CONTROLES TERMOTECTÓNICOS DEL EMPLAZAMIENTO DE …revistageociencias.com.br/geociencias-arquivos/26_3/PDF 26(3)/Art 1... · (1966), como el cambio de volumen y forma de un sistema

São Paulo, UNESP, Geociências, v. 26, n. 3, p. 191-201, 2007 191

CONTROLES TERMOTECTÓNICOS DEL EMPLAZAMIENTO DEMINERALIZACIONES: UNA HIPÓTESIS DE TRABAJO

Eduardo Antonio ROSSELLO

CONICET - Departamento de Ciencias Geológicas, FCEN, Universidad de Buenos Aires. Pabellón II,Ciudad Universitaria, 1428 - Buenos Aires, Argentina. Endereço eletrônico: [email protected]

IntroducciónLa Dilatación Térmica Mineral

CuarzoFeldespatosModelo Teórico

Generación de DilatanciaTipos de Dilatancias

Generación de Dilatancia en Rocas HeteromineralesGeneración de Dilatancia en Rocas Monominerale

DiscusiónConsecuencias en la Generación de Fluidos MineralizantesConsecuencias en la Modificación de las Condiciones Mecánicas

ConclusionesAgradecimientosReferencias Bibliográficas

RESUMEN – Se describen los cambios volumétricos y morfológicos que sufren los minerales constituyentes de rocas por diferenciasrelativas de coeficientes de contracción-expansión térmica aplicados al control del emplazamiento de mineralizaciones. Se revisan datosde expansividad termal del cuarzo y feldespatos modelándose los efectos de la fuerte variación de volumen del cuarzo en su transiciónα−β (575°C). Las dilatancias generadas pueden oscilar entre 0,4 % en un granitoide con pobre contenido de cuarzo a 1,2 % para una rocatípicamente ácida. Así, se asume que los fuertes cambios microtectónicos que ocurren por este comportamiento termomecánico en rocasácidas (granitos a riolitas) pueden contribuir con los fenómenos que intervienen en la generación, transporte y distribución de fluidosmineralizantes tardiomagmáticos. Se propone a modo de hipótesis de trabajo que la contracción térmica diferencial constituye unfenómeno importante que contribuye con la generación de condiciones favorables para la mineralización (diseminada, pegmatitas, greisen,skarn, etc.) y la deformación de medios rocosos que sufran cambios de temperaturas crecientes como decrecientes.Palabras clave: expansión térmica, control estructural, emplazamiento de menas, mineralizaciones.

ABSTRACT – E.A. Rossello – Termotectonic controls of the locals mineralizations: a work hypothesis. The volumetric and morphologicalchanges undergone by rock forming minerals due to their relative differencial thermal dilatation (contractional) coeficients are describedas mineralization emplacement control. This way, the contrasting thermal dilatation data for quartz and felspar are reviewed by volumetricmodeling the effect of a significant variation of α−β quartz transition arround 575°C. The proposed dilatation of the whole rock bodyresulting by this phenomena could range from 0.4 % for a granitoid with a poor quartz content to 1.2% for a tipically acid rock. Thus, thestrong microtectonic changes resulting from these processes on acid rocks (granites to rhyolythes) are asumed to contribute to thegeneration, transport and spatial distribution of late magmatic mineralization fluids. As a working hypothesis, the thermal dilatation isproposed as an important factor controlling diseminated deposits (also pegmatites, greisen and skarn mineralization) as well as theircoeval deformation mechanics during both increasing or decreasing temperature changes.Keywords: thermal expansion, structural control, ore emplacement, mineralizations.

INTRODUCCIÓN

Las rocas como la mayoría de los objetos se dilatano contraen cuando se aumenta o disminuye sutemperatura. El mecanismo de dilatación (contracción)diferencial mineral y en especial del cuarzo con respectoa los demás minerales que constituyen una roca debidoa los coeficientes diferenciales que acusan cuando éstatransita historias térmicas puede ser un factor primordialpara controlar una mineralización diseminada. Estemecanismo, puede facilitar una rápida y extensamineralización diseminada en toda la masa de roca queestá enfriándose o calentándose permitiendo a las

soluciones mineralizantes que coexisten distribuirsecómodamente.

La causa por la cual se producen mineralizacionesdiseminadas en grandes volúmenes de rocas (del ordende km cúbicos en muy poco tiempo) es un tema que nosiempre está satisfactoriamente comprendido (Gilbert& Park, 1986; Smirnov, 1976; McMillan y Panteleyev,1998). En particular, el hecho de que puedanmineralizarse masivamente a través de una finadiseminación localizada en venillas e inclusiones entiempos relativamente cortos no está suficientemente


comprendido, ya que podría considerarse que lamineralización ocurre de manera explosiva en cuantoa la rapidez y alcances que expresa en cortos tiemposgeológicos.

Por su parte, las pegmatitas se forman en nivelesprofundos de la corteza terrestre asociadas íntimamentea cuerpos graníticos plutónicos a hipabisales donde lasfracciones volátiles tardías asociadas no alcanzaron aescapar (Sawkins, 1990). Estos depósitos representanmezclas residuales graníticas acuosas de magmasígneos ácidos a intermediarios ricos en sílice, alúmina,agua, halógenos, álcalis y minoritariamente elementoslitófilos. Por la naturaleza de ocurrencia de susminerales constituyentes revisten un interés económicoque tiende a acentuarse (Carr, 1994). Las pegmatitascon interés económico actual son cuerpos ígneosgeneralmente asociados espacial y genéticamente arocas intrusivas ácidas. Estas varían desde rocasplutónicas (granitos sensu stricto a granitoides) a rocashipabisales porfíricas desarrolladas en sus cúpulas oaureolas, o bien, constituyentes de cuerpos satélites delas primeras. Si bien pueden tener formas diversas,son más comunes las tabulares y lenticulares condimensiones variables desde centímetros a centenasde metros de extensión por centímetros a 200 m deespesor que se emplazan tanto en los mismos intrusivosgeneradores como en los encajantes metamórficos. Losrangos de temperaturas de formación han generadomuchas discusiones, aunque se acepta que oscilan entre700 °C y 150 °C, sin embargo, a partir de estudios deinclusiones fluidas algunos autores consideran unatemperatura ideal de 575 °C (Guilbert & Park, 1985;Smirnov, 1976).

Las rocas intrusivas de naturaleza ácida pueden

ser consideradas, en una primera aproximación y en elestado sólido como una mezcla de feldespatos(plagioclasas y feldespatos potásicos) y cuarzo.También, rocas sedimentarias de tipo arcósico presentanuna composición mineralógica comparable donde elcuarzo y feldespatos son los minerales más abundantesy los que determinan la mayor parte de sus propiedadesfísicas globales tales como comportamiento mecánico,expansividad-compresibilidad y conductibilidad térmica,etc. Por otro lado, este tipo de rocas ácidas yespecialmente las de origen magmático, son las másimportantes rocas portadoras de las mineralizacioneseconómicas diseminadas más conocidas: porphyrycopper, alteraciones epitermales, greisen, skarn etc.(Gilbert & Park, 1986; Sawkins, 1990).

En este trabajo, se discute la contribución de losmecanismos termotectónicos debidos a la contraccióndiferencial de sus componentes en el control de lageneración, transporte y emplazamiento de los fluidosmineralizantes. Estos fenómenos físicos se basan enlos cambios volumétricos y morfológicos que sufrensus minerales constituyentes por diferencias relativasde coeficientes de contracción-expansión térmica(Rossello & Reynard, 1997; Rossello, 2005). De estamanera, se revisan los datos de expansividad termaldel cuarzo y feldespatos y se analizan los efectos quetienen en el emplazamiento de mineralizacionesdiseminadas y pegmatitas por la fuerte variación devolumen del cuarzo en su transición β−α durante elenfriamiento. Así, se pueden determinar la mayor partede las propiedades físicas globales de los cuerposrocosos que los contienen, tales como comportamientomecánico, variaciones de volumen y conductibilidadtérmica, entre otros.

LA DILATACIÓN TÉRMICA MINERAL

La contracción térmica es la propiedad inversade la expansión termal, que está definida por Skinner(1966), como el cambio de volumen y forma de unsistema debida a la variación de temperatura. Si bien,para los sólidos que cristalizan en el sistema cúbico, lapropiedad es isótropa, en los restantes sistemas esanisótropa, dependiendo no sólo de su forma externa,sino también de la constitución interna, generándosediversas figuras de expansión-contracción.

Por lo tanto, cuando una roca sufre cambiostérmicos, los diferentes constituyentes minerales, condiferentes valores de dilatación termal, tienden aprovocar discretos cambios relativos de tamaños yformas que pueden crear un estado de inestabilidad.Así, se pueden determinar tensiones que generanfracturas y poros intergranulares. Aunque estos

conceptos pueden aplicarse en escalas reducidas, esválido pensar que pueden provocar, en volúmenes ytiempos significativos, la formación de una sumatoria depequeños desajustes, que en conjunto pueden generardilatancias apreciables en la roca, coetáneamente conla formación de depósitos minerales.

A continuación, se tratan los comportamientos queacusan el cuarzo y los feldespatos por ser los mineralesque constituyen substancialmente las rocas ácidas aquíconsideradas y que expresan las mayores diferenciasde comportamiento térmico.

CUARZO

El cuarzo posee dos variedades polimórficas cuyasformas cambian a 575ºC, siendo el cuarzo α (trigonal,clase 322) estable a baja temperatura, y el cuarzo β


(hexagonal, clase 622) a alta temperatura. Estatransición está asociada a importantes cambios de suspropiedades ópticas, volúmenes, expansividad térmica,constantes elásticas, capacidad calorífica, etc. (Rossello& Reynard, 1997). El cuarzo cerca de la temperaturade transición α−β acusa fuertes cambios físicos quedifieren considerablemente de los que acusan losfeldespatos y por ende influyen sobre elcomportamiento total de la roca que constituyen. Eneste sentido, la dependencia termal del volumen delcuarzo a presiones ambientes ha sido caracterizada, ya pesar de algunas discrepancias, cerca de la transiciónα−β, todos los datos son bastantes consistentes.

Al respecto, si se formulan expresionespolinomiales del volumen como una función de latemperatura [V (T)] para las formas del cuarzo seaprecia lo siguiente: a) cuarzo α, caracterizada por unafuerte curvatura positiva controlada por el incrementoacentuado de la expansión térmica sobre la transicióna 575°C y b) cuarzo β, expresada por uncomportamiento del volumen ligeramente constante porencima de 575°C (Figura 1).

Temperatura ºC

Vari

ació

nd

evo

lum

en

% 1

2

3

3a

3b

FIGURA 1. Comportamientos del volumen vs. temperaturade 1) cuarzos α y β; 2) feldespatos potásicos (promedio

de ortosa, microclino y sanidina); 3) promedio deplagioclasas (3a: albita, 3b: anortita). Valores tomados

de Skinner (1966) y Rossello & Reynard (1997).

La expresión polinomial de V (T) para el cuarzoα y un volumen constante para el cuarzo β resulta enuna caída del volumen sobre la temperatura detransición de alrededor de 2 %. Como la transición esde segundo orden, el cambio de volumen debería sercontinuo y una expresión más sofisticada podría serusada para describir el cambio de volumen alrededorde la reacción. Sin embargo, no debería cambiarsignificativamente y se asume que esta variación devolumen ocurre en 0,1 K, el cual es el mismo en que se

observan modificaciones extremadamente rápidas enla capacidad de calor.

FELDESPATOS

La situación de los feldespatos es menos clarapor la ocurrencia de transiciones desplacivas y orden-desorden. Para el feldespato K, se grafica el promediode tres ejemplos de resultados de difracción de rayosX (Figura 1). Las discrepancias entre los tres estudiosoriginales están probablemente relacionadas condiferentes grados de ordenamiento de las muestras.Sin embargo, las principales expansividades normalesse agrupan alrededor de 2 ± 0.5 10–5 K–1 en el rangode temperatura que interesa en este estudio.

Para la plagioclasa se usan los datos deexpansividad termal de la albita porque ha sidoextensivamente estudiada (Figura 1). En estos datosse pueden considerar los obtenidos: 1) a diferentestemperaturas sobre muestras equilibradas atemperaturas determinadas (i.e. con un determinadogrado de relación Al/Si que no cambiasignificativamente durante el tiempo de las medicionesde rayos X), incluyéndose datos de albita baja y dealbita alta, y 2) a las mismas temperaturas de equilibriode la muestra entre 800 y 1050°C.

El primer tipo de datos exhibe expansividadestermales que se agrupan alrededor de 2.5 10–5 K–1, yque puede ser considerado como intrínseco de laexpansividad terminal de la estructura para undeterminado grado de orden. Los datos de altatemperatura de albitas equilibradas determinanvolúmenes que son mayores que aquellos de albitassin equilibrar.

Si se extrapola la línea de regresión obtenida paraestos datos a bajas temperaturas, cruzan la curva deV (T) para la albita baja (la forma de equilibrio de bajatemperatura) a aproximadamente 200-300°C. Además,se usa el dato de volumen para albita baja por encimade 250°C y los datos de alta temperatura de albitasequilibradas entre 800 y 1050°C para obtener elequilibrio de la relación V(T) para la albita, incluyéndoseel efecto del incremento del desorden con latemperatura (Figura 1). Como se aprecia a continuación,estas asunciones no afectan drásticamente losresultados de los cálculos, pero la primera ley puedeser considerada como típica para granitoides ricos enfeldespatos potásicos y la segunda para granitoides ricosen plagioclasas.

MODELO TEÓRICO

Cuando se modela el comportamiento de losminerales sometidos a enfriamiento de un granito, esmás conveniente considerar a los feldespatos comouna fase simple a partir de su expansividad termal


promedio (Rossello & Reynard, 1997). Se considerandos casos límite: 1) una expansividad termal mínimapromedio de 2.5 10-5 K-1 (promediándose al feldespatopotásico y plagioclasa sin equilibrar, curva 1, y 2) unmáximo de expansividad termal definida por la curva2 a partir de plagioclasas equilibradas (Figura 2). Elprimer tipo de datos exhibe expansividades termalesque se agrupan en torno de 2.5 10–5 K–1, y que puedeser considerado como intrínseco de la expansividadterminal de la estructura para un determinado gradode orden. Los datos de alta temperatura de albitasequilibradas determinan volúmenes que son mayoresque aquellos de albitas sin equilibrar. Además, se usael dato de volumen para albita baja por encima de250°C y los datos de alta temperatura de albitasequilibradas entre 800 y 1050°C para obtener elequilibrio de la relación V(T) para la albita, incluyéndoseel efecto del incremento del desorden con latemperatura (Figura 2).

1

2

3

4

Temperatura °C

(%)

FIGURA 2. Gráfico temperatura ( C) – porosidad (ρ%)de contracciones térmicas, en función de la temperatura,

para modelos de cuarzo (1), feldespatospotásicos (2), albita (3) y anortita (4).

Rossello & Reynard (1997) propusieron un modelofísico sencillo que se basa en las siguientes principios:1) los granitoides no sufren deformación mecánicasusceptible por compensación de la formación dehuecos durante su enfriamiento debido al “armazón”de feldespatos suficientemente competente; 2) lavariación de volumen del total de la roca durante suenfriamiento está controlado por la expansividad termalde los feldespatos, 3) se desprecia la influencia de losminerales accesorios (siendo el más abundante las

micas) los cuales no exceden el 10 % del volumentotal de la roca.

Para estimar en una roca idealmente constituidapor cuarzo y feldespato la porosidad inducida por elcambio de volumen asociado a la transición del cuarzoα−β y a la expansividad termal diferencial del cuarzoy feldespato, se necesita calcular: 1) la fracción devolumen de las cavidades (el volumen de no feldespato)inicialmente ocupado por el cuarzo β a 575°C (estoestá controlado por la expansividad termal delfeldespato) y 2) el volumen actual o intrínsico del cuarzodado por su propia expansividad termal a cadatemperatura.

Entonces, a esta temperatura T (próxima a latransición pero aún en el campo de estabilidad delcuarzo β el volumen unitario de la roca total a presiónambiente puede escribirse como:

Vgranit 7 = (1-Xquartz(0)) 1+ŽVfeldspar

ŽT0

575

dT +(5 5)

+ Xquartz(0)V�-quartz(575)

V�-quartz(0)

donde Vgranit

es el volumen unitario del granito, Vα-quartz

es el volumen del cuarzo α, y Vβ-quartz es el volumen

del cuarzo β, V feldspar

es el volumen del feldespato yX

quartz es el porcentaje del cuarzo.

La primera cantidad puede expresarse como:

(1)

Xinitial(T) = Xinitial(0) 1+ŽVfeldspar

ŽT0

T

dT (2)

con Xinicial

(575) justo antes de la transición α−β seexpresa por

Xinitial(575) = Xquartz(0)V�-quartz(575)

V�-quartz(0) (3)

Combinándose (2) y (3) se obtiene:

X i n i t i a l (0 ) =X quart z(0 )

V� -quart z(575)

V� -quart z(0 )

1+ŽVfel ds p ar

ŽT0

575

dT (4)

y reemplazándose (4) en (2):


(5)

El volumen intrínseco de la fracción del cuarzo auna temperatura dada está definido por:

X init ial(T) = X quartz(0)V�-quartz(575)

V� -quartz(0)

1+ŽVfeldspar

ŽT0

T

dT

1+ŽVfeldspar

ŽT0

575

dT

Xquartz(T) = Xquartz(0) 1+ŽVquartz

ŽT0

T

dT (6)

La porosidad ρ inducida por la expansividad termaldiferencial esta simplemente dada por:

�(T) = Xinitial(T) - Xquartz(T)

= Xquartz(0)V�-quartz(575)

V�-quartz(0)

1+ŽVfeldspar

ŽT0

T

dT

1+ŽVfeldspar

ŽT0

575

dT

- 1+ŽVquartz

ŽT0

T

dT

(7)

Un interrogante importante (aunque por elmomento difícil de satisfacer en una situación real) escómo se interrelaciona este mecanismo con la presiónconfinante y la respuesta viscoelástica del macizorocoso, ya que su accionar tendería a atenuar o

neutralizar la dilatancia producida. No obstante, semantienen las consideraciones asumidas porque: 1) sedesea estimar el máximo de porosidad que puede estarasociada a las diferentes expansividades termales delcuarzo y feldespatos, y 2) los feldespatos constituyenmás del 65 % de la roca con una fábrica que los pondríaen contacto de manera que constituyen una armazónmecánica. Debido a los intervalos de temperatura decristalización de los granitoides pequeños (650-750°C)y a la transición del cuarzo α−β (575°C a presiónambiente), no se pueden iniciar cambios significativosde volumen antes de alcanzar la transición α−β delcuarzo y la porosidad es fijada como cero.

Las curvas ρ (T) son similares a aquellas deexpansividad termal usadas para feldespatos y estáncaracterizadas por: 1) un abrupto incremento de laporosidad en la transición asociada al rápido cambiode volumen del cuarzo β al cuarzo α; 2) un incrementosuave de porosidad entre 575ºC y 200-250ºC y 3) uncomportamiento estable por debajo de 200-250ºC dondela porosidad no cambia significativamente.

En la Figura 2, se grafican los resultados obtenidospara fracciones de cuarzo variando desde 0.1 a 0.3 (elrango observado para composiciones de rocas desdedioritas cuarzosas a granitos, incluyendo rocasmetamórficas como los gneises). La porosidad máximaque puede ser desarrollada por este mecanismo estácomprendida entre alrededor de 0,4 % por un granitoidecon pobre contenido de cuarzo y 1,2 % para una rocatípicamente ácida (e.g. un granito rico en feldespatoscon 30 % de cuarzo).

GENERACIÓN DE DILATANCIA

Un problema concreto y de fundamentalimportancia, no solo para contribuir al conocimientogenético sino también para aportar ideas en las tareasde prospección, exploración y explotación mineral, esconocer el tipo de control estructural que acusa undeterminado depósito. Al respecto, resulta de sumointerés comprender el mecanismo de distribución yfijación de las mineralizaciones si se asocian a procesosrelacionados con los minerales formadores de rocas obien con los fluidos remanentes postmagmáticos.

Entre las posibilidades teóricas para que un fluidomineralizante circule en el medio rocoso se encuentran:a) las pasivas, como el aprovechamiento de la porosidadefectiva que otorga una permeabilidad mínima omecanismos más complejos como los de difusión sólida;o b) las activas, que se producen por la incorporaciónde energías externas al medio, como la propia energíahidráulica de los fluidos inyectados que producen lasaberturas necesarias para permitir su movilidad dentro

del medio sólido (crack-seal, hidrofracturing, seismicpumping, etc.). La contracción térmica diferencialmineral puede enrolarse dentro de los pasivos, que sibien opera a escala microscópica puede tambiénintroducir importantes modificaciones físicas al mediorocoso. De esta manera, la roca anfitrión desarrollaríacondiciones físicas más favorables para que un fluidomineralizante encuentre los espacios para emplazarsedentro de él.

TIPOS DE DILATANCIAS

A continuación, se desarrollan diferentesposibilidades teóricas de generación del mecanismodilatante propuesto, variándose, por un lado, lanaturaleza de los minerales involucrados y, por otro,las historias térmicas seguidas (Figura 3).

Como se describió más arriba, los mineralesposeen parámetros determinados de contracción y/odilatación térmica (Skinner, 1966) y existen marcadas


Procesos dilatantes

Rocas heterominerales

Rocas monominerales

Historia termocreciente

Historia termodecreciente

Historia termocreciente

Historia termodecreciente

FIGURA 3. Cuadro de los diferentes tipos de dilatancia.

diferencias entre los principales minerales formadoresde rocas. Sobre todo es remarcable la diferencia queacusa el cuarzo con respecto a los feldespatos en eltramo comprendido entre el punto de inversión delcuarzo b a a y las temperaturas ambientes.

El comportamiento relativo de las diferentesespecies minerales pueden generar dilatancia a partirde historias térmicas: a) termodecreciente (porenfriamiento); ó b) termocreciente (por calentamiento),sean estas heterominerales o monominerales.

Generación de Dilatancia en RocasHeterominerales

- Historia termodecreciente (enfriamiento): Si separte de una roca con todos sus minerales cristalizadosa una temperatura superior que la final, por ejemplo elcaso de rocas plutónicas, estas experimentarán

fenómenos de dilatancia al enfriarse, debido a losdiferentes valores de contracciones térmicas queacusarán ciertos minerales entre sí. En el caso de unaroca granítica ideal, donde la presencia del cuarzo esmuy importante (15 a 20 %) con respecto a laabundancia de feldespatos y micas, se desarrollaría,en condiciones estables, una porosidad teórica de hastael 2 %, si se cerrara el sistema impidiéndose el ingresode fluidos o la modificación de las mineralogíaspreexistentes debido a las nuevas condicionesambientales. En este modelo, el resto de los mineralesquedarían constituyendo un esqueleto o armazón, quepermite conservar la estructura externa del cuerpo,como ocurre en los stockwork de los pórfiros cupríferoso episienitas desarrolladas en granitos (Figura 4). Enestos casos sería esperable el desarrollo de un patrónde fisuras subparalelas a los contactos entre los granosde cuarzo y los demás constituyentes de la roca conmenor coeficiente de contracción. El cuarzo, almomento de cristalizar, habría ocupado todos losespacios disponibles entre los demás que le precedieron(en una serie de Bowen clásica), pero luego al enfriarse,éste se habría contraído mucho más que los otros,produciéndose una suerte de tensión que desarrollaríala presencia de fisuras subparalelas a los contactosinterminerales. También, pueden reconocerse estosfenómenos en inclusiones sólidas de minerales, dondelos individuos con mayor coeficiente de contraccióntérmica emplazados dentro de otros con menorcoeficiente, generarán fisuraciones concéntricassemejantes que copiarán sus contactos (Figura 5 -olivina).

FIGURA 4. Esquema del desarrollo de dilatancia por contracción térmica diferencial de una roca graníticaaplicada a un pórfiro cuprífero y su asociación con el incremento de temperatura de los fluidos mineralizantes

por pérdida de presión. Línea 1: Curva de enfriamiento de la roca. Línea 2; Curva del comportamientodel Cuarzo. Línea 3: Curva de generación de porosidad aprovechable por los fluidos mineralizantes.


FIGURA 5. Fotomicrografías (Izquierda) de una inclusión de olivina dentro de feldespato que provoca fracturasanulares concentricas y (Derecha) de una inclusión de cuarzo en clinopiroxeno que provoca fracturas

radiales (tomadas de Van der Molen & Van Roermund, 1986). Las barras indican 100 micrones.

- Historia termocreciente (calentamiento):Exactamente con sentido opuesto al razonamientoanterior, se puede considerar a una roca formada auna temperatura menor a la sufrida con posterioridaddebido, ya sea a simple soterramiento, o a algún tipode metamorfismo por intrusiones plutónicas. Se puedeconsiderar, por ejemplo a una arenisca impura (grauvacao arcosa) en la que los distintos granos constituyentesobservan diferentes expansiones a partir de un ajustadoempaquetamiento sedimentario acorde a sus formas ytamaños. Un calentamiento posterior provocará, porlos distintos coeficientes de expansión térmica de losgranos, una mayor dilatación del cuarzo con respectoa los restantes feldespáticos, “abriendo” la textura yprovocando dilatancia. Este fenómeno podríareconocerse también, en los casos de inclusiones deminerales con mayor coeficiente dilatante que suencajante. La contracción térmica diferencialdeterminará fracturas radiales a partir de los primeros,semejantes a las presentadas (Figura 5 - cuarzo).

Generación de Dilatancia en Rocas Monominerales

En rocas monominerales, con una fábrica biendesarrollada por la orientación de los ejes cristalográficosde sus minerales constituyentes, también favorecerá lageneración de fisuras, según presenten historias: a)termocrecientes o b) termodecrecientes.

La generación de dilatancia en rocasmonominerales se basa en los distintos coeficientes decontracción-expansión que existen según las diferentesdirecciones cristalográficas consideradas dentro deminerales anisótropos. Así, se toma el caso del cuarzo,que presenta una marcada diferencia entre loscoeficientes tomados a partir de direcciones paralelaso perpendiculares a su eje “c”, se podrán generar

diferentes formas cristalinas en función de latemperatura (Figura 6).

FIGURA 6. Esquemas de las contracciones térmicasdiferenciales del cuarzo dependientes de sus ejescristalográficos. A: vista tridimensional; B: vista

paralela al eje “c” y C: Vista perpendicular al eje “c”.

Si bien resulta difícil encontrar ejemplos reales,tal vez fracciones o sectores de depósitos albitíticos ocarbonatíticos constituidos por un solo mineral(Sawkins, 1990). También, la característica asociaciónanfitriona de las gangas cuarzosas con prácticamentetodas las mineralizaciones, también puede poner demanifiesto su conspicua propiedad dilatante a partir deeste razonamiento. Finalmente, y no necesariamentemenos importante es la evaluación de otras propiedadeseléctricas que podrían contribuir con estos fenómenosal modificar comportamientos fisicoquímicos de lassoluciones mineralizantes.


DISCUSIÓN

En la formación de depósitos mineralesepigenéticos, tanto diseminados como filonianos, esimprescindible conocer la naturaleza y elcomportamiento fisicoquímico de los fluidosmineralizantes para comprender su génesis. El estudiode los fluidos, a partir de su generación hasta sucristalización dentro de ambientes geológicosdeterminados, involucra numerosísimas variables quecaen en diferentes campos de la ciencia, todavía nosuficientemente interconectados entre sí como lo sonel yacimientológico (asistido por la geoquímica,petrología, termodinámica, etc.) y el tectónico (apoyadopor la geología estructural, geofísica, mecánica, etc.).

La laguna en la comprensión genética de estosfenómