409Revista de la Asociación Geológica Argentina 64 (3 ): 409 - 425 (2009)

CARACTERIZACIÓN DEL PLUTÓN SAN MARTÍN Y LAS MINERALIZACIONES DE WOLFRAMIO ASOCIADAS,DEPARTAMENTO VALCHETA, PROVINCIA DE RÍO NEGRO

Martín Ricardo GOZALVEZ

Servicio Geológico Minero Argentino. Av J. A. Roca 651, 8º sector 9, Ciudad Autónoma de Buenos Aires, C.P. 3112.Email: mgozal@mecon.gov.ar

RESUMEN El plutón San Martín está formado por una facies de borde granito biotítica, una facies central leucogranítica y diques graní-ticos y aplitas cogenéticas. Corresponde a un granito de tipo I metaluminoso, emplazado en niveles altos de la corteza en elPérmico medio alto (262 ± 5,2 Ma). Las rocas del plutón muestran una evolución textural desde granitos biotíticos hipidio-mórficos de grano medio a leucogranitos alotriomórficos de grano fino, diques porfíricos y aplitas miarolíticas que dan cuen-ta de procesos de sobreenfriamiento del magma, saturación de agua y exolución de volátiles favorables para la remoción ytransporte de wolframio. Se reconocieron dos tipos de vetas alojadas en este plutón: 1) vetas pre-mineralización y 2) vetas mi-neralizadas. La secuencia paragenética comenzó con una primera etapa hidrotermal estéril (etapa I) que formó las vetas pre-mineralización y generó feldespatización en la caja. La segunda etapa hidrotermal (etapa II) formó las vetas mineralizadas ydepositó primero cuarzo, feldespato potásico y wolframita, luego cuarzo y wolframita y finalmente cuarzo, sulfuros, sulfosa-les de metales base y preciosos y fluorita. Se propone un modelo de sistema magmático-hidrotermal donde el plutón SanMartín es la roca de caja de las vetas hidrotermales cuya fuente es un intrusivo altamente diferenciado ubicado por debajo.Dicho intrusivo sería una facies tardía del sistema granítico del plutón San Martín.

Palabras clave: Vetas de wolframio, Granito, Petrografía, Volátiles magmáticos.

ABSTRACT: Characterization of San Martín pluton and associated tungsten deposits, Valcheta Department, Río Negro Province. The San Mar-tín pluton is formed by a biotitic granite border facies, a leucogranite central facies and cogenetic granitic dykes and aplites.This pluton is a I-type metaluminous granite. It was seated in high crust levels in the middle Upper Permian (262 ± 5.2 Ma).The pluton rocks show a textural evolution from medium grained hypidiomorphic biotitic granites to fine grained allotrio-morphic leucogranites, porphyritic dykes and miarolitic aplites, which suggest magma undercooling, water saturation and ex-solution of magmatic volatiles to favor tungsten removal and transportation. There are two vein types in the San Martín plu-ton: 1) pre-tungsten mineralization veins, and 2) tungsten-bearing veins. The paragenetic sequence began with the first hydro-thermal sterile stage (stage I), which formed pre-tungsten mineralization veins and generated potassium alteration in the wallrock. The second hydrothermal stage (stage II) formed the tungsten-bearing veins and deposited quartz, alkali feldspar andwolframite followed by quartz and wolframite. At the end of the stage II, quartz, sulphides, base and precious metal sulpho-salts and fluorite were deposited. A magmatic-hydrothermal system model is proposed where the San Martin pluton is thewall rock of the hydrothermal veins whose source is a highly differentiated granite intrusion located below. The granite intru-sion would be a late stage of the granitic system of San Martín pluton.

Keywords: Tungsten-bearing veins, Granite, Petrography, Magmatic volatile phase.

INTRODUCCIÓN

El plutón San Martín está localizado 25kilómetros al nordeste de la localidad deValcheta, provincia de Río Negro, en elcentro este del macizo nordpatagónico.Sus afloramientos son cortados por laruta provincial 4 que une dicha localidadcon Choele Choel.Este trabajo presenta la cartografía dedetalle del plutón San Martín y reporta

nuevos datos petrográficos, geoquímicosy geocronológicos del intrusivo. Tambiénredefine la secuencia paragenética de lasmineralizaciones de wolframio en base aestudios de las asociaciones minerales yde las alteraciones hidrotermales. Final-mente se plantea un nuevo esquema ge-nético del depósito.

AntecedentesEl plutón San Martín fue estudiado por

Navarro (1960) quien consideró que es-taba integrado por alaskitas intruidas porfilones de aplitas y vetas de cuarzo y fel-despato potásico con wolframita y reali-zó el primer mapa geológico del intrusi-vo donde se plasma su relación de intru-sividad discordante con la metamorfitade la caja. Posteriormente Gómez (1997)(resumido en Gómez y Aliotta 1999) hi-zo referencia a la existencia de dos faciesque definió como granito biotítica y gra-

nito leucocrática y estudió las vetas wol-framíferas de la mina San Martín propo-niendo la vinculación genética entre elplutón y el depósito.La identificación de hübnerita y de losprincipales sulfuros fue realizada porNavarro (1960); estudios posteriores deBrodtkorb y Brodtkorb (1969), Brodt-korb y Paar (1993) y Paar y Brodtkorb(1996) completaron la mineralogía deldepósito. Gómez (1997) realizó estudiosde difractometría de rayos X en wolfra-mitas, feldespatos potásicos y scheelitas,además de análisis de microsonda en wol-framita. Corroboró analíticamente la com-posición hübnerítica del mineral de menay la homogeneidad composicional delmineral a diferentes profundidades deformación (niveles -60 y -30 metros).Concluyó que el feldespato potásico for-mado por alteración hidrotermal se gene-ró a temperatura aproximada de 420ºC ypor datos de δ18O entre 8,8674 y 10,217‰le asignó origen magmático.Información geocronológica del plutónSan Martín fue brindada inicialmente porStipanicic y Linares (1975) quienes por elmétodo K-Ar en feldespato potásico ob-tuvieron una edad de 230 ± 10 Ma paramaterial rocoso proveniente de la minaSan Martín. Recientemente Pankhurst etal. (2006) dataron, por el método U-Pben circones, una muestra de granito delplutón San Martín con resultado de ~260Ma. López de Luchi et al. (2008) dataronpor el método K-Ar en biotita una mues-tra de granito biotítico porfírico del plu-tón San Martín obteniendo una edad de258,2 ± 4,2 Ma.

MetodologíaLos trabajos de gabinete para la cartogra-fía geológica se efectuaron con imágenessatelitales Landsat TM y fotografías aére-as. El estudio fotogramétrico se realizósobre el recorrido 262 (Valcheta) voladoen 1963 por I.F.T.A. para la Secretaría deMinería de la Nación. Las imágenes sate-litales fueron recortadas, ortorectificadasy tratadas con la combinación de bandasRGB 7-4-1 y 4-3-1, en el área de SIG delSEGEMAR, para el trazado de contactos

litológicos, rutas, caminos y lineamientos.El trabajo de campo se realizó en dife-rentes campañas entre los años 2003 y2005.Se analizaron siete muestras de roca paradeterminar contenido de elementos ma-yoritarios y trazas; la selección incluyóseis rocas inalteradas y una roca con fel-despatización moderada. La cantidad dematerial tratado variaba entre 1 y 2 kg se-gún sean rocas de grano fino o grueso,respectivamente. Los análisis se realiza-ron en el Instituto de Geología y Mineríade la Universidad Nacional de Jujuy. Seutilizó el método de Fluorescencia deRayos X con un espectrómetro secuen-cial, marca Rigaku RIX2000, alimentadoa través de una UPS Best Power 5000 de15kVA.Se efectuó la datación de una muestra degranito biotítico por el método K-Ar enbiotita. La separación del filosilicato serealizó tras previa trituración y tamizadode aproximadamente seis kilogramos deroca total, separación magnética por elmétodo Franz en la fracción retenida enmalla 60 (0,25 mm) y utilización de líqui-do pesado (bromoformo). La purifica-ción del concentrado de biotita se realizóbajo lupa binocular separando 1,5 gra-mos. El análisis radimétrico fue realizadoen el Centro de Pesquisas Geocronoló-gicas del Instituto de Geociencias de laUniversidad de San Pablo.La mineralogía y texturas de las vetas fue-ron definidas en placas pulidas, cortesdelgados y cortes pulidos de muestras desuperficie de las vetas San Martín, Hori-zonte, Navarro y La Perlita.

