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La superficie de la zona es muy accidentada con una erosin que se desarrolla entre 3600 y 4200 m.s.n.m. El drenaje es dendrtico y el clima es tpico de la regin Puna.

Las unidades estratigrficas expuestas incluyen el basamento metamrfico del Precmbrico Complejo del Maran; capas rojas del grupo Mitu perteneciente al Permio-Carbonfero; las calizas Norianas y Lisicas del grupo Pucara; las areniscas y lutitas del grupo Goyllarisquizga del Cretcico inferior; las calizas gruesas del Albiano y Cretcico superior de la Formacin Crisnejas, los piroclsticos del recientemente nombrado Volcnicos Lavasen de fines del Carbonfero inferior-Carbonfero superior, pudiendo alcanzar el Permiano inferior (Schreiber D., 1990) y rocas intrusivas representadas principalmente por el Batolito de Pataz de composicin calcoalcalina con un rumbo NNW-SSE en donde se hospedan las estructuras de cuarzo y sulfuros (pirita, arsenopirita, galena, esfalerita, calcopirita, etc.) con valores econmicos de Au.

Estructuralmente la zona de estudio est afectada por diferentes orogenias que inician con la orogenia Hercnica originando una intensa fracturacin compleja; las estructuras econmicas (vetas) se encuentran microplegadas, fracturadas y falladas.

El depsito se caracteriza por presentar mineralizacin de tipo filoniano de relleno de fracturas por soluciones hidrotermales, epigentico de carcter primario y de origen hipgeno con temperatura de formacin posiblemente Mesotermal.

De acuerdo a estudios mineralgicos anteriores (lvarez H. 2010) se determin la paragnesis de la veta Esperanza como sigue: cuarzo-pirita-arsenopirita-Au y cuarzo-galena-esfalerita-calcopirita-Au, teniendo al Au como mineral econmico, donde este mineral se encuentran rellenando fracturas y microfracturas en los minerales antes mencionados.

Se piensa que las vetas estuvieron relacionadas a la intrusin ya que, de acuerdo a estudios como los de Haeberlin, la edad de la mineralizacin difiere de la edad de la intrusin por 10 M.a., sin embargo se pretende fundamentar dicha hiptesis con el desarrollo del presente trabajo de investigacin. 1.2 CONOCIMIENTOS PREVIOS 1.2.1 Antecedentes

Dentro de los trabajos realizados en las periferias de la zona de estudio destaca la realizada por Yves Haeberlin con su tesis doctoral Geological and StructuralSetting, Age, and Geochemistry of theOrogenic Gold Deposits at the Pataz Province, Eastern Andean Cordillera, Peru realizada en el ao 2002, donde menciona que enla provincia aurfera de Pataz, durante los ltimos 100 aos, ms de 16 minas subterrneas distribuidas en los distritos de Pataz, Parcoy y Buldibuyo han producido 6 millones de onzas de oro y estima que los recursos ascienden a 40 millones, considerando la totalidad del cinturn. Estos depsitos tipo vetas, los cuales pertenecen a la clase de depsitos orognicos (o mesotermales) se localizan a lo largo del margen occidental, en parte tambin oriental del Batolito de Pataz (edad U-Pb de la intrusin: 329 M.a., edades 40Ar/39Ar de enfriamiento: 329-328 M.a.) al sur del cinturn y menos comnmente en metasedimentos adyacentes del Proterozoico Superior al Ordovcico. Las edades de 325-322 M.a. obtenidas a partir de micas de diques aplticos representan la edad mxima de mineralizacin. La ms cercana aproximacin a la edad de las vetas aurferas

3 se obtuvo a partir de medidas de 314-312 M.a.40Ar/39Ar en muscovita de la alteracin asociada a la mineralizacin.

Caractersticas recurrentes y tpicas de campo incluyen lo siguiente: 1) A escala regional, la localizacin de la mineralizacin en estructuras secundarias al oeste de un lineamiento mayor de direccin NNO y su relacin con los mrgenes del batolito de la misma direccin, resultan en la concentracin de las vetas en un corredor estructural de 1 a 3 Km de ancho. 2) A escala de la mina, un fuerte control reolgico y litolgico en el estilo de las vetas, que ocurren de modo continuo y de hasta 5 Km de extensin, en o a lo largo del margen del batolito, o como clavos ramificados y concordantes a la estratificacin en corneanas y pizarras plegadas ordovcicas. 3) Direccin constante de las vetas, en particular aquellas emplazadas en el batolito, donde ms del 80% lo hacen con direccin nor- a noroeste, buzando al este y zonas de deformacin de ductilidad-cizallamiento abiertas a modo de fallas destrales inversas durante un evento compresional aproximadamente E-O (elipsoide de esfuerzo: Z~080/15, Y~165/00, X~255/80). 4) Una asociacin metlica de Au, Ag, As, Fe, Pb, Zn, Cu, Sb, (Bi-Te-W) y dos estadios de deposicin de menas ricas en sulfuros. El primero est compuesto por cuarzo lechoso, pirita, arsenopirita y ankerita (P1). El segundo (P2) sigue un evento de fracturacin, contiene cuarzo microgranular azul grisceo, galena, esfalerita, calcopirita, sulfosales de antimonio, electrum y oro nativo y est cortado por vetillas post mineral de calcita, dolomita y cuarzo (P3). 5) Una alteracin hidrotermal de la roca de caja con sericitizacin pervasiva, cloritizacin menor, carbonatizacin y piritizacin, acompaada de fuerte decoloracin en las rocas plutnicas y de una dbil a casi invisible sericitizacin y cloritizacin en las rocas sedimentarias. Corroborando la uniformidad en el estilo estructural, la secuencia de las vetas, alteracin y asociacin metlica, las vetas de Pataz presentan una homogeneidad isotpica a escala de la provincia que indica un flujo de fluidos a escala de decenas de kilmetros. En trminos de fuentes de fluidos, las composiciones de isotopos estables de los fluidos mineralizantes (P1 y P2: Df = -25 10o/oo, 18Of = 7 2o/oo, 13CC = -3 1o/oo, et 34SS = 2 2o/oo) no son diagnsticas y reflejan interacciones fluido-roca con valores que resultan de una mezcla de las litologas interceptadas (Batolito de Pataz, sus rocas races profundas y el basamento metamrfico Pre-Cambriano). Los trazadores isotpicos radiognicos resaltan una contribucin metlica sustancial externa al plutn encajonante, remota del ambiente deposicional. Las composiciones de istopos de plomo (206Pb/204Pb = 18,35 - 18,46, 207Pb/204Pb = 15,62 15,69, 208Pb/204Pb = 38,26 38,50) revelan una mezcla de plomo de rocas plutnicas calcoalcalinas inmediatas y reservorios profundos, como las races plutnicas y otras rocas crustales inferiores. Probablemente, las fuentes del estroncio bastante radiognico en el fluido hidrotermal (87Sr/86Srf> 0,715) son del basamento Pre-Cambriano y, en proporciones desconocidas, fuentes crustales como gneises o sedimentos subductados. Se ha reconocido la misma secuencia de fluidos a la escala de la provincia con tres poblaciones de inclusiones fluidas distintas: (1) grupos de inclusiones pseudo-secundarias precoces (anteriores a syn-P1) con H2O-CO2-NaClCH4 en cuarzo lechoso (1 a 8 % p. eq.

