran sedimentitas conti-nentales terciarias del Grupo Punilla, portadoras de uranio yvanadio, en discordancia con las metamorfitas del basamento.Se reconocen datos sobre la mineralizacin de la minaRodolfo, alojada en pelitas rojas eocenas del Miembro Mediode la Formacin Cosqun y ms raramente en areniscas supe-riores e inferiores (Blasn 1999b) (Fig. 4). Este depsito, detipo estratoligado biextendido, est constituido por cuerposlenticulares mineralizados en secuencias repetitivas de hasta6 ciclos, con potencias comprendidas entre 0,80 y 1,80 m ylongitudes de 10 a 24 metros. La mineralizacin est compues-ta por carnotita predominante junto con tyuyamunita ymetatyuyamunita en ganga de pirita, calcita, yeso, natrolita yxidos de manganeso, con ley media de 0,8 U y forma pe-queas agrupaciones irregulares y geodas en las arcillas ycarbonatos. Si bien an se discute si este depsito essingentico o epigentico, no hay dudas de que se ha forma-do a expensas de la erosin del basamento debido a latectnica ndica.

Discusin y conclusiones

La evolucin geodinmica de la corteza durante elProterozoico tardo y Fanerozoico temprano involucr la for-macin de dos grandes continentes, Laurentia y Gondwana, apartir de la fragmentacin del supercontinente Rodinia. En elmargen sudoeste de Gondwana Occidental, la orogeniaPampeana iniciada en el Neoproterozoico tardo, finaliz hacialos 520 Ma en una colisin de tipo ortogonal (con engrosa-miento cortical, anatexis regional y generacin de granitos S),que marc la anexin del terreno Pampia al margen deGondwana (Baldo et al. 1999).

Luego de transcurridos ~ 40 - 60 m.a., el desprendimientodel terreno Precordillera de Laurentia (Dalla Salda et al. 1998)y su colisin oblicua con el margen gondwnico (Astini et al.1996), generaron la orogenia famatiniana. Este evento summetamorfismo de alto a bajo grado, deformacin dctil - frgil,frgil - dctil y frgil y magmatismo metaaluminoso yperaluminoso a los terrenos acrecionados del cinturn meta-mrfico paleozoico durante ~ 170 m.a. Adems, a escala glo-bal, se desarrollaron otras orogenias paleozoicas (apalachiana- calednica - hercnica o varscica - mauritnica) que, segnStephens et al. (1984), determinaron la progresiva consolida-

cin del supercontinente Pangea en el Prmico medio.En la regin de Crdoba, la orogenia famatiniana iniciada en

el Ordovcico con el magmatismo G2 (metaaluminoso,sincolisional) y el desarrollo de fajas extensas de cizalla poraplastamiento tectnico (fallas inversas de vergencia oestecon componente sinestral), promovi un flujo hidrotermal enceldas convectivas, que se enriqueci en W, Cu, Fe, Zn, Au,Pb, Ag, Bi, B y F (entre otros componentes) por progresivaremovilizacin desde la secuencia volcanoclsticametamorfizada y mineralizaciones preexistentes. Datosisotpicos de Pb obtenidos por Chiaradia (2003) en yacimien-tos wolframferos fanerozoicos de San Luis y otras regiones (

evolución metalogenética de las sierras pampeanas de córdoba y sur de santiago del estero; ciclos...

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