MARCO GEOLÓGICOREGIONAL

El basamento del macizo nordpatagóni-co en el sector nororiental está compues-to por metamorfitas de grado medio aalto y grado bajo que conforman dos do-minios litológico-estructurales (Fig. 1).Ambos dominios están en contacto a tra-vés de un corrimiento de orientación no-reste que montó las rocas metamórficasde grado alto sobre las de grado bajo

(Chernicoff y Caminos 1996a). Los auto-res mencionados la han descripto comouna tectónica de corrimientos y plega-miento, que involucró basamento y co-bertura, asociada a fajas de deformaciónfrágil-dúctil de edad devónica-carbonífe-ra. Esta tectónica formó una estructurade imbricación que, en sectores másorientales, yuxtapuso metamorfitas degrado bajo sobre sedimentitas marinasdel Silúrico-Devónico (Chernicoff y Ca-minos 1996a). Von Gosen (2002) propu-so para esta tectónica de corrimientosuna edad pérmica.El basamento metamórfico de grado altofue denominado Complejo Yaminué (Ca-minos 1983, 2001) y definido por mu-chos autores como gneises, micacitas, már-moles y anfibolitas, en facies de anfiboli-ta y asociados a granitoides sintectónicosde edad proterozoica y/o paleozoica in-ferior (Wichmann 1919a y b, 1931, Fe-ru-glio 1949, Stipanicic y Methol 1972,Nuñez et al. 1975, Caminos 1983, 2001,Linares et al. 1990, Chernicoff y Caminos1996b). Posteriormente, en base a traba-jos geocronológicos, Varela et al. (2001) yBasei et al. (2002) propusieron que elComplejo Yaminué está constituido ma-yormente por grandes cuerpos plutóni-cos de edad carbonífera ( 300 Ma) inter-pretados por Llambías et al. (2002) comogranitoides de arco magmático, deforma-dos y metamorfizados.El basamento de grado bajo está consti-tuido por esquistos en facies de esquistosverdes con paragénesis mineral de mus-covita + albita, pertenecientes a la For-mación Nahuel Niyeu (Caminos 1983,2001). Las determinaciones geocronoló-gicas realizadas por Linares et al. (1990)en rocas de esta unidad dieron edad pro-terozoica superior (Rb-Sr, 600+25 Ma)mientras que los estudios radimétricos dePankhurst et al. (2006) llevan la edad alEopaleozoico (U-Pb en circones, 500 a530 Ma). Estratigráficamente no se hahallado la base de la Formación NahuelNiyeu, pudiéndose aseverar una edadpre-silúrica por estar infrayacente a sedi-mentitas siluro-devónicas de la Forma-ción Sierra Grande (Chernicoff y Cami-

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nos 1996a).La Formación Nahuel Niyeu ha sido in-truida por un extenso cuerpo plutónicoleucogranítico, peraluminoso, no defor-mado, de edad ordovícica, denominadoplutón Valcheta, posiblemente correla-cionable con los granitoides de la For-mación Punta Sierra (Caminos 2001, Go-zalvez 2009).Durante el Neopaleozoico la región fueafectada por el extenso ciclo eruptivogondwánico (Llambías et al. 1984) reco-nociéndose importante actividad duranteel Carbonífero, representada por pluto-nes deformados, y el Pérmico, con pluto-nes no deformados. Los plutones carbo-níferos se circunscriben a la región occi-

dental, donde se ubica el Complejo Ya-minué, mientras que los plutones no de-formados se distribuyen en toda la regiónintruyendo al Complejo Yaminué y laFormación Nahuel Niyeu.Los plutones no deformados son los másabundantes y forman el Complejo Plu-tónico Navarrete (Caminos 1983, 2001).Entre los cuerpos plutónicos principalesde esta unidad se encuentra el plutón SanMartín, la Granodiorita Navarrete y elplutón Cabeza de Vaca. En el complejose han reconocido variaciones textualesy/o composicionales que permiten dis-tinguir facies tonalítica, ganodiorítica,granítica porfiroidea, de pórfido graníti-co y filoniana, siendo la granodiorítica la

litología dominante (Rapela y Caminos1987, Caminos 2001). Estos cuerpos plu-tónicos tienen contactos netos, son dis-cordantes con las estructuras de la rocade caja, presentan geometría alargada yestán emplazados siguiendo planos es-tructurales de dirección noreste (Cami-nos 1983, 2001).El ciclo eruptivo gondwánico continuócon la extrusión de volcanitas y piroclas-titas triásicas (Volcanitas Treneta) y elemplazamiento de plutones graníticos ju-rásicos (Granito Flores), todo el conjun-to agrupado en el Complejo Plutónico-Volcánico Treneta (Caminos 1983, 2001).Las Volcanitas Treneta se apoyan sobrerocas del Complejo Plutónico Navarrete

Caracterización del plutón San Martín …

Figura 1: Mapa geológico regional simplificado (modificado de Caminos 2001). Referencias: pCV (plutón Cabeza de Vaca); GN (GranodioritaNavarrete); pSM (plutón San Martín).

y del basamento metamórfico en un pla-no de discordancia erosiva y consistenprincipalmente en mantos ignimbríticoscon tobas cineríticas intercaladas. El Gra-nito Flores intruye rocas de la FormaciónNahuel Niyeu y el Complejo PlutónicoNavarrete y está compuesto por cuerposgraníticos masivos, de color rosado páli-do con facies de grano grueso, mediano yfino y diques de pórfiros graníticos y rio-líticos (Caminos 1983, 2001). Caminos(2001) asignó una edad triásica a las Vol-canitas Treneta apoyándose en evidenciasestratigráficas y paleontológicas que lepermitieron postular la continuidad físicay estratigráfica con el Grupo Los Menu-cos (Stipanicic 1967, Labudía et al. 1995).Esta última unidad aflora en sectores másoccidentales y es portadora de flora triá-sica (Artabe 1985a y b). Con respecto a laedad del Granito Flores, la isocrona Rb/Sr obtenida por Pankhurst et al. (1993)proporcionó una edad de cristalizaciónde 188 ± 3 Ma (Jurásico inferior alto).En el extremo oriental del macizo nord-patagónico durante el Jurásico predomi-nó un régimen extensivo, asociado a laapertura del Atlántico, acompañado porla extrusión de volcanitas de composi-ción predominantemente ácida que cu-brieron gran parte de la región y que fue-ron agrupadas en el Complejo VolcánicoMarifil de edad jurásica inferior a media(Malvicini y Llambías 1974, Cortés 1981,Giacosa 1993). Está integrado mayorita-riamente por mantos ignimbríticos, perotambién se reconocen cuerpos intrusivostales como domos riolíticos y pórfidosgraníticos (Corbella 1973, Malvicini yLlambías 1974, Méndez 1978).

EL PLUTÓN SAN MARTÍN

El cuerpo ígneo presenta forma elipsoi-dal alargada con orientación del eje ma-yor N 105º y relación largo/ancho de 1,9(8,6/4,7 km). Intruye a metamorfitas dela Formación Nahuel Niyeu y su contac-to es neto y discordante; en el extremosuroccidental la relación de intrusividadse expone claramente en las labores de lamina Horizonte. El contacto norocciden-

tal es truncado por una falla que lo sepa-ra de una riolita con aparente deforma-ción dúctil cuya asignación litoestratigrá-fica no ha sido definida. Hacia el este losbordes del intrusivo están parcialmentecubiertos por material sedimentario mo-derno. La roca de caja es un esquisto confoliación metamórfica fina definida porcapas que miden entre 4 y 15 cm de espe-sor. Forman una secuencia monótona decapas de metasamitas de grano fino, co-lor gris oscuro y textura granolepidoblás-tica compuesta por una base de granosde cuarzo, alargados y anhedrales, plagio-clasa y laminillas de muscovita rectas yorientadas, además de apatita y circón. Laasociación paragenética muscovita + al-bita con ausencia de biotita es propia dela facies de esquistos verdes en zona debaja temperatura. En las regiones próxi-mas al contacto no hay evidencias de me-tamorfismo de contacto.El plutón San Martín está compuesto poruna facies de borde granito biotítica yuna facies central leucogranítica intruidaspor diques graníticos y aplitas (Fig. 2).

Petrografíaa) Facies granito biotítica: se encuentra en laregión de borde del cuerpo plutónico. Esuna roca de color rosado oscuro en losafloramientos y gris rosada en las super-ficies frescas, tiene tamaño de grano me-dio, estructura masiva y fábrica isótropa.Se han reconocido escasos enclaves deesquistos de la roca de caja, de hasta dosmetros de largo y con bordes reabsorbi-dos por el magma.Su contenido mineral es, siguiendo un or-den de abundancia decreciente, microcli-no, cuarzo, plagioclasa, biotita, apatita,magnetita y circón.La roca tiene textura hipidiomorfa ine-quigranular (Fig. 3a) con microclino encristales anhedrales de tamaño variable(entre 1,5 a 7 mm) y leve maclado en en-rejado. Rellenan intersticios, tienen textu-ra pertítica en cordones y en parches or-denadas geométricamente, y textura poi-quilítica incluyendo plagioclasa, biotita,glomérulos de cuarzo euhedral y plagio-clasa, apatita y magnetita. Algunos indivi-

duos forman mirmequíticas en contactocon plagioclasa. Presentan alteración acaolín y sericita de intensidad moderada abaja. El cuarzo presenta cristales anhe-drales de tamaño de grano entre 1 a 9mm, extinción ondulosa e inclusiones deplagioclasa, biotita, magnetita y circón.La plagioclasa está en cristales euhedralesy subhedrales de tamaño de grano entre0,8 y 3,5 milímetros. Se agrupan en cade-nas largas y también en glomérulos devarios cristales. Presentan escasas inclu-siones de biotita, apatita, circón y minera-les opacos. Tienen maclas polisintéticasen algunos casos truncadas y alabeadas.Están alteradas a sericita y en menor im-portancia a caolín y calcita. La biotitaconstituye un mineral esencial de estaroca presente en cristales subhedrales dehábito laminar, color castaño oscuro, ta-maño de grano entre 0,5 y 1,7 mm y es-pacialmente asociada a apatita y magneti-ta. Tiene inclusiones de circones forman-do halos pleocroicos y en algunos casostienen en sus bordes agujas de rutilo. Labiotita está alterada a clorita en gradoleve y presenta muscovita entre sus pla-nos de clivaje. La apatita está en cristalessubhedrales de hábito tabular y triangulary cristales anhedrales redondeados contamaño de grano entre 0,04 y 0,5 milíme-tros. La magnetita está en cristales euhe-drales y subhedrales de hábito tabular lar-go y tamaño de grano ~1,3 milímetros.Presentan desmezclas de ilmentitas y estáparcial o totalmente alterada a hematita(martitización) y la componente ilmeníti-ca está alterada a rutilo. El circón está encristales pequeños (0,1 mm), redondea-dos y comúnmente dispuestos en agrega-dos.b) Facies leucogranítica: ocupa la parte cen-tral del plutón, no se hallaron zonas decontacto con la facies granito biotíticapero al no encontrarse unidades interme-dias o de transición se infiere que es neto.La roca es color rosado claro, tamaño degrano entre 1 y 3 mm y estructura masi-va.Están compuestos por, según orden deabundancia decreciente, cuarzo, plagio-clasa, microclino, biotita, apatita y mag-

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netita. El leucogranito presenta texturahipiodiomórfica a alotriomórfica equi-granular (Fig. 3b) con cuarzo en cristaleseuhedrales con tamaño de grano <0,2mm y anhedrales de tamaños entre 0,2 y1,4 milímetros. Los cuarzos de mayor ta-maño rellenan intersticios intermineralese incluyen cuarzos euhedrales y plagiocla-sas pequeñas. En contacto con otros mi-nerales los invade y forma bordes lobula-dos. La plagioclasa está en cristales sub-hedrales a anhedrales de hábito tabular,tamaño de grano entre 0,5 y 2,2 mm ymaclas polisintéticas. Los cristales estánunidos formando glomérulos de diversostamaños. Tienen escasas inclusiones decuarzo redondeado y circones. La plagio-clasa tiene zonación leve evidenciada porla diferencia en el grado de alteración a

sericita y arcillas entre el núcleo y el bor-de. El microclino se presenta en cristalesanhedrales, de tamaño de grano entre 0,3y 2,3 mm (promedio de 0,5 mm), distri-buidos homogéneamente en la roca yformando glomérulos de hasta 3,8 milí-metros. Ocupan junto con el cuarzo an-hedral los espacios intersticiales. Tienenmaclas en enrejado, difusas y textura mi-cropertítica poco densa. Presentan esca-sas inclusiones de plagioclasa, cuarzo eu-hedral y biotita; en contacto con plagio-clasa forma texturas mirmequíticas y lí-mites lobulados. Están levemente altera-dos a sericita fibrosa. La biotita está encristales subhedrales de hábito laminar,tienen color castaño oscuro y tamaño degrano entre 0,1 y 1 milímetro. Están encontacto con plagioclasa a través de lími-

tes netos y rectos y en contacto con mi-croclino se forman pequeños escalones,siguiendo los planos de clivaje. La biotitaestá parcialmente cloritizada y en otroscasos desferrizada. La magnetita está encristales euhedrales de tamaño de grano<0,2 milímetros. Se encuentran siemprejunto a biotita, en contacto neto y recto.Los cristales presentan desmezclas de il-menita y están total o parcialmente alte-rados a hematita y rutilo. La apatita sepresenta en cristales euhedrales a subhe-drales y tamaño de grano <0,1 milímetro.c) Dique granítico: representados por cuer-pos de geometría parcialmente tabular,intruidos en rocas de las facies granitobiotítica y leucogranítica. La roca es decolor castaño claro a castaño rojizo, ta-maño de grano fino y textura porfírica

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Figura 2: Mapa geológico del plutón San Martín.

formada por matriz fanerítica y escasosfenocristales de tamaño entre 1 y 3 milí-metros.Están compuestos por, según orden deabundancia decreciente, cuarzo, feldespa-to potásico, plagioclasa, biotita, apatita,magnetita, titanita y circón. La texturaporfírica está formada por fenocristalesen matriz alotriomórfica equigranular(Fig. 3c). El cuarzo de la matriz está encristales anhedrales de grano <1 mm encontacto neto con feldespato potásico yplagioclasa. Los fenocristales son escasosy se presentan como cristales subhedralesde tamaño de grano entre 1,5 y 3 mmcon inclusiones de biotita y plagioclasa.En ocasiones forman glomérulos conplagioclasa y feldespato potásico. El con-

tacto con los minerales de la matriz esneto. El feldespato potásico de la matrizestá en cristales anhedrales de tamaño degrano entre 0,01 y 0,05 milímetros. Ocu-pa espacios intergranulares formando unmosaico con continuidad óptica. Presen-tan moderada alteración a arcillas. Los fe-nocristales son anhedrales a subhedralesde hábito tabular corto y tamaño de gra-no entre 1,2 y 2,3 milímetros. Se encuen-tran solos o formando glomérulos juntoa cuarzo y plagioclasa. Presentan texturamicropertítica a pertítica en cordones yen contacto con plagioclasa forman mir-mequitas (escasas). Incluyen cristales deplagioclasa, cuarzo, biotita y magnetita; elcontacto con los minerales de la matriz esneto con bordes irregulares. Están leve-

mente alterados a sericita y los cordonespertíticos a arcillas. La plagioclasa de lamatriz presenta cristales anhedrales de ta-maño de grano entre 0,01 y 0,04 mm conbordes reabsorbidos por el contacto concuarzo y feldespato potásico. Los feno-cristales son subhedrales de hábito tabu-lar corto, tamaño de grano entre 0,5 y 1,7mm y maclas polisintéticas. Se encuen-tran solos o formando glomérulos juntoa otras plagioclasas o bien junto a cuarzoy feldespato potásico. Los fenocristalesestán levemente alterados a sericita y acarbonatos y arcillas sobre los planos demacla. La biotita está en cristales anhe-drales y subhedrales de hábito tabular lar-go, tamaño de grano < 1 mm y pleocrois-mo de color castaño oscuro a castaño

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Figura 3: Fotomicrografías de las facies del plutón San Martín. En todos los casos la escala gráfica equivale a 1 milímetro. a) Facies granito biotíticacon textura hipidiomórfica inequigranular (NX); b) Facies leucogranítica con textura hipidiomórfica a alotriomórfica equigranular (NX); c) Dique graní-tico con textura porfírica formada por fenocristales en una matriz alotriomórfica (NX); d) Aplita (NX); en primer plano miarola parcialmente rellenadapor cuarzo hidrotermal. Abreviaturas: Bt, biotita; Kfs, feldespato potásico; Ms, muscovita; Pl, plagioclasa, Qtz, cuarzo; Qtz_hy, cuarzo hidrotermal.

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claro. Forman parte de la matriz presen-tando contactos netos con cuarzo, feldes-pato potásico y plagioclasa. La apatitaestá en cristales anhedrales redondeados,subhedrales y euhedrales de tamaño degrano <0,3 milímetros. Se encuentran enla matriz en contacto principalmente conbiotita y magnetita y en escasas ocasionesjunto a fenocristales de plagioclasa y fel-despato potásico formando parte de losglomérulos. La magnetita presenta crista-les euhedrales a subhedrales de tamañoentre 0,04 y 0,09 milímetros. Se encuen-tran en la matriz y como inclusiones delos fenocristales. Presentan desmezclasde ilmenita y están parcial a totalmentealterados a hematita (martitización). Latitanita está presente en cristales euhédri-cos de tamaño de grano 0,2 mm y colorcastaño muy oscuro. Se encuentran en lamatriz y como inclusiones en plagioclasay feldespato potásico. El circón está encristales subhedrales de hábito tabular ytamaño de 0,02 milímetros.d) Aplita: se reconoció en cuerpos peque-ños de geometría globosa, intruidos en elleucogranito. Es una roca de color blan-co a rosado blanquecina, tamaño de gra-no fino (1 a 2 mm), textura sacaroideacon miarolas de orden milimétrico.Está formada por, según orden de abun-dancia decreciente, plagioclasa, feldespa-to potásico, cuarzo, biotita, rutilo, mine-rales opacos y circón.La textura de la roca es alotriomórficaequigranular conformada por un entra-mado denso de cristales de plagioclasassubhedrales de tamaño de grano entre0,5 y 1,5 mm y hábito tabular. Presentanmaclas polisintéticas y están alterados le-vemente a sericita-muscovita, en especialen el centro de los cristales. Es comúnobservar individuos de plagioclasa rodea-dos por cristales mayores (de hasta 2,5mm) de plagioclasa anhedral y maclas po-lisintéticas difusas; la plagioclasa hospe-dante es invadida por los planos de maclay por sus bordes formando lóbulos. Elfeldespato potásico está en cristales an-hedrales de grano <1 milímetro. Presen-tan fuerte alteración a arcillas mostrandocolor gris castaño y extinción enmascara-

da. Rellenan los espacios entre plagiocla-sas y biotitas adquiriendo bordes rectos yen otros casos lobulados. Tienen inclu-siones de plagioclasas. El cuarzo presen-ta cristales anhedrales, algunos redondea-dos, de tamaño de grano entre 0,15 y 1,6mm que ocupan espacios intercristalinos.Tienen extinción ondulosa y superficielevemente corroída (punteada). La bioti-ta está en cristales subhedrales de hábitolaminar y tamaño <0,5 milímetros. For-man cadenas delgadas entre plagioclasas.Todos los individuos están totalmentemuscovitizados con restos de óxidos dehierro entre los planos de clivaje. El ruti-lo está en cristales anhedrales a subhedra-les, de grano <0,2 mm y color castañooscuro. Se disponen en agregados tiporosario y están en contacto neto con bio-tita. Los minerales opacos presentan cris-tales euhedrales y anhedrales de tamañode grano <0,25 milímetros. Están encontacto neto con biotita y se encuentrantotalmente limonitizados. El circón estáen cristales muy pequeños, subhedrales,zonados e incluidos en plagioclasa.Las miarolas tienen tamaños que varían

entre 0,3 a 2 mm, presentan formas irre-gulares, algunas están vacías, otras estántapizadas por cuarzo secundario o por ar-cillas de aspecto pulverulento (Fig. 3d).Se formaron en los bordes y centros decristales de plagioclasa, también están ais-ladas entre el entramado mineral o bienconcatenadas a través de fisuras.

GeoquímicaEl primer aporte sobre la geoquímica delas rocas del plutón San Martín fue reali-zado por Gómez (1997), quien halló evi-dencias petrográficas de reemplazo y/oalteración en los leucogranitos analiza-dos. Este trabajo aporta datos nuevos, enespecial de leucogranitos no alterados,con el objeto de definir la secuencia dediferenciación magmática del plutón.Se analizaron siete muestras de las dife-rentes facies del plutón San Martín parala determinación de elementos mayorita-rios y trazas (Cuadro 1).Se seleccionaron dos muestras de granitobiotítico, cuatro de leucogranito y una dedique granítico. La ubicación de lasmuestras se indica en el mapa de la figu-

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SiO2 72,20 74,30 72,60 72,90 75,60 73,90 74,50TiO2 0,29 0,25 0,19 0,16 0,07 0,08 0,08Al2O3 13,60 12,90 14,00 14,70 13,70 13,00 14,40Fe2O3t 2,14 1,75 1,46 1,14 0,44 0,36 0,75MnO 0,04 0,04 0,03 0,01 0,01 0,01 0,01MgO 0,74 0,74 0,35 0,33 0,11 0,11 0,15CaO 0,88 0,28 0,95 1,04 0,53 1,23 0,45Na2O 3,54 3,05 4,21 4,49 4,42 4,92 5,16K2O 5,37 6,43 4,94 4,11 4,77 3,95 4,30P2O5 0,11 0,11 0,07 0,06 0,03 0,05 0,02LOI 0,74 0,46 0,88 0,50 0,59 1,37 0,60Total 99,65 100,31 99,68 99,44 100,26 98,98 100,41Ba 1229 997 1162 1125 312 239 904Sr 473 288 428 635 195 92 305Rb 228 287 188 174 221 158 184Zr 154 131 144 146 51 40 81C 0,63 0,68 0,17 1,12 0,38 0 0,49Fe2O3t+MgO 2,91 2,49 1,83 1,49 0,55 0,48 0,90MgO/Fe2O3t 0,34 0,42 0,24 0,29 0,25 0,30 0,20Na2O/K2O 0,66 0,47 0,85 1,09 0,93 1,25 1,20K/Rb 197,7 186,3 220,8 198,2 179,8 212,6 194,4

CUADRO 1: Análisis químico de tres facies del plutón San Martín (*) Granito biotítico Leucogranito Dique granítico

18090 18123+ 05-23 EM77 EM84 18130 05-20

(*) Los elementos mayoritarios están dados en porcentaje en peso (%) y los elementos trazas enpartes por millón (ppm); C = corindón normativo en %. Las relaciones de mayoritarios y cálculode K se hicieron en base anhidra. (+) Granito biotítico feldespatizado.

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ra 2. Las rocas analizadas no tienen evi-dencias de alteración hidrotermal a ex-cepción de la 18123 que presenta feldes-patización moderada. Los valores de óxi-dos usados en diagramas se recalcularonen base anhidra.El plutón San Martín tiene contenidoalto en SiO2, el cual varía de 72,2 a 75,6%. Los valores de Fe2O3t (hierro total) yMgO representan la mayor diferencia geo-química entre leucogranito y granito bio-títico. Fe2O3t+MgO < 1,9% en los pri-meros y Fe2O3t+MgO = 2,9% en el se-gundo; el promedio de MgO/Fe2O3t es0,27 en leucogranitos y 0,35 en el granitobiotítico.La relación Na2O/K2O difiere en ambasfacies; en el leucogranito varía entre 0,85y 1,25 y en el granito biotítico es 0,66.En el diagrama de clasificación químicaTAS (Cox et al. 1979, Wilson 1989) lasmuestras se distribuyen en el campo delos granitos (Fig. 4a) y en el diagramamulticatiónico R1-R2 (De La Roche et al.1980) lo hacen en el de sienogranitos(Fig. 4b). El contenido de SiO2 y K2O delas rocas del plutón es propio de granitoscalcoalcalinos de alto potasio (Fig. 5).En el diagrama con índice de Shand de lafigura 6 se observa que las rocas del plu-tón San Martín son metaluminosas enconcordancia con su contenido de corin-dón normativo <1%.En los diagramas de variación binarios deelementos mayoritarios de la figura 7 seobservan correlaciones negativas entreSiO2 y TiO2, Al2O3, Fe2O3t, MgO, MnOy P2O5. La correlación de SiO2 con losóxidos alcalinos no es lineal, resaltando laescasa variación de K2O existente entrelas facies. La muestra de granito biotíticofeldespatizado evidencia enriquecimientoen SiO2 y K2O y empobrecimiento enCaO, Na2O, Al2O3 y TiO2.En el contenido de elementos trazas sedestaca el bajo Sr (92 a 635 ppm) y Zr (40a 154 ppm) y las altas concentraciones deRb (158 a 228) de las rocas del plutónSan Martín en comparación con el con-junto de granitoides gondwánicos de laregión (Rapela y Caminos 1987).Los diagramas de variación de elementos

traza vs. SiO2 (Fig. 8) presentan correla-ción negativa de Ba, Sr y Zr. El Rb secomporta de manera similar al potasio, esdecir, no varía su contenido durante laevolución; la relación K/Rb es semejanteen las tres facies analizadas siendo el va-lor promedio para el plutón de 200.El diagrama triangular Rb-Ba-Sr (Fig. 9)de El Bouseily y El Sokkary (1975) mues-

tra que el grado de diferenciación mag-mática alcanzado por los granitos biotíti-cos, leucogranitos y diques graníticos delplutón San Martín son en todos los casosmenores al de rocas asociadas genética-mente a mineralizaciones de wolframio,como es el caso de los granitos wolframí-feros de Rajasthan, India (Srivastava ySinha 1997) y el granito Potrerillo en la

M. R . GOZALVEZ

Figura 4: Clasificación química de las facies del plutón San Martín. a) Diagrama TAS (Cox et al.1979) modificado para rocas plutónicas (Wilson 1989). La línea continua divide las series magmáti-cas alcalinas de las subalcalinas (Miyashiro 1978). Las rocas del plutón San Martín tienen composi-ción granítica con contenido alto de SiO2 y óxidos alcalinos en comparación con el resto de grani-toides del Complejo Plutónico Navarrete; b) Diagrama multicatiónico R1-R2 (La Roche et al.,1980). R2=6Ca+2Mg+Al; R1=4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti).

417

provincia de Catamarca (Sardi 2005).

EdadSe analizó, por el método K-Ar, biotitade una muestra de la facies granito biotí-tica del borde occidental del plutón SanMartín, en las proximidades del Pique 1de la mina homónima. El análisis radimé-trico dio una edad de 262 ± 5,8 Ma (Cua-dro 2). Esta edad es muy próxima a lasobtenidas por Pankhurst et al. (2006) yLópez de Luchi et al. (2008) pudiéndose-le asignar al plutón San Martín una edadpérmica media alta.

Mineralizaciones de wolframioLas mineralizaciones se alojan en la faciesde borde, granito biotítica, del plutón SanMartín (Fig. 2).Consisten en vetas con hübnerita (Mn+2

WO4) como mineral de mena y cuarzo yfeldespato potásico como minerales deganga. Las vetas de mayor desarrollo selocalizan en el extremo occidental delplutón y se explotaron en las minas SanMartín, Pachamama y Horizonte. En elextremo oriental se ubican las vetas Na-varro y La Perlita las cuales no fueron ex-plotadas.a) San Martín: se explotó de manera dis-continua desde 1954 hasta 1985 y produ-jo un total de 50.000 t de mineral de me-na (Gómez y Aliotta 1999). El desarrollode la mina llegó hasta el nivel -60 m yaproximadamente dos kilómetros de ga-lerías. Cuenta con reservas medidas de45.415 t de mineral con ley de 1,23%WO3 y reservas totales de 250.000 tone-ladas (Secretaría de Minería de la Nación1994).Las vetas wolframíferas de San Martín sealojan en granito biotítico color rosadogrisáceo, tamaño de grano medio y es-tructura masiva. El depósito se componede varias vetas dispuestas en direccióneste-noreste subparalelas destacándosetres vetas principales, las cuales fueronmotivo de explotación. Las mismas tie-nen corridas que alcanzan 800 m y un es-pesor promedio de 0,8 metros. Las vetasen superficie inclinan aproximadamente80° al noroeste.

b) Horizonte: fue explotada concomitante-mente con San Martín, de ella se extraje-ron 800 t de mineral de mena con ley me-dia de 2% WO3 (Navarro 1960) y se mi-dieron reservas por 3.300 t de mineral(Quartino et al. 1961).Consiste en una veta desarrollada mayor-mente en el granito biotítico del plutónSan Martín cuyo extremo austral se enca-jó en la metamorfita de la caja. El grani-to es color rosado con tono gris, tamañode grano medio y estructura masiva. Lasmetamorfitas son esquistos de color grisoscuro, grano fino y foliación fina a me-dia; a simple vista se reconocen cuarzo yplagioclasa. En los sectores próximos a la

veta se observa abundante pirita en losplanos de clivaje. La veta se orientaN45ºE/70ºNO en el granito y cambia aN15ºE al ingresar a la metamorfita si-guiendo los planos de foliación; tiene unacorrida de aproximadamente 200 m delos cuales el 90% se encuentran en el gra-nito. Según el informe de Navarro (1960)en el contacto granito-metamorfita la ve-ta tiende a ensancharse, alcanzando 1,9 mde potencia, formándose un clavo mine-ralizado donde se practicó el pique. El es-pesor medio de la veta es de 0,4 metros.c) Pachamama: se localiza 990 m al sudestedel pique Nº1 de la mina San Martín yfue explotada de manera conjunta con

Caracterización del plutón San Martín …

Figura 5: Diagrama K2O vs SiO2 para rocas del plutón San Martín. Los límites de los campos se-gún Peccerillo y Taylor (1976) y Rickwood (1989).

Figura 6: Diagrama de Shand con muestras del plutón San Martín. La línea de trazo marca el lími-te entre granitos S y granitos I de Australia (Chappell y White 1974).

ésta. Las reservas estimadas (probables +posibles) son 6.650 t con una ley mediade 0.925% WO3 y las reservas prospecti-vas son del orden de 17.000 t (Caminos2001).La veta se encuentra en granito biotíticode grano medio y color rosado con tonosgrises, muy alterado por procesos hidro-

termales, adquiriendo colores anaranja-dos y blancuzcos. En la zona del piqueprincipal la veta presenta una orientaciónN35-55ºE y hacia el sudoeste la veta con-tinúa y lo hace en sentido N40-70ºE.d) Navarro y La Perlita: se ubican 6,5 kmal sudeste del pique Nº1 de la mina SanMartín y están separadas una de otra por

1,2 km en línea meridional. En ambas ve-tas sólo se efectuaron destapes superfi-ciales que seguían el rumbo de las mis-mas.Las vetas se alojan en rocas de la faciesgranítico biotítica del plutón San Martín,que aquí presenta color rosado a rosadogrisáceo de tonalidad clara debido alavanzado estado de alteración meteórica.En este sector del cuerpo granítico lasrocas están parcialmente cubiertas porsedimentos aluviales y salinos. La vetaNavarro tiene 0,7 m de espesor y corridade aproximadamente 80 metros. En ge-neral presenta una orientación submeri-dional con rumbo N177ºE/34ºO en elextremo sur y N35ºE/32ºNO hacia elnorte de la corrida.La veta La Perlita se observa en un desta-pe de 2,5 m de potencia y 30 m de largo;tiene un espesor de 0,28 m, rumbo N0-15ºE y buzamiento 22-32ºNO.

Tipos de vetasSe identifican dos tipos de vetas diferen-ciadas por su contenido mineral, distri-bución espacial, relaciones de campo, es-tructura y texturas: a) Vetas pre-minerali-

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Figura 7: Diagramas de variación binarios de elementos mayoritarios del plutón San Martín. El área pintada de gris corresponde a granitos biotíticosdel plutón San Martín analizados por Gómez (1997).

Figura 8: Diagramas de variación binarios de elementos traza del plutón San Martín. El área pinta-da de gris corresponde a granitos biotíticos del plutón San Martín analizados por Gómez (1997).

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zación y b)Vetas mineralizadas.a) Vetas pre-mineralización: formadas porcuarzo, cuarzo+feldespato potásico o fel-despato potásico, en algunos casos por-tan escasa pirita. Se reconocen en meta-morfitas próximas al contacto y en todaslas facies del plutón San Martín, incluidaslas hipabisales, sin orientación particular.En las metamorfitas generalmente son defeldespato potásico con cuarzo subordi-nado, muy delgadas (<3 mm) e intruidassiguiendo los planos de esquistosidadformando textura de libro. En el granitobiotítico han desarrollado las mayorespotencias y texturas variando si su meca-nismo de formación fue predominante-mente reemplazo o relleno. Las de reem-plazo forman un venilleo más o menosdenso, de bordes irregulares, con reem-plazo de la roca a lo largo de fracturas es-trechas; son equivalentes a lo descriptopor Gómez (1997) como feldespatiza-ción potásica relacionada a venas y veni-llas. Las de relleno forman vetas rectas debordes netos, de 1 a 15 cm de espesor,cuyos ejemplos más potentes muestranuna intercalación rítmica de feldespatopotásico y cuarzo, en bandas del ordendel milímetro a 1 cm de ancho, dando co-mo resultado textura tipo ribbon. En el

leucogranito y diques graníticos las vetaspre-mineralización son delgadas (<10mm), de cuarzo+feldespato potásico,con estructura zonada caracterizada porcuarzo en el centro y feldespato potásicoen los bordes.b) Vetas mineralizadas: se emplazaron endiaclasas de enfriamiento, perpendicula-res al contacto con la metamorfita y loca-lizadas en la facies de borde granito bio-títica del plutón San Martín. Las vetas in-truyen directamente en el granito biotíti-co, como sucede en Horizonte y veta Na-varro, ó en vetas pre-mineralización, si-guiendo el rumbo de las mismas, comoen el caso de San Martín, Pachamama yLa Perlita. Tienen texturas de relleno for-madas por agregados de cuarzo y feldes-pato potásico policristalinos y cuarzos entextura de peine. En ellas se observa unazonación mineral y textural simétrica conbordes de cuarzo + feldespato potásicoen cristales anhedrales, textura masiva ygrano medio intercrecidos con hübneritasubhedral de hábito prismático, granomedio a grueso y ausencia de sulfuros.Hacia el centro de la veta disminuye pau-latinamente el contenido de feldespatopotásico hasta desaparecer y aumenta elcontenido de sulfuros, en especial la piri-

ta, junto a hübnerita y cuarzo de texturamasiva. En el centro de la veta y en loscontactos con la caja se desarrollaron ve-tas de cuarzo euhedral a subhedral, degrano fino a medio, con texturas de espa-cios abiertos (diente de perro), contenidoalto de sulfuros y ausencia de hübnerita.En la figura 10 se muestra un esquemaideal con la relación entre los tipos de ve-tas y su distribución interna.En todas las vetas mineralizadas del plu-tón San Martín se destacan, por su abun-dancia, hübnerita, pirita, esfalerita, calco-pirita, scheelita y galena. Las relacionestexturales observadas son las siguientes:Hübnerita: se presenta generalmente encristales subhedrales, tamaño de granoentre 2 a 15 mm y color castaño clarocon intensos reflejos internos rojos, es-pecialmente en los bordes. Se la encuen-tra en cristales aislados o en agregadosasociados espacialmente con cuarzo yfeldespato potásico y en ocasiones conpirita euhedral de grano fino.Pirita: por su morfología, tamaño y aso-ciación paragenética se reconocen piritaeuhedral de grano fino asociada con hüb-nerita y pirita subhedral a anhedral degrano medio a grueso asociada con sulfu-ros.Esfalerita: hay esfalerita sin y con exolu-ciones de calcopirita (Gómez 1997). Laprimera es subhedral, de grano fino yestá comúnmente asociada con kësteritay estannoidita. La esfalerita con exolucio-nes de calcopirita es más abundante, tie-ne morfología anhedral y tamaño de gra-no fino a medio. Genera textura de cariesen pirita y calcopirita y es reemplazadapor galena.Calcopirita: se presenta rellenando intersti-cios entre cristales de pirita y hübnerita,también incluye a esfalerita. En muchasde las muestras la calcopirita es reempla-zada por covellina y spionkopita a travésde fracturas en el mineral.Scheelita: se presenta como reemplazo dehübnerita y se distribuye esencialmentesiguiendo los planos de clivaje del mine-ral huésped. En algunos casos sólo se re-conoce a la hübnerita como relicto den-tro de la scheelita.

Caracterización del plutón San Martín …

Figura 9: Diagrama triangular Sr-Ba-Rb (El Bouseily y El Sokkary1975) con datos de las facies delplutón San Martín. Área sombrea-da: granitos wolframíferos (GW)de Rajasthan, India (Srivastava ySinha 1997); área rayada: granitoPotrerillo (GPo) de las SierrasPampeanas asociado a mineraliza-ciones de wolframio (Sardi 2005).

18090 Granito Biotita 6,4548 0,5000 70,76 10,40 268,0 262,2 5,8biotítico

CUADRO 2: Edad radimétrica K/Ar en biotita de la facies granito biotítica del plutónSan Martín.Muestra Roca Mineral %K Error de Ar40rad Ar40

atm Tmax Edad Error Máx.K (%) ccSTP/g (%) (Ma) (Ma) (Ma)(*10-6)

Galena: texturalmente presenta atributosde mineral de formación tardía, reempla-zando a la mayoría de los sulfuros pre-sentes. Forma texturas de caries en con-tacto con pirita, calcopirita y esfaleritacon exoluciones. Es común encontrarlaíntimamente asociada a aikinita y witti-chenita.

Alteración hidrotermalSe reconocieron dos tipos de alteraciónhidrotermal asociada a vetas: feldespati-zación y sericitización.a) Feldespatización: es la alteración más di-fundida y está asociada al evento hidro-termal que dio origen a las vetas pre-mi-neralización. La alteración es penetrativaen los sectores inmediatos a las vetas yselectiva de feldespatos a medida que nosalejamos de ellas. El espesor de roca alte-rada es directamente proporcional al ta-maño de la veta a la que se asocia, varian-do de unos pocos milímetros en caso devenillas de orden centimétrico, hasta 2metros para las vetas mayores en especiallas que poseen texturas de relleno. Estaalteración afectó a rocas del granito bio-títico, leucogranito, facies hipabisales yesquistos de la caja metamórfica. En losafloramientos las rocas graníticas altera-

das presentan color naranja y también to-nos rojizos y rosado oscuro al partirlas.La alteración le confiere, principalmenteal granito biotítico, textura porfírica confenocristales de feldespato potásico (ma-yormente microclino) de hasta 6 mm enuna matriz de grano medio a fino enri-quecida en feldespato potásico y cuarzo.Los cambios mineralógicos han sido re-emplazo de plagioclasa y feldespato potá-sico por microclino, desferrización debiotita e importante diseminación decuarzo y apatita. Los rasgos texturalesmás sobresalientes son relictos de plagio-clasa en los bordes y centros del microcli-no secundario, contactos difusos entrefeldespato potásico pertítico primario ymicroclino y cristales de cuarzo secunda-rio pequeños, de bordes suturados encontacto con el resto de la mineralogía.b) Sericitización: afecta esencialmente agranitos biotíticos en las proximidades devetas mineralizadas. En algunos sectoresse sobreimpone a la feldespatización.También se reconoce en vetas pre-mine-ralización y en los bordes mismos de lasvetas mineralizadas. Su carácter tardío lavincula genéticamente al último estadiode la mineralización.Fue un proceso de baja intensidad, pues-

to en evidencia por su escasa representa-ción en el terreno, que produjo levescambios de tonalidad en la roca graníticala cual adquiere tonos verdes y blancuz-cos. A escala microscópica se observa se-ricitización moderada en feldespatos ybiotita y venillas de cuarzo con pirita quecortan la mineralogía preexistente.También está asociada a la precipitaciónde fluorita de color violeta con tonos li-las en cavidades inter e intramineralesacompañadas de carbonatos (calcita).

Secuencia paragenéticaLa secuencia de formación de las espe-cies minerales fue definida en base a laintegración de las observaciones realiza-das a escala de los afloramientos y mi-croscópica y constituye una modificaciónde la anteriormente planteada por Gó-mez (1997). Se reconoció una etapa hi-drotermal inicial estéril y una etapa hi-drotermal final mineralizadora, cada unade ellas con asociaciones minerales carac-terísticas (Fig. 11). Las mismas puedensintetizarse como:

Etapa I1.- Cuarzo + feldespato potásico (Qtz+Kfs)Etapa II1.- Cuarzo + feldespato potásico + hüb-nerita (Qtz+Kfs+Hüb)2.- Cuarzo + hübnerita (Qtz+Hüb)3.- Cuarzo + sulfuros (Qtz+Sulf)

La secuencia paragenética se inició con laformación de vetas de cuarzo y feldespa-to potásico asociadas a alteración feldes-pática de granitos y rocas hipabisales delplutón. En esta etapa se destaca la asocia-ción mineral cuarzo + feldespato potási-co (Qtz+Kfs) acompañada de escasa pi-rita que caracteriza a las vetas pre-mine-ralización.La segunda etapa formó las vetas minera-lizadas. Si bien desde el punto de vista ya-cimientológico es la más importante, elvolumen de material involucrado es mu-cho menor que la anterior ya que las ve-tas son escasas y se circunscriben al sec-tor de borde del plutón. La secuencia de

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Figura 10: Esquemade las vetas con wol-framita de San Martíny Pachamama. Se reco-nocen la caja graníticafeldespatizada por laintrusión de venillas yvetas estériles de cuar-zo y feldespato potási-co (vetas pre-minerali-zación). Intruyendo lasvetas anteriores apare-ce la veta mineralizadacon la asociación cuar-zo (Qtz) + feldespatopotásico (Kfs) + hüb-nerita (Hüb) en losbordes que pasa transi-cionalmente a la aso-ciación cuarzo + hüb-nerita. Finalmente sedepositó la asociacióncuarzo + sulfuros(Sulf) comúnmente envetas con texturas derelleno.

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formación de la etapa II se inició con laco-precipitación de hübnerita, cuarzo yfeldespato potásico en los bordes de vetaseguida, de manera transicional, por laprecipitación de cuarzo masivo y hübne-rita. Junto a la mineralización wolframífe-ra hay evidencias de precipitación de piri-ta de grano fino y euhedral. El segundoepisodio se caracteriza por la ausencia dehübnerita y precipitación abundante desulfuros junto a cuarzo formando vetascon texturas de relleno y límites más omenos netos en contacto con las asocia-ciones anteriores. Se inició con la precipi-tación de abundante pirita, calcopirita,esfalerita sin exoluciones y el reemplazoparcial de hübnerita por scheelita. La se-cuencia continuó con la precipitación degalena y esfalerita con exoluciones, ade-más de escasos minerales de estaño y bis-muto. Completaron la paragénesis fluori-ta y telururos de plata (Fig. 11).

SÍNTESIS Y DISCUSIÓN

El granito del plutón San Martín es detipo I, de la serie de la magnetita (Gómez1997) y metaluminoso. En comparacióncon los granitoides neopaleozoicos de laregión tiene alto SiO2 (>72%) y óxidosalcalinos (Na2O + K2O >8,5%) y estáempobrecido en MgO y CaO. Tambiénse destaca por su alto Rb y bajo Sr y Zr.En la correlación K/Rb - SiO2 se poneen evidencia la mayor evolución y frac-cionamiento del magma granítico de SanMartín al compararlo con el resto de gra-nitoides del Complejo Plutónico Nava-rrete (Fig. 12).Otra característica distintiva del plutónSan Martín es su diferenciación interna yla evolución desde granito biotítico a leu-cogranito, diques graníticos y aplitas. In-dicadores geoquímicos tales como la co-rrelación negativa de Zr con el parámetrode diferenciación SiO2 (Fig. 8) indicaríaposible cristalización fraccionada del plu-tón, mientras que la buena correlaciónentre TiO2 y Zr que se observa en la fi-gura 13, ambos elementos inmóviles du-rante procesos magmáticos tardíos alpermanecer inertes en los minerales

(Winchester y Floyd 1987), sugeriría unfraccionamiento continuo de biotita ycircón durante la cristalización magmáti-ca. Por otra parte, el grado de fracciona-miento alcanzado por el plutón SanMartín es menor que el de granitos fuen-tes de mineralizaciones (Fig. 9).La naturaleza metasedimentaria de gradobajo de la caja del plutón San Martín, con

paragénesis mineral muscovita + albita, ylas variaciones texturales del intrusivo, si-milares a las descriptas por Candela(1997) para plutones graníticos de nivelessomeros de la corteza, coinciden con elnivel de emplazamiento sugerido por Na-varro (1960), Gómez (1997) y Caminos(2001) quienes lo definieron como some-ro, controlado por la reactivación de es-

Caracterización del plutón San Martín …

Figura 11: Secuencia paragenéti-ca del evento hidrotermal quedio origen a las vetas estériles ywolframíferas del plutón SanMartín.

422 M. R. GOZALVEZ

tructuras.Las variaciones texturales mencionadascorresponden al cambio desde granitosbiotíticos de grano medio hipidiomórfi-cos a leucogranitos de grano fino alotrio-mórficos, diques graníticos porfíricos yaplitas miarolíticas. Variaciones texturalessimilares fueron descriptas por Piccoli etal. (1996) en los diques de la suite intrusi-va Tuolumne (California), atribuidas alsobreenfriamiento del magma que los ge-neró. La pérdida de calor asociada a exo-

lución de volátiles y a la pérdida de volá-tiles y calor hacia la roca de caja puedenser causas de sobreenfriamiento de mag-mas de plutones epizonales (Cerny et al.2005). La textura de la aplita presentamiarolas interconectadas, asociadas acristales euhedrales y tapizadas por mine-rales secundarios de origen hidrotermal,que evidencian la saturación de agua delmagma y exolución de los volátiles, sugi-riendo una permeabilidad en el magmadel plutón San Martín que permitió el

movimiento de volátiles, condición deimportancia relevante en la formación dedepósitos asociados a granitos epizonales(Candela y Blevin 1995).El plutón San Martín en su conjunto, in-clusive diques graníticos y aplitas, y lametamorfita de la caja, fueron intruidospor venillas de cuarzo y feldespato potá-sico, estériles, delgadas, sin orientaciónpredominante y asociadas a feldespatiza-ción (vetas pre-mineralización). La am-plia distribución de las vetas y venillas ysus diversas formas texturales indican lamagnitud del proceso, que afectó todaslas litologías y estructuras. El origen mag-mático de las venillas fue reconocido porGómez (1997), quien obtuvo valores deδ18O en feldespatos potásicos entre 8,87‰ y 10,21‰.Las vetas mineralizadas con hübnerita ysulfuros son posteriores; su distribuciónes mucho más limitada areal y volumétri-camente, circunscritas a la zona de bordedel plutón y en especial en su extremooccidental. Rellenaron diaclasas perpen-diculares al contacto roca-caja, algunasde ellas anteriormente intruidas por vetaspre-mineralización. Las vetas mineraliza-das tienen cuarzo y de forma subordina-da feldespato potásico como mineralesde ganga, este último restringido al iniciode la depositación. El valor de δ18O =9,0‰ en feldespato potásico de la asocia-ción Qtz+Kfs+Hüb (dato del autor iné-dito) y de 12,9 - 13,8‰ en cuarzos (Go-zalvez y Korzeniewski 2008) evidencianel origen magmático de los fluidos mine-ralizadores.De los tipos de alteración descriptos por

Figura 12:Diagrama K/Rb-SiO2 donde seaprecia el mayorgrado de evolu-ción composicio-nal que presenta elplutón San Martíncon respecto alresto de granitoi-des del ComplejoPlutónicoNavarrete.

Figura 13:DiagramaTiO2 - Zr. Labuena correla-ción sugeriríaun fracciona-miento conti-nuo de biotitay circón du-rante la crista-lización mag-mática del plu-tón SanMartín.

Figura 14: Esquema del modelo de mineralización propuesto para las vetas wolframíferas del plutón San Martín. Consiste en un sistema magmático-hidrotermal donde el plutón San Martín es la roca de caja de las vetas hidrotermales cuya fuente es un intrusivo altamente diferenciado ubicado pordebajo. Dicho intrusivo sería una facies tardía del sistema granítico del plutón San Martín.

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Gómez (1997) (feldespatización penetra-tiva, albitización, greisenización y feldes-patización asociada a vetas y venillas) só-lo se reconoció la feldespatización potá-sica asociada a vetas. Las descripciones ydatos petrográficos y geoquímicos aquípresentados descartan la existencia, enrocas graníticas aflorantes, de alteraciónpenetrativa formada por procesos subsó-lidos durante los estadios magmáticostardíos. El trabajo de Gómez (1997) noprecisa el desarrollo y distribución de es-tas alteraciones no quedando claro, en es-pecial sobre las muestras albitizadas ygreisenizadas, si provenían de aflora-mientos del granito o del interior de laslabores mineras.El plutón granítico, la feldespatizaciónasociada a vetas estériles y la mineraliza-ción vetiforme de hübnerita, vinculadosespacialmente, se formaron a partir deuna fuente magmática. Si bien la compo-sición, evolución y estado de oxidacióndel magma que formó el plutón SanMartín es comparable con la de algunosgranitos fértiles de Sn, W y Mo (Blevin yChappell 1995, Cerny et al. 2005), el gra-do de diferenciación alcanzado es infe-rior. Esto replantea el modelo presentadopor Gómez (1997) quien señaló comoposible roca fuente los leucogranitos.El esquema genético propuesto conside-ra las características petrográficas de lasfacies del plutón, su composición geo-química, el modo de fraccionamiento ynivel de emplazamiento como indicado-res de su potencial para alcanzar faciesmás diferenciadas. Como se ha discutidoen párrafos anteriores, el plutón San Mar-tín regionalmente es un intrusivo graníti-co evolucionado que se emplazó en nive-les someros de la corteza y se diferenciópor cristalización fraccionada con evi-dencias de sobreenfriamiento del magma,saturación de agua y movimiento de vo-látiles. Esto caracteriza al plutón San Mar-tín como un sistema granítico con posi-bilidades de ser fértil, como se ha indica-do para otros granitos mineralizadores(Candela y Blevin 1995). Las vetas pre-mineralización y las vetas mineralizadasalojadas en el plutón San Martín estarían

genéticamente asociadas a intrusivos demayor diferenciación ubicados por deba-jo, estos últimos facies tardías del sistemagranítico del plutón San Martín (Fig. 14).

CONCLUSIONES

El plutón San Martín está compuesto poruna facies de borde granito biotítica yuna facies central leucogranítica, ambasintruidas por diques graníticos y aplitascogenéticas. Corresponden a granitos ti-po I, metaluminosos de la serie de lamagnetita. La edad del plutón es de 262± 5,2 Ma, en base a datación K-Ar enbiotita de la facies granito biotítica.El fraccionamiento magmático durante laevolución interna del plutón fue conti-nuo. Evolucionó de granito biotítico degrano medio, inequigranular hipidiomór-fico a leucogranito de grano fino, equi-granular alotriomórfico, diques graníticosporfíricos y aplitas miarolíticas. Las varia-ciones y tipos de texturas evidencian sa-turación de agua y exolución de volátiles.El plutón San Martín se emplazó en nive-les de la corteza relativamente somerosdonde es común que se produzcan varia-ciones y tipos texturales como las antesdescriptas.Ha sido intruido por vetas hidrotermales,de origen magmático, diferenciadas envetas pre-mineralización y vetas minerali-zadas. Las vetas pre-mineralización sonabundantes, estériles, formadas por cuar-zo y feldespato potásico e intruyen a to-das las facies del plutón y a la metamorfi-ta de la caja. Las vetas mineralizadas sonescasas, sólo intruyen en la facies de bor-de granito biotítica y tienen hübnerita enganga de cuarzo y feldespato potásico.Las vetas pre-mineralización feldespati-zaron la roca granítica de forma penetra-tiva en las fajas inmediatas a las vetas yselectiva de feldespatos en los sectoresmás alejados. Las vetas mineralizadas se-ricitizaron la roca granítica y las vetaspre-mineralización; la intensidad de esteproceso fue leve.Se reconocieron dos etapas en el procesohidrotermal: etapa I estéril y etapa II mi-neralizada. La etapa I se caracteriza por la

asociación mineral cuarzo+feldespatopotásico que formó las vetas pre-minera-lización. Durante la etapa II se formaronlas vetas mineralizadas y se inició con laasociación cuarzo + feldespato potásico+ hübnerita seguida de cuarzo + hübne-rita y finalmente cuarzo + sulfuros.El tipo de granito del plutón San Martín,su grado de evolución, modo de fraccio-namiento y nivel de emplazamiento soncomparables al de granitos asociados adepósitos de wolframio. No obstante, sugrado de fraccionamiento es menor, noalcanzando ninguna de sus facies la espe-cialización normal entre granitos fuentesde wolframio.Se propone un modelo de sistema mag-mático-hidrotermal donde el plutón SanMartín es la roca de caja de las vetas hi-drotermales, cuya fuente es un intrusivoaltamente diferenciado ubicado por de-bajo. Dicho intrusivo sería una facies tar-día del sistema granítico del plutón SanMartín.

AGRADECIMIENTOS

El autor expresa su agradecimiento alSEGEMAR por permitir la publicaciónde estos datos. Asimismo agradece a losárbitros, en especial al Dr. Raúl Fernán-dez, por las acertadas sugerencias. A laDra. Milka K. de Brodtkorb por su apo-yo y colaboración y a la Dra. Silvia Lago-rio y Dr. Carlos Herrmann por los co-mentarios que contribuyeron a mejorardiversos aspectos del trabajo.

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Recibido: 10 de septiembre, 2008 Aceptado: 01 de marzo, 2009

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