4 NaCl), (2) inclusiones con H2O-NaCl ligadas a las paragnesis sulfuradas P1 et P2, entrampadas a lo largo de planos secundarios en cuarzo y en grupos de inclusiones pseudo-secundarias en esfalerita, que muestran un decrecimiento de la salinidad de 15 a 5 % p. eq. NaCl, y (3) inclusiones tardas (post-P2) y muy salinas con H2O-NaCl-CaCl2 a lo largo de fracturas. El descenso de la salinidad y de temperaturas de homogeneizacin (de 268 a142C) que se observa en la segunda populacin de inclusiones, refleja una probable mezcla entre un fluido caliente de salinidad moderada y un fluido diluido de menor temperatura. Lneas isocoras calculadas a partir de los datos de inclusiones fluidas sugieren que entre la precipitacin del cuarzo (P1, precoz) y la precipitacin de la esfalerita (P2, estadio aurfero), las vetas han seguido un camino de descompresin, a lo largo del cual las presiones han disminuido desde unos 5 kbar a menos de 1 kbar, mientras que las temperaturas han bajado desde unos 400C a menos de 300C. Esta evolucin de P-T puede explicarse por variaciones de profundidad ligadas a un acenso y un enfriamiento continuo del sistema hidrotermal. La combinacin de las edades isotpicas disponibles en el rea de Pataz sugiere que la mineralizacin de oro (>314-312 M.a.) postdata en 4 a17 M.a. el emplazamiento del Batolito de Pataz, su principal roca de caja (329 M.a.). Tal lapso de tiempo, apoyado por los resultados de istopos radiognicos trazadores y el tamao del sistema hidrotermal, lleva a descartar un vnculo gentico entre las vetas de oro y los plutones relativamente someros como el Batolito de Pataz. La intrusin caja y los corredores de debilidad a lo largo de sus mrgenes constituyeron slo una trampa estructural con propiedades mecnicas adecuadas. A nuestro conocimiento, el nico evento regional que coincide con la edad de la mineralizacin es el levantamiento momentneo del margen convergente en el lmite Mississipiano Pensilvaniano consecutivo a su engrosamiento. En consecuencia y de acuerdo con los resultados de los istopos de plomo y estroncio, el origen de las vetas de Pataz tiene que verse como resultado de procesos asentados en profundidad. No hay un argumento claro para favorecer, dada la qumica del fluido y la composicin isotpica, un modelo magmtico o uno metamrfico para los fluidos de fuente profunda involucrados en la generacin de estos depsitos. Sobre la base de los resultados del presente trabajo, y tomando en consideracin los modelos existentes en otras partes del mundo, los yacimientos de oro de Pataz constituyen un nuevo ejemplo de circulacin de fluidos a gran escala generada por fenmenos de reequilibrio tectnico y trmico como consecuencia de un engrosamiento cortical en un margen convergente. Bajo estas condiciones favorables los fluidos acuoso-carbnicos de salinidad menor habran sido liberados de la corteza inferior y habran ascendido siguiendo lineamientos regionales. A una profundidad de 165 km estos fluidos depositaron cuarzo y ankerita, especialmente en fracturas inversas de segundo orden as como en fallas de extensin al borde del batolito. Fluidos moderadamente salinos y sin CO2 siguieron a los fluidos acuoso-carbnicos y descargaron su contenido en metal en las vetas de cuarzo produciendo la mineralizacin de pirita y arsenopirita (P1). A menor profundidad (unos 5 a10 Km), fluidos acuosos diluidos a temperatura ms baja y de origen superficial han infiltrado el sistema y progresivamente han diluido y enfriado los fluidos salinos ascendientes. La mezcla de fluidos y una disminucin de la actividad del azufre son probablemente los mecanismos que han provocado la disociacin del complejo Au(HS)2- y su precipitacin a unos 330C (geotermometra isotpica de azufre) bajo la forma de oro nativo y electrum junto a esfalerita y galena (P2). Considerando la situacin de convergencia de placas, de exhumacin y del rol pasivo de la roca encajonante, los yacimientos vetiformes de Pataz presentan paralelismos con un gran nmero de yacimientos de tipo orognico emplazados en plutones. Los equivalentes ms prximos son, para el Paleozoico medio y superior, los distritos de St. Yrieix en Francia y de

5 Charters Towers en Australia. En los Andes, la provincia de Pataz es la expresin septentrional de los cinturones de edad devoniana a carbonfera de oro, antimonio y tungsteno de tipo orognico, que se extienden a lo largo de la Cordillera Oriental y las Sierras Pampeanas hasta la parte centro-occidental de Argentina, y que incluyen los distritos y yacimientos histricos como Ananea, Santo Domingo, Yani-Aucapata, Amayapampa, Sierra de la Rinconada y Sierras Crdobas. 1.2.2 Anlisis Cinemtico de Fallas

La Geologa Estructural constituye uno de los pilares del conocimiento geolgico, el cual nace a partir de la Geodinmica, una de las tres ramas en las que se dividi la Geologa a principios del siglo XIX y que han perdurado hasta bastante entrado el siglo presente, las otras dos ramas seran la Geognosia y la Geologa Histrica. La Geodinmica sera la rama encargada de la descripcin de los procesos exgenos y endgenos que daban lugar a las estructuras y a los relieves de la Tierra (Martnez, 2002).

La confusin acarreada por un trmino que abarcaba unos objetivos tan poco definidos y tan sumamente diversos hizo que se acuasen dos nuevos trminos que son sinnimos y que sirvieron para delimitar el cuerpo de doctrina que conocemos en la actualidad como Geologa Estructural. Por un lado el trmino Tectnica (del griego tektos, constructor, arquitecto) fue definido por Nauman (1850) y por otro el de Geologa Estructural (del latn struere, construir) que fue creado por Geikie (1905) tienen la misma raz, indicando que su objetivo es comn. A partir de entonces se ha tendido a utilizar estos trminos de forma sinnima aunque el uso habitual, impuesto por la literatura anglosajona, ha hecho cierta distincin entre estos dos trminos.

Se puede decir que la Geologa Estructural trata de la forma, distribucin y estructura interna de las rocas, haciendo especial nfasis en los procesos que intervienen en su deformacin tanto a pequea como a mediana escala, mientras que la Tectnica trata de la arquitectura global de la Tierra, sobre todo de su parte superior. De alguna manera se puede decir que la Geologa Estructural trata de la descripcin de las rocas y los procesos que tienen lugar en la corteza terrestre mientras que la Tectnica se ocupa de los procesos que ocurren en toda la litosfera. Debido a la inaccesibilidad completa de la litosfera surge otra distincin entre la Geologa Estructural y la Tectnica; por un lado la Geologa Estructural utiliza, sobre todo, la observacin directa de las rocas, describiendo los resultados de los distintos procesos que tienen lugar e infiriendo cules de los mismos han tenido lugar y en qu momentos, mientras que, por otro lado, la Tectnica necesita de los mtodos propios de otras Ciencias de la Tierra adems de los de la Geologa Estructural, como pueden ser la Geofsica o la Geodesia.

Adems, dentro de la Geologa estructural se individualiza un cuerpo de doctrina especializado que se denomina Anlisis Estructural que tiene como fin aportar a la Geologa Estructural y la Tectnica, mtodos avanzados que incorporen de la fsica, la qumica o las matemticas, los principios necesarios para abordar el estudio de las estructuras y de los procesos que las producen.

El primer objetivo de la Geologa Estructural es la descripcin geomtrica de los cuerpos rocosos; desde este punto de vista los cuerpos rocosos pueden ser clasificados en diversos grupos atendiendo a varios criterios: geomtricos; de significado geolgico; de edad de formacin; de los procesos que los origin; de la cohesin mesoscpica durante la deformacin; de los efectos de la deformacin frente a un marco de referencia; y de la distribucin de la deformacin En consecuencia, podemos incluir cualquier roca que nosotros

6 describamos en una o varias de estas clasificaciones; este hecho hace que el estudio de la Geologa Estructural deba de hacer hincapi en estas diversas clasificaciones para, posteriormente, poder incluir en ellas, de manera precisa, las distintas estructuras que se describan.

El segundo objetivo a tener en cuenta es el anlisis cinemtico y dinmico de los procesos que dan lugar a las estructuras que han descrito previamente desde un punto de vista geomtrico; es decir, describir los desplazamientos (deformaciones, rotaciones y traslaciones) que dan lugar a la formacin de una estructura y establecer el modelo de esfuerzo y la naturaleza de las fuerzas que causan dichas deformaciones.

Un tercer objetivo consiste en la elaboracin de modelos que expliquen las estructuras descritas. Estos modelos son: de tipo geomtrico cuando interpretan la orientacin y distribucin tridimensional de las estructuras dentro de la Tierra; cinemticos cuando explican la evolucin especfica de una estructura a lo largo del tiempo, desde el estado no deformado hasta la configuracin actual de la estructura; y mecnicos cuando se utilizan los conocimientos de la fsica del medio continuo para explicar el comportamiento de las rocas en respuesta a determinadas fuerzas aplicadas sobre ellas. Estos modelos se realizan a todas las escalas, sirven para entender mejor los procesos que intervienen en la dinmica terrestre, deben de estar basados en la observacin rigurosa de las estructuras y deben de perfeccionarse continuamente con nuevas observaciones.

El anlisis cinemtico de fallas consiste en determinar el sentido de movimiento (transcurrente, normal o inverso) de fallas, a travs de la interpretacin de una variedad de pequeas estructuras asociadas a las estras en el plano de falla, denominadas tectoglifos.

Las fallas son muy importantes, debido a que influyen en la deposicin de menas y geometra de un yacimiento, siempre y cuando stas se encuentren activas durante la circulacin de fluidos mineralizantes; o cambian la geometra inicial del yacimiento si son posteriores al evento mineralizante.

Por ello, es de gran importancia conocer los diferentes modelos de fracturacin y la cinemtica de fallas, a fin entender los estilos de deformacin espacial y temporal a los que est sujeto un determinado yacimiento; de manera que pueda ser una gua complementaria para la exploracin. Principio

El desplazamiento relativo entre dos bloques a ambos lados de un plano de falla es el dato esencial para todo anlisis cinemtico. Si bien de manera simple, se dice que una falla es normal o inversa, si su desplazamiento es principalmente vertical, o que es dextral o sinextral, si el desplazamiento es principalmente horizontal. Lo cierto es que la mayora de las fallas tiene desplazamientos oblicuos, como por ejemplo fallas normal-sinextral o todas las otras combinaciones.

La direccin de desplazamiento est fijada por las estras de friccin, cuyo pitch o ngulo entre la direccin de las estras y la horizontal, medida sobre el plano de falla, es obtenido usando una brjula o un transportador.

Las mediciones de campo tiles para el anlisis cinemtico de fallas son las siguientes: Rumbo y buzamiento del plano de falla principal

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F. La escama de arranque se generan a partir de las estras que tienen uno de sus extremos levantados, arrancando material del plano de falla y dejando como resultado una superficie irregular.

G. Las colas de mineral se caracterizan por tener presencia de minerales a un extremo de

la estras, mientras que hacia el lado opuesto se tiene polvo de mineral, dispuesto a manera de microbandas.

H. Para que se formen los lomos al abrigo se requiere de un elemento estriador endentado

en el plano de falla, de tal manera que durante el desplazamiento relativo de bloques, el material arrancado del plano de falla se deposita a manera de lomas y es protegido por el elemento estriador endentado.

I. Los planos de falla ondulados, segn sea el movimiento, presentan facetas estriadas y

lustradas o no estriadas y con presencia de xidos. El sentido de movimiento, ser determinado por la orientacin de las facetas estriadas.

J. La cristalizacin al abrigo, se produce dentro de las estras a partir ciertos desniveles

que generan el crecimiento de minerales como cuarzo, calcita, zeolitas o sulfatos, en la direccin del movimiento.

K. Las fallas de Riedel R1 se producen por esfuerzos de cizalla en la proximidad del

plano de falla y forman un ngulo de 15 a 20 con el plano de falla principal. Son sintticas o presentan movimiento en el mismo sentido que la falla mayor.

L. Las fallas de Riedel R2 se producen por esfuerzos de cizalla en la proximidad del

plano de falla y forman un ngulo de 70 a 80 con el plano de falla principal. Son antitticas.

M. Las lnulas de traccin son fracturas abiertas, algunas veces a manera de semicrculos.

La superficie de fractura es irregular y no presenta estras. Forman un ngulo entre 30 y 40 con el plano de falla principal. La direccin de buzamiento de las fracturas o la parte cncava de los semi-crculos nos indican el sentido de movimiento.

N. Las lenticulaciones son las nicas que se generan en medios dctiles entre los

descritos. Son Microestructuras penetrativas con planos curviplanares que determinan la deformacin de las rocas en lentes. La orientacin de las lenticulaciones determina el sentido de movimiento de la falla principal.

Modelos de Fracturacin

La fracturacin es considerada, como una deformacin contina debido a la accin de los esfuerzos 1, 2 y 3. Los modelos de fracturacin conocidos han sido desarrollados a partir de observaciones mltiples durante ensayos de mecnica de rocas o en zonas cizallantes naturales, dentro de las cuales tenemos: a) Fracturas desarrolladas en una zona de cizallamiento Modelo de Riedel

H. Cloos y W. Riedel (1928 - 1929), fueron los pioneros en realizar experimentos de cizallamiento y determinaron dos tipos de fallas a las que denominaron R1 y R2.

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10 b) Zonas de transtensin o transpresin

Las zonas de transtensin o transpresin, estn estrechamente relacionadas a fallas transcurrentes y el origen de una o la otra; va a depender fundamentalmente del sentido de movimiento de la fallas transcurrentes. Por ejemplo, cuando una falla principal NO - SE, movimiento sinextral y con una inflexin E - O en su parte central; por el movimiento que tiene, produce desplazamientos normales que generan cuencas tipo pull apart o fracturas abiertas, denominadas zonas de transtensin (figura 3-C). Mientras que, si el movimiento fuese dextral se produciran ejes de pliegues y fallas inversas, llamadas zonas de transpresin (figura 3-D). 1.2.3 Caracterizacin Geoqumica

Consiste en la utilizacin de los datos de contenidos y distribucin de elementos para la investigacin de procesos petrogenticos o evolutivos teniendo en cuenta las relaciones geolgicas y el marco geolgico regional.

Adicionalmente se contemplar el uso de las leyes generales y regionales de la distribucin de elementos menores y traza, principalmente Au, que puede servir como herramienta para la localizacin de yacimientos minerales.

As tambin, hay procedimientos que nos permiten caracterizar los ambientes geodinmicos en los que se han formado las asociaciones magmticas a partir del quimismo de los materiales gneos.

En el caso de la gnesis de las rocas gneas, el primer problema que se plantea consiste en la identificacin del protolito de cuya fusin proceden los magmas de los que derivan dichas rocas. Este protolito puede ser de origen mantlico en el caso de los magmas baslticos, de origen cortical en el caso de muchas asociaciones granticas, o de origen mantlico modificado como en el caso de las asociaciones magmticas calcoalcalinas que se localizan sobre las zonas de subduccin.

La composicin qumica y mineralgica de los materiales de la zona fuente ejerce un control fundamental sobre la composicin qumica de los fundidos. La composicin mayoritaria y el contenido en elementos traza de un magma depende tambin en gran parte del proceso de fusin y del grado de fusin parcial. No obstante, pueden producirse importantes variaciones composicionales durante el ascenso a la superficie o en las cmaras magmticas.

La causa principal de la variabilidad qumica de los fundidos primarios generados en el manto y en la corteza, es la naturaleza de la roca fuente. Se denominan magmas primarios, aquellos en los que no se han producido procesos de separacin de cristales desde la individualizacin del fundido.

Otro factor que condiciona la variabilidad de los magmas es la presin, que depende de la profundidad a la que se produce la fusin. As, a profundidades pequeas, la fusin del manto genera basaltos toleticos (algo ms ricos en Si y ms pobres en Mg que otros tipos de basaltos). A mayores profundidades se invierte la tendencia y los magmas son ms ricos en Mg y en Fe y ms pobres en Si (basaltos alcalinos).

11

La temperatura es otro factor que controla la variabilidad qumica. En un sistema de composicin determinada y a una presin fija, la tasa de fusin determina la composicin de los magmas. As, los elementos mayores que se incorporan ms fcilmente a los fundidos (Si, Al, Ca, K, Na y Ti) y los elementos traza incompatibles (Rb, Zr, Ba, REE, Th, U, etc.) son abundantes en los fundidos a temperaturas ms bajas (primeros fundidos). A mayores temperaturas, aumenta el porcentaje de fusin, y los magmas se hacen progresivamente ms ricos en elementos refractarios (Mg, Cr, etc.), diluyndose los elementos incompatibles en los nuevos fundidos y evolucionando los magmas baslticos a composiciones picrticas.

Otros factores que condicionan la composicin de los fundidos, son los contenidos en H2O y CO2 de la roca fuente. El efecto de estos componentes voltiles es similar al de los elementos con bajo punto de fusin, como los lcalis. La presencia de estos componentes, baja el punto de fusin de las rocas. Cuando no hay fase gaseosa, el comportamiento del H2O, es similar a la de los elementos incompatibles, siendo esta conducta similar en el caso de cualquier otra fase gaseosa (CO2, Ar, He).

Como el H2O es la fase gaseosa ms abundante, alcanza pronto el grado de saturacin en los magmas y forma una fase de vapor cuando ascienden los magmas. La concentracin de agua en los magmas es controlada fundamentalmente por la presin.

La presencia de H2O en abundancia tambin influye en la composicin del fundido. Una fuente rica en H2O produce un fundido ms rico en slice que la fuente anhidra.

Tambin la abundancia de minerales con baja temperatura de fusin determina la capacidad de produccin de magma. A una temperatura determinada, una roca del manto rica en piroxeno y minerales alumnicos producir ms lquido que una peridotita rica en olivino (ms refractario).

La fusin en la corteza continental, en la mayora de los casos en presencia de agua, produce lquidos granticos en los que la composicin del fundido es marcada por una asociacin mineralgica cuarzo-feldesptica (fusin eutctica), y por tanto, la variabilidad de las composiciones granticas son bastante restringidas.

La presencia en la fuente grantica de materiales sedimentarios o de materiales meteorizados, es puesta de manifiesto por diversos indicadores, de los que uno de los ms significativos es generalmente su alto valor de 18 O (8-14 ).

Algunos granitos, denominados como de tipo S, se forman por fusin de sedimentos y metasedimentos en niveles profundos de la corteza continental. Estos granitos tienen altos 18 O (9-15 ), que indican que sus materiales fuente se formaron a baja temperatura y en presencia de agua.

La abundancia de moscovita y las bajas relaciones Fe+3/Fe+2 de los granitos S, indican que sus materiales fuente contenan gran cantidad de minerales arcillosos deficitarios en oxgeno o con materia orgnica. Adems, sus altas relaciones 87Sr/86Sr y sus bajas relaciones 143Nd/144Nd reflejan que dichos materiales fuente han estado asociados durante cientos o incluso miles de millones de aos a dominios sedimentarios o metasedimentarios con altas relaciones Rb/Sr.

Por el contrario, los granitos de tipo I, tienen valores inferiores de 18 O (6-9 ), que indican que proceden de unos materiales fuente de composicin gnea que han sido poco

afpr

Fial

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sedeNqupo Pr

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crfrcl

es

fectados porresencia de

igura 4: Pal 1991.

En loomponente nesis se prranitos S.

El mae encuentrane Reunin y

Nd se asemejue estos graor diferenci

rocesos de d

Otra ciferenciacieinantes en eacturas.

Los eristalizacinaccionamielinopiroxeno

La prspectros nor

r procesos shornblenda

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roduce en n

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diferenciac

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resencia de rmalizados

superficialea, que refleja

ara la clasif

I, ms delo y el Nd t

niveles ms

grantico seavas de comn y en dorsas de rocas bueden haberma de magm

cin y evolu

a variabilidaa que los l

uperior, tiend

ompatibles (da debido a i es controel Sr por la d

una anomde REE, p

s a bajas tema la abundan

ficacin de

l 25% del tiene ms cprofundos

e restringe emposicin gsales ocenibaslticas qrse formadomas basltic

ucin magm

ad qumica quidos maden a ascen

(Ni, Cr, Sc que present

olado por lde las plagio

mala positivpone en evi

mperaturas.ncia de Ca e

granitos tip

Fe est en componenteque los cor

esencialmengrantica enicas), pero

que a las de o por re-fuscos.

mtica

de los magagmticos sonder por per

y Sr) son butan grandesla cristalizaoclasas.

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. En estos gen los mate

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nte a las man dominios sus relaciongranitos conin de basa

gmas correson menos drcolacin o p

uenos indic variacioneacin de o

con respectoacumulacin

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odificado de

Fe+3, el Srco, lo que

ntes a la for

asas contineocenicos (nes isotpicntinentales,

altos, o exce

sponde a lodensos bajopor circulac

cadores de los con peque

olivino, el

o al Sm y n de plagio

es frecuentete (figura 4)

e Hernndez

r tiene menindica que

rmacin de

entales, y s(Islandia, iscas de O, S, lo cual indepcionalme

os procesos o las presioncin a favor

os procesoseos gradosSc por la

al Gd en oclasas en u

12

e la .

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nos su

los

olo slas Sr y dica ente

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acg - M- M- M- M- M

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oca, mientraristalizacine fusin par

En loristales es m

Por otue la de laseterminar sintermedios.

Magmatismo

Los ticuerdo con gneas princip

MagmatismMagmatismMagmatismMagmatismMagmatism

igura 5: Citcher, 1983

as que una n fraccionadrcial en los q

os magmas menos eficie

tra parte, la s rocas volci correspon

o en diferen

ipos de maglos mbito

pales desde

mo de las domo de las islamo intraplacamo orognicomo de orgen

lasificacin3; Barbarin,

anomala nda. Tambinque perman

ms viscoente que en l

evolucin qcnicas, ya nden a la c

ntes ambien

gmatismo enos geodinme el punto de

rsales ocenas ocenicaa (basaltos o de bordesnos colision

n de rocas g1990).

negativa esn pueden pronecen plagio

osos (fundilos magmas

qumica de que al estar

congelacin

ntes tectnic

n la Tierra pmicos prince vista geod

nicas. as. de meseta y

s de placa denales.

granitoides

indicadoraoducirse an

oclasas en e

idos grantis baslticos,

las rocas plr completam

n de un ma

cos

presentan uipales del p

dinmico so

y asociacionestructivos.

basada en

a de separanomalas negl residuo de

icos), la se, que son m

lutnicas esmente cristaagma, a acu

una distribucplaneta (fign:

nes magmt

el ambient

cin de estgativas de Ee fusin.

eparacin gms fluidos.

s ms difcilalizadas es umulados,

cin selectigura 5). Las

ticas de rifts

te tectnico

te mineral pEu en proce

gravitatoria

l de interpremuy difcilo a produc

va que ests asociacion

s).

o. (Despus

13

por sos

de

etar l el

ctos

de nes

de

14

Las rocas granticas, que son un constituyente mayoritario de la corteza continental, estn enriquecidas (considerando los periodos corto y largo) en elementos incompatibles, siendo el reflejo del empobrecimiento del manto superior, que es debido a la extraccin de la corteza continental a lo largo de los tiempos geolgicos.

Los magmas orognicos que se generan en las zonas de subduccin, tienen una historia ms compleja. Si se originan en el margen continental, como en el caso de los Andes, se produce interaccin entre magmas mficos de origen mantlico y fundidos anatcticos de la corteza continental.

Si se originan en zonas de convergencia ocenica, el resultado es ms sorprendente: la composicin isotpica del Nd es muy similar a la del Nd de las placas litosfricas subducidas. Por el contrario, su relacin 87Sr/86Sr es considerablemente radiognica, lo que sugiere que hay aporte de Sr marino. Este hecho se considera con frecuencia como prueba de que la deshidratacin de los sedimentos y de los basaltos alterados de la placa descendente, produce fluidos que disparan la fusin en la cua de manto que se encuentra sobre la zona de subduccin y producen magmas andesticos.

Los datos petrolgicos evidencian que el origen de las andesitas no puede relacionarse exclusivamente con la fusin de la corteza subducida, ya que este proceso solo producira lavas dacticas bastante ms ricas en slice, por tanto, es de suponer que los fundidos producidos por la fusin de la corteza ocenica hidratada reaccionan con los materiales del manto situados sobre la zona de subduccin. La fusin de este manto transformado generara magmas andesticos. Geoqumica de elementos mayores

La composicin qumica de las rocas gneas es una valiosa herramienta para su clasificacin, ya que es una funcin muy directa de su procedencia y permite su aplicacin independientemente de condicionantes como el tamao de grano o la presencia de vidrio, que hacen muy difcil o imposibilitan la realizacin de clasificaciones por criterios mineralgicos.

Otra ventaja que tienen las clasificaciones a partir de la composicin qumica, es que son ms precisas en los casos de rocas con tamaos de grano grueso, porfdicos o heterogneos, ya que en el proceso de molienda para la preparacin del polvo analizable se realiza una homogeneizacin de una cantidad considerable de roca. Por el contrario, el realizar un anlisis modal adecuado de este tipo de rocas, requiere una considerable cantidad de puntos de medida, y por lo tanto supone un coste temporal y econmico elevado.

La utilizacin de las nuevas tcnicas analticas, por su precisin, rapidez y economa, permite la produccin de gran cantidad de datos analticos y posibilita la utilizacin de estos datos para realizar clasificaciones petrolgicas con base geoqumica.

Los sistemas de clasificacin geoqumica basados en los elementos y ms ampliamente utilizados para rocas gneas son:

Clasificaciones basadas en diagramas binarios o ternarios de xidos

o Para rocas volcnicas. o Para rocas plutnicas. o Para discriminacin entre series alcalinas y sub-alcalinas o Para discriminacin entre series toleticas y alcalinas/calcoalcalinas.

15

o Para caracterizacin de series altas o bajas en K.

Clasificaciones basadas en la composicin normativa

o Clasificacin de basaltos con base en el sistema Ne-Di-Ol-Hy-Q. o Clasificacin de granitoides en el diagrama Ab-An-Or. o Clasificacin de rocas plutnicas y volcnicas en el sistema Q-(F)-ANOR.

Clasificaciones con bases catinicas

o Clasificacin de rocas plutnicas y volcnicas usando R1 y R2. o Clasificacin de rocas komatiiticas, toleticas y calcoalcalinas. Diagrama de

Jensen.

Entre las clasificaciones de rocas gneas a partir de diagramas binarios de xidos ms utilizadas se encuentran los diagramas TAS (Total Alcalis Silica).

En estos diagramas, se utilizan los porcentajes de SiO2, Na2O y K2O obtenidos directamente de los anlisis qumicos. Los anlisis deben estar re-calculados a 100% en base anhidra y sin CO2. En algunas rocas venuladas por carbonatos, puede ser aconsejable el eliminar una proporcin de CaO equivalente a la de la cantidad de CO2, antes de efectuar el re-clculo a 100%.

En el caso de las rocas volcnicas, las rocas potsicas y ricas en magnesio no son clasificadas correctamente por el diagrama TAS. Las rocas volcnicas alteradas o metamorfizadas no deben ser clasificadas por este procedimiento, ya que los lcalis son fcilmente movibles por estos procesos. Tambin hay que tomar precauciones con la clasificacin de las rocas en las que existan evidencias de fraccionamiento de fenocristales.

Para la clasificacin de las rocas plutnicas, puede utilizarse un diagrama TAS con la configuracin de campos composicionales definida por Wilson (1989), pero presenta el problema de que est basado en gran parte en los campos establecidos por Cox et al. (1979), que no son consistentes con los lmites considerados por la IUGS en el diagrama TAS utilizado para rocas volcnicas. 1.2.2 Termometra de Inclusiones Fluidas

Se sabe que la mayora de los minerales se forman en un medio acuoso, partes mnimas de estos lquidos pueden quedar atrapados en su interior durante las etapas de crecimiento cristalino. Es normal y frecuente que esto ocurra, sabiendo lo imperfecta y defectuosa que resulta la mecnica de crecimiento de los cristales, una vez conseguida la nucleacin. De esta manera, podemos usar las inclusiones fluidas, que no son ms que diminutas vacuolas rellenas de las soluciones en las que se formaron o evolucionaron los minerales, para investigar las condiciones de gnesis y la posterior historia de los minerales. Las inclusiones, por tanto, pueden proporcionar una informacin muy valiosa sobre las condiciones de temperatura, presin y composicin de los fluidos que han formado los minerales (Velasco, 2004).

Si se observara cristales transparentes, ayudados por el microscopio, se apreciara la presencia de microcavidades de pocas micras de dimetro, rellenas de lquidos en el que casi siempre destaca una diminuta y oscura esfera gaseosa. Su distribucin en el interior del cristal no suele ser fruto de la casualidad, sino al contrario, suele obedecer a criterios estructurales

sicr

Fi19

vaLafoinenco

decomdeco

empre relacristales (mic

igura 6: D984).

Atendarios gruposas inclusion

ormado a panterpretacinn tanto fueronocimiento

Los metallado y cuon investig

microtermome temperatuomposicin

cionados cocrofracturas

Diferentes m

diendo a la s diferentesnes slidas sartir de lqun de la fisicron testigoso de la natur

mtodos de uidadoso trgaciones m

mtrico de laura y presin

y origen de

on la gnesis) (figura 6)

mecanismos

naturaleza : inclusionesuelen ser p

uidos sobrescoqumica ds de las conraleza de lo

estudio deabajo petro

ms sofistias inclusionn en el mome los fluidos

s (caras de .

s de atrape

de las incles predominparte de la asaturados. Tde los procendiciones deos fluidos m

e las inclusgrfico (figicadas de nes fluidas mento de la s involucrad

crecimiento

de las inc

lusiones, senantemente asociacin mTodas ellas pesos geolgie formacin

mineralizador

iones fluidagura 7), inte

tipo geoqproporcionprecipitaci

dos en estos

o) o con la p

lusiones pr

puede destlquidas, ga

mineral, perpueden ser icos que hann y nos prores.

as deben cogrado con oqumico. Ba informacin o en etap

s procesos.

posterior hi

rimarias (se

tacar de maaseosas, slro tambin utilizadas en generado oporcionan

omenzar siotros estudioBsicamentin sobre lapas posterio

storia de es

egn Roedd

anera sencilidas o mixtpuede habeen el estudilos mineralclaves para

empre con os de campe el estuas condicionores y sobre

16

stos

der,

lla, tas.

erse o e les, a el

un o y dio nes e la

Fien

inayesappocosoinabpr

en

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igura 7: Mon el estudio

Tenienclusiones, cyuda de un studio rutinaproximadamolarizada, reontraste y vion tan pequnterior. Tambrindose yrocesos de c

Duranntre los fluid

Aunqapor (V), puidadosa, de).

odelo de ficde una seri

endo en cucasi siemprmicroscop

ario es aconmente 100, 2etirando lasisualizarlas ueas que mbin suely destruynconfeccin d

nte el estudidos y los m

que las inclupodemos enebido a la p

cha en forme de inclusi

uenta lo exre por debajio petrogr

nsejable com200 y 400 as lentes del

mejor. Lgno dejen alen ser dendose durade las lmin

io petrogrfinerales, pe

usiones msncontrar otrresencia de

mato Excel piones fluida

traordinariajo de las 50

fico, bajo lmenzar con aumentos recondensado

gicamente, sapreciar su esestimadas ante la manas.

fico de las iermite que la

s numerosasras ms comslidos (d

para anotar ls. (Velasco

amente dim0 m, su reluz transmiaumentos mespectivameor situadas se excluyennaturaleza aquellas

anipulacin

nclusiones, as identifiqu

s son las bimplejas qu

daughter min

los datos y m, 2004).

minutas queeconocimientida y con medios (10Xente, usanddebajo de l

n del estudioni los camdemasiado microterm

la diferencuemos sin p

fsicas, comue requierennerals) o l

medidas de

e son la mnto debe reafuertes aum

X, 20X, 40Xdo oculares la platina, po aquellas inmbios que o

grandes momtrica o

cia de ndiceproblemas (t

mpuestas den una identquidos inm

mayor inte

mayora de alizarse conmentos. En X, que ofrecde 10X) y

para mejorarnclusiones qocurren en que termino durante

e de refracctabla 1).

e lquido (Ltificacin m

miscibles (ta

17

ers

las n la

un cen luz r el que

su nan los

in

L) y ms abla

hampi

poRflu

cuha

secaexpootge

ligco

De malita, las red

menos triangirrotita, etc.

Si biodemos obecientemenuidas en mi

Los muarzo, fluoralita, apatito

De toe explica poaractersticaxfoliacin eosibilidad dtros lquidoenerando fe

Por lgeramente aontrol crista

manera genedondeadas agulares de c

en casi toservarlas c

nte se han deinerales opa

minerales mita, carbonao, topacio y

dos ellos, laor la enorm

as de complen carbonatode preservars secundarinmenos de

lo general alabeadas oalogrfico y/

eralizada sea silvita, tacalcopirita,

odos los mcon facilidaesarrollado acos como e

ms frecuentatos (calcitacasiterita.

a inmensa mme ubicuidaleta transpaos, fluorita,r inclusioneios o simplee necking

suelen apa en zonas d/o gentico.

e podra proabulares de

lamelares

minerales prad en aquetcnicas de

en sulfuros p

tes en los qa, dolomita,

mayora de ad del cuararencia y gr baritina, et

es, ya que eemente facidown.

arecer agrudelimitadas p. La cuesti

oponer que anhidrita, fde hematit

resentan nuellos miner infrarrojo qpor ejemplo

que es fcil ankerita, si

los estudiorzo en la mran estanqutc., acta po

estos planosilitan su des

upadas, frecpor el creci

n de cmo

las formasfibrosas de ta, ferromag

umerosas irales suficique permiteo.

encontrar iiderita), bar

os se han cemayora de ueidad. La por lo generas permiten lstruccin, a

cuentementeimiento, en aparecen di

s cbicas codawsonita, gnticas co

inclusiones entemente

en estudiar l

inclusiones ritina, celes

entrado en elos depsi

presencia dal negativamlos escapes,abriendo las

e en planocualquier cistribuidas l

orrespondenopacas m

on magnetit

fluidas, stransparent

las inclusion

fluidas sontita, esfaler

el cuarzo. Eitos y por de sistemas mente sobre, la entrada s inclusione

os, superficcaso con fuelas inclusion

18

n a s o ta /

lo tes. nes

n el rita,

Esto sus de

e la de

es o

cies erte nes

encr C

insadivadeaccrhecatieco

FiDSi

idfolaRin

n el interioriterios de c

lasificacin

Al prnclusiones falinidad y piferente voluapor de ague ebullicincuosas, puedristales (minematita, piaractersticaenen alto omprendida

igura 8: Clonde se muiendo: L = l

Roedddentificadas orman en mas cuales sooedder (19

nclusiones q

or de los crlasificacin

n

incipio Nasfluidas (figpresentan uumen segn

ua con ms dn, especialmden contenenerales hijoirita, calcopas pticas ocontenido

a entre 3 y 3

asificacin uestra incluslquido acuo

der (1979) por su desa

microfracturaon atrapada84) introdu

que terminan

ristales juegn gentica m

sh (1976) pgura 8) donuna fase lqn la temperadel 60% de

mente cuandoer algo de Cos) de halitpirita, mago cristalogrde CO2, c0% del volu

de inclusionsiones del tioso, V = vap

clasific laarrollo en laas, planos das durante ujo un nuevn en el lmit

ga un papems fiables.

propuso unande distinguquida de agatura de capla inclusin

o coexisten CO2; c) Tipota de hbitgnetita, etcficas o pocon una reumen (Vela

nes fluidas ipo: I = lqupor, L CO2 =

s inclusioneas zonas de de cizalla o

la obturacivo tipo dete de una zo

el muy imp

a clasificaciui cuatro

gua y otra fptura; b) Tipn, suelen incon las de t

o III, tienento cbico ac., los cuaor tcnicas elacin COasco, 2004).

segn su couido, II = va= lquido CO

es fluidas screcimientoplanos de min de una

inclusioneona de creci

portante ya

in referidatipos: a) T

fase gaseospo II, son riterpretarse tipo I. Aunq

n alta salinida veces junales puedende microan

O2/H20 vari

omposicin.apor, III = sO2.

egn su orio de un cristmaclas de da fractura. Mes: c) Pseudimiento de u

que supon

a a la compTipo I: tiensa de vaporicas en gas como buenoque sean dodad y contiento con silvn identificnlisis; etc.iable pero

.(Nash,1976lido y IV =

igen en: a) tal; b) Secu

deformacinMs adelando-secundarun cristal (fi

ne uno de

posicin de nen moderar de agua c(normalmeos indicado

ominantemeenen pequevita, anhidrcarse por .; d) Tipo I

casi siemp

6). = carbnicas

Primarias (undarias (S),n en un crisnte, el misrias (PS), s

figura 9).

19

los

las ada con ente ores ente os rita, sus IV, pre

s.

(P), , se tal, mo son

FiIn19

(1comv R

hoesunfape

cacaexvodeincoin C

codede

igura 9: Dinclusiones d985).

No ob1985), en laon las morf

ms abreviattreas).

Requisitos p

Las comogneo (stas condicin fluido en ases slidas ero originalm

Se deambios qumaptura. Debxpansin teolumen de lebe asumir nternas de pondiciones nclusin (La

ambios pos

Las iomposicin el fluido, ese la tempera

istribucin ide tipo P, S

bstante poda cual toma fologas mturas para s

para la valid

condiciones(slo una faiones puedeebullicin ((minerales

mente los c

ebe demostrmicos y qu

bido a la riermal muchla inclusinque el volupresin puede alta pre

acazette, 199

steriores a

inclusiones y forma. E

strangulamieatura de hom

idealizada dS y PS en un

demos encoen cuenta l

s frecuenteimplificar s

dez del estu

s de pre-cafase), ya seaen prevalece(Shepherd, hijos) al d

componente

rar que el crue la inclusigidez de loho ms alton es constanumen constaeden causaresin y tem93 in Golds

la formaci

pueden suEstos cambioento y decremogenizaci

de inclusionn cristal de

ontrar otraslas fases do

es y las fasesu descripci

udio de incl

aptura de la en estadoer tambin 1985). Den

disminuir las estaban di

ristal que hasin represos cristaleso que el crnte (isocricante es realmr una pequ

mperatura estein & Rey

n de las in

ufrir una seos pueden sepitacin ton y salinid

nes fluidas.e cuarzo de

s clasificacominantes. Pes presentesin (L= lqu

lusiones flu

la inclusino lquido, g

en un sistentro de las in

temperaturisueltos en u

a atrapado enta un sis y a que lristal que lco) desde sumente una auea deformn un crista

ynolds, 1994

nclusiones f

erie de evoser de variaotal (Velascodad de la inc

seccin par

iones comoPresenta uns a temperauido; V = v

uidas

n deben segaseoso o hema heterognclusiones pra y presentun fluido ho

la inclusinstema cerraos fluidos la encierra,u captura. Daproximacimacin elsal puede ca4).

fluidas

oluciones qaciones de vo 2004), losclusin fluid

ralela al eje

o la de Shna serie de datura ambievapor, S =

er a partir ipercrtico. gneo cuandpueden habtarse una buomogneo.

n permaneceado (isoplttienen un c, se debe a

Durante la pn, ya que lstica y el cambiar el v

que puedenvolumen, ps cuales afecda (figura 10

e c (Shephe

hepherd et dibujos tpicnte y proposalinas; GL

de un fluSin embar

do ha existber cristalizaurbuja de g

e sellado atico) desde coeficiente asumir quepost-capturalas variacioncambio en volumen de

n afectar a rdida de pactan al clcu0).

20

erd,

al., cos one L =

ido rgo, ido ado gas,

los su de

e el a se nes las

e la

su arte ulo

Fiflu

traBco

recu

reen

Fi LesinetquT3

igura 10: Puido atrapad

El caaduce por ethke, 198onduciendo

La peequilibradauando al rep

El estecristalizacin la tempera

igura 11: FLa inclusinscindiendo, nclusiones stapas temprue se separa3. (Roedder

Perdida de edo (Velasco

ambio de vdilataciones

84). Estas a sobre esti

rdida de fla por fluidopetir las med

trangulamien durante atura de hom

Fenmeno dn original

a medida separadas. Cranas tendraron en etap, 1984).

estanqueidao, 2004).

volumen pos y contrac

deformaciimaciones e

luido por dios secundardidas sobre

ento (neckila confinac

mogenizaci

de necking datrapada a que se en

Cuando se n una temppas ms tard

ad por defor

or sobre cacciones de iones afecerrneas.

ifusin en rios y se puuna misma

ing down) cin del flun y alguna

down a partila tempera

nfra lentamestudien enperatura dedas: aproxim

rmacin y p

alentamientlas inclusio

ctan a la

el mineral uede comp

a inclusin l

(figura 11)uido y su enas veces en s

ir de una incatura T1 y

mente (a T2n el laborat homogenizmadamente

por apertura

o producidones rellen

temperatur

husped puprobar duranlos valores n

) es causadnfriamiento,su salinidad

clusin tabualojada en

2, T3 Y Tforio, las quzacin muc

e las (A) a T

a con escap

do por metas de lquira de hom

uede ser totnte la micrno son repro

do por la r, ocasionand.

ular. n una micrfinal), produue se indivicho ms eleT1, las (B) a

pe de parte

tamorfismo ido (Bodnarmogenizaci

tal o parciarotermometroducibles.

redisolucindo diferenc

rofisura se uciendo varidualizaron evadas que T2, y las (C

21

del

se r y n,

al y ra,

n y cias

va rias

en las

C) a

22

La decrepitacin total debido a la deformacin y el metamorfismo (Touret, 2001) en algunas inclusiones pueden llegar a romperlas con el consiguiente escape y prdida de solucin. De esta manera, las inclusiones afectadas parcialmente o adyacentes a las decrepitadas pueden tener salinidades y temperaturas de homogenizacin ms altas. Aplicacin en la exploracin de minerales

Las inclusiones fluidas nos permiten obtener datos del sistema hidrotermal en el que se form el mineral: temperatura (geotermometra), presin (geobarometra) y composicin general del fluido, densidad del fluido.

Las inclusiones primarias y secundarias contenidas en los minerales de mena y ganga pueden ser utilizadas de manera indirecta como la huella digital de ciertos tipos de fluidos formadores de menas; para caracterizar asociaciones particulares de minerales de mena y definir las reas dnde estos fluidos pueden concentrarse.

Tambin es posible predecir si las condiciones de estado de presin y temperatura, determinadas para el fluido, favorecen a la deposicin de la mena (Shepherd, 1985). Principios bsicos del anlisis termomtrico

Existe una amplia informacin sobre el estudio de inclusiones fluidas y el anlisis termomtrico descrito por Roedder (1984), Shepherd et al. (1985), Goldstein &Reynolds (1994), donde se describen ampliamente los principios bsicos del anlisis termomtrico. Calentamiento

Cuando se forma una inclusin a partir de un lquido homogneo (L) a una presin y temperatura determinada, el lquido se enfra conservando su densidad a lo largo de una lnea de igual densidad (isocora) en un diagrama de fases delH2O. Su descenso contina por la isocora hasta interceptar la lnea lquido vapor, donde se forma una burbuja (L+V) y su enfriamiento prosigue por la lnea de fase lquido vapor (figura 12).

De esta manera, si una inclusin se encuentra a la temperatura ambiente llena de L+V, en el laboratorio se puede invertir el proceso si se calienta la inclusin hasta el punto de desaparecer la burbuja. Es as como la temperatura medida corresponde a la temperatura de homogenizacin (Th), la cual es la temperatura mnima de captura del fluido hidrotermal. Pero como no conocemos la presin de captura del fluido, esta temperatura medida debe ser corregida para obtenerla temperatura de captura (Tt) o de formacin. De este modo, debemos hacer una correccin por presin: T de captura T de homogenizacin = Correccin por presin

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23

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26

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Para simplificar los clculos la profundidad (h) se expresa en m y la presin P en bares

(Shepherd et al., 1985).

En la mayora de los estudios de inclusiones fluidas la presin no se determina a partir de las inclusiones. Muchas inclusiones son atrapadas a presiones mayores que su presin de vapor y generalmente la presin a la que ocurri se determina a partir de evidencias geolgicas (por ejemplo a partir de reconstrucciones geolgicas del material removido por erosin desde la formacin del yacimiento); entonces esta presin se usa junto con datos termodinmicos para soluciones apropiadas para calcular la correccin por presin. Sin embargo, normalmente habr incertidumbre en la composicin del fluido y a priori no se puede asegurar si la inclusin fluida fue atrapada en condiciones hidrostticas o litostticas, de modo que habitualmente esta condicin debe ser inferida. En consecuencia, la geobarometra de inclusiones fluidas es poco precisa y no es exacta ya que algunos de los mtodos comunes usados para determinar presin de inclusiones fluidos dan valores de presin errneos (Roedder, 1984).

Por otra parte, la densidad del fluido atrapado en una inclusin fluida puede derivarse de las relaciones de fase y la temperatura de homogenizacin de la inclusin. Esta es la nica manera que tenemos de estimar la densidad del fluido hidrotermal que circul durante la formacin de un depsito mineral, lo que tiene importancia dado que la circulacin de fluidos hidrotermales se debe principalmente a diferencias de densidad.

Finalmente, el trabajo ms importante es la simplificacin de los datos experimentales, ya que a partir de aqu el especialista en inclusiones fluidas va introduciendo modelos e hiptesis pre-concebidas que pueden determinar la explicacin final de este tipo de estudios. La primera etapa del trabajo de gabinete es comparar y discutir los resultados cuantitativos obtenidos usando los correspondientes estudios tericos y diagramas experimentales que aparecen en la bibliografa. Existe un buen nmero de publicaciones sobre cada uno de los sistemas fluidos, siendo uno de los sistemas ms estudiados el H2O-CO2-NaCl-CH4. Uno de los diagramas que puede ayudar en la labor de sntesis y discusin de la informacin procedente del estudio de las inclusiones fluidas es el que compara la salinidad con la temperatura de homogenizacin (figura 15) ya que permite relacionar de manera inmediata el tipo de yacimiento en funcin de la composicin y temperatura de los fluidos hidrotermales.

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28

El tiempo y los ratios de erosin de los procesos de preservacin.

La correcta definicin del posible modelamiento gentico nos puede guiar para establecer nuevas estrategias de exploracin, las cuales pueden generar ahorro de mucho dinero durante los estudios de exploracin. Muchos cientficos han estudiado las relaciones entre las placas tectnicas y la distribucin de los depsitos mineralizados, demostrando que el ambiente tectnico ha jugado importantes roles como un factor de control determinante para las mineralizaciones y suministra una base para el entendimiento de la distribucin y origen de los depsitos minerales. En esta consideracin los istopos radiognicos son tambin necesarios para definir modelos tectnicos en distritos mineros.

En general la geologa isotpica puede ser aplicada en todos los tipos de mineralizacin, pero los estudios isotpicos son ms comunes para los estudios de procesos hidrotermales como depsitos ortomagmticos, stockwork, estratoligado, as como depsitos estratiformes y rocas volcnicas, tan bien como ambientes volcanosedimentarios.

Para datar las mineralizaciones son usados sistemticamente los istopos de Rb-Sr, U-Th-Pb y Re-Os, tambin como tcnicas de termocronologa tal como K-Ar y Ar-Ar. Las determinaciones de las edades en los depsitos minerales necesitan ser interpretados con cuidado, ya que la edad de muchos depsitos no puede ser atribuido a solamente un ciclo de procesos de formacin de mena. Debido a que las mediciones de las edades pueden reflejar no solamente la gnesis singentica primaria sino tambin procesos hidrotermales epigenticos tardos y algunas veces el tiempo o periodo entre ambos episodios puede ser muy largo.

En el pasado las determinaciones de las edades fueron hechas principalmente por la aplicacin de tcnicas K-Ar en minerales de alteracin hidrotermal de la roca caja, tal como sericita, illita, adularia y otros feldespatos.

El sistema Rb-Sr fue aplicado a travs de la generacin de iscronas de rocas alteradas hidrotermalmente a travs de las tcnicas establecidas por Ruiz et al. (1984), las cuales consistieron en el anlisis de Rb-Sr de un par de muestras. La primera de ellas fue de roca de una zona fuertemente alterada hidrotermalmente, para definir la composicin isotpica Rb-Sr actual, producto de la interaccin con la roca caja; y la otra desde minerales de ganga tal como calcita, dolomita, ankerita, baritina, fluorita y otros minerales con bajo contenido de Rb, debido a que sus ratios 87Sr/86Sr son una medida del ratio inicial de Sr de los fluidos mineralizantes. En ambos casos el problema fue la suposicin de que durante los episodios de formacin de mena ocurre una completa homogenizacin isotpica entre la roca caja y los fluidos hidrotermales, as como la contemporaneidad entre la alteracin de la roca caja y la principal mineralizacin que algunas veces no es verdadera.

El modelo de edades Pb-Pb sobre galena fueron tambin inicialmente usadas para determinar las edades de mineralizacin. Esta metodologa est basada sobre modelos de curvas de crecimiento de Pb (Stacey y Kramers, 1975; Cumming y Richards, 1975), y generalmente esta aproximacin no es satisfactoria debido a la complejidad de la evolucin isotpica del Pb en la tierra.

La tcnica 40Ar/39Ar es muy necesaria para determinar edades precisas de formacin de minerales de alteracin hidrotermal, en especial aquellos de edades jvenes, donde los otros sistemas radiognicos no presentan resultados reales. Reynolds et al. (1998) y Marsh et al. (1997) ilustraron la aplicabilidad de este sistema sobre minerales hidrotermales desde los depsitos porfirticos de Cu de Chuquicamata y Potrerillos (norte de Chile) los cuales

29 presentaron edades medias precisas de 33,4 0,3 M.a. para el primero y 35,7 0,09 para el ltimo depsito mineral.

Recientemente, considerando que por las edades calculadas en minerales hidrotermales y/o ganga, el tiempo de mineralizacin solamente puede ser inferido, varios autores aplican istopos radiognicos (metodologas Sm-Nd, U-Pb, Pb-Pb y Re-Os) para datar directamente los minerales de mena tal como scheelita, fluorita, casiterita, magnetita, turmalina molibdenita y otros usando diagramas isocrnicos (Anglin et al. 1996; Lambert et al. 1998; McCandless y Ruiz, 1991; Gulson y Jones, 1992 y Olivo et al. 1996).

El principal problema para datar menas es obtener una buena distribucin de los diagramas isocrnicos en Pb-Pb, Rb-Sr y Sm-Nd. Hoy en da para resolver este problema ha sido desarrollada una determinacin de edad de pasos prudentes de una tcnica de lixiviacin usando sistemas Pb-Pb y Rb-Sr, los cuales hacen posible su datacin directa por muestras individuales y ha sido exitoso en la datacin de sulfuros, turmalinas, feldespatos, magnetita, rocas carbonatadas y minerales de alteracin hidrotermal. Como un ejemplo nosotros hemos datado el depsito polimetlico Salobo Cu (Au-Mo-Ag) en la regin Carajs, al norte de Brasil la cual presenta una evolucin metalognica compleja. El procedimiento de lixiviacin prudente por pasos aplicado a calcosina y turmalina, dan unas edades isocrnicas de Pb-Pb de 2760 M.a. y2400 M.a., interpretado como una edad de mineralizacin singentica primaria y un tiempo de removilizacin de fluido respectivamente (Tassinari et. al. 2003). En suma las dataciones Rb-Sr de esfalerita por el procedimiento de lixiviacin por pasos prudentes ha sido producido por Nakay et al. (1993) en el laboratorio CPGeo-USP con satisfaccin.

Ms que eso, se podra enfatizar que algunos autores tales como Sheppard et al. (1981) Darbyshire y Shepherd (1994) y Mackee et al. (1992) han aplicado tcnicas Rb-Sr, Sm-Nd y Ar-Ar para datar inclusiones fluidas en vetas de cuarzo relacionadas a tipos diferentes de depsitos minerales.

La composicin isotpica del Sr, Pb, Nd y Os se ha vuelto en una importante herramienta para caracterizar el probable origen de los fluidos que transportan el mineral de muchos sistemas. En general es usada para la composicin isotpica inicial del fluido mineralizante, a partir de mediciones sobre minerales de mena y ganga con insignificantes contenidos del ncleo padre.

El parmetro ms comn usado son los ratios iniciales de 87Sr/86Sr obtenidos principalmente por mediciones directas de la composicin isotpica del Sr en minerales con bajo contenido de Rb, as como el valor de 1 o la composicin isotpica del Pb medidas principalmente de sulfuros, y los valores de Nd y Os calculados por el tiempo de los procesos formadores de la mena, obtenidos de las menas.

Es importante considerar que algunas veces las mediciones de la composicin isotpica inicial no corresponden al reservorio original de donde el fluido viene. Pero refleja la composicin isotpica primaria caracterstica modificada por la interaccin del fluido con la roca caja durante el proceso de migracin del fluido. Por este camino es posible interpretar las mediciones de la composicin isotpica inicial como caracterstica del tiempo de mineralizacin y no puede ser atribuido solamente al reservorio de origen de los fluidos. La homogenizacin isotpica del Sr entre el fluido hidrotermal y la roca caja fue probado (Tassinari et. al. 1990a) en el campo geotermal de Puchuldiza, norte de Chile, donde los procesos hidrotermales estn activos hoy, las mediciones de los ratios 87Sr/86Sr para roca caja, agua termal y minerales neoformados se encuentran en un rango muy similar desde 0,7061 a 0,7077.

30

Es importante notar que el uso de los istopos como trazadores para el origen de la mineralizacin, refleja el reservorio de donde el istopo analizado vino, lo cual no necesariamente corresponde al origen del metal.

La composicin isotpica del Sr y Pb son muy necesarias, por ejemplo, para distinguir entre mineralizaciones singenticas y epigenticas de depsitos minerales de Pb-Ag hospedados en rocas sedimentarias. Estudios isotpicos fueron llevados a cabo en depsitos Proterozoicos del valle del distrito de Ribeira al sureste de Brasil, (Tassinari et al. 1990 and Misi et al. 1999). La composicin isotpica del Sr de las mineralizaciones singenticas obtenidas en calcita y baritinas yacen en valores alrededor de 0,7055 muy cerca de la composicin isotpica del Sr del agua del mar en edad de mineralizacin (1,7 Ga). Mientras para el tipo epigentico los ratios de 87Sr/86Sr se encuentran en el rango de 0,7110 a 0,7170, mucho ms alto que las composiciones isotpicas estimadas para el agua del mar en 1,3 G.a. (tiempo de procesos formadores de mena). La composicin isotpica 206Pb/204Pb de las galenas en menas singenticas y epigenticas tienen valores de 16,15 a 16,50 y de 16,60 a 18,60 respectivamente, demostrando una composicin ms radiognica para el tipo epigentico, como es esperado.

Para determinar desde dnde fue derivada la mena de Pb, la firma isotpica del Pb para diferentes tipos de depsitos minerales puede ser comparada con la evolucin de las curvas isotpicas del Pb, estimadas por Zartman y Doe (1981), basndose sobre modelos plumbotectnicos para cuatro distintos reservorios terrestres (manto superior, corteza inferior, corteza superior y un promedio del ambiente orognico). Es ms, a travs de los diagramas plumbotectnicos es posible comparar la composicin isotpica del Pb de los prospectos estudiados (en algunos casos analizando rocas cajas) y depsitos minerales vecinos.

La firma isotpica radiognica es usada en la actividad de la exploracin mineral en dos diferentes caminos. El primero es para definir, por ejemplo, la anomala geoqumica isotpica del Pb a partir de mineralizacin en sulfuros, que en general produce plataformas con diferentes composicin isotpica de Pb que las rocas caja; y el segundo es para establecer un grupo de parmetros que pueden ser usados para evaluar el potencial de la anomala geolgica comparando con depsitos minerales importantes conocidos.

En este paso, Kessen et al (1981) han demostrado el uso de la composicin isotpica del Sr de los minerales de ganga y rocas cajas para mineralizaciones tipo Mississippi Valley, donde se obtuvo una composicin isotpica inicial del Sr para mineralizacin ms radiognicas que las rocas caja carbonatadas para depsitos de mena econmicos, indicando el tipo de mena epigentico y una composicin isotpica similar de Sr entre minerales de mena y roca caja, para mineralizaciones pequeas sugiriendo deposiciones singenticas.

La aplicacin de estudios isotpicos en la exploracin minera puede ser hecha antes de la definicin de las anomalas geoqumicas y/o geofsicas, para evaluar el potencial econmico de los prospectos, despus de un mapeo geolgico detallado para definir las anomalas geoqumicas isotpicas (en especial de istopos de Pb) y justo antes del programa de perforacin para establecer un modelo conceptual del posible depsito futuro. El muestreo de los depsitos o prospectos minerales por anlisis isotpicos se puede llevar a cabo sobre rocas o minerales frescos, tambin como en rocas alteradas por mineralizacin, gossans y suelos. En general, la firma isotpica de los cuerpos de mena es muy coherente con sus correspondientes productos secundarios, tal como gossans o suelos, Gulson (1986).

31

En el futuro es esperado que la geoqumica isotpica aplicada a depsitos minerales involucre interpretaciones integradas con istopos radiognicos e istopos estables, pero no con istopos ligeramente estables como C, O y S; sera con istopos estables pesados como Fe y Cu, por ejemplo. Evolucin Isotpica de Plomo

El Pb se encuentra ampliamente distribuido en la tierra, como Pb radiognicoen minerales de rocas antiguas con alto U-Th y como Pb comn en minerales donde es constituyente principal como la galena. El Pb se encuentra como elemento traza en los diferentes tipos de rocas.

El Mtodo Pb-Pb est basado en la evolucin isotpica del Pb a travs del tiempo geolgico, donde las composiciones de Pb en la corteza puede variar ampliamente desde Pb radiognico en minerales de Th y U, hasta Pb comn en galenas o minerales con bajas relaciones de U/Pb y Th/Pb.

Las composiciones isotpicas del Pb pueden ser determinadas en un nmero amplio de minerales y rocas. La mayora de las dataciones de Pb isotpico se realiza en galena u otros minerales ricos en Pb, pero pobres en U y Th; debido a que ellos cristalizan durante el evento mineralizante y registran la composicin isotpica de la fuente.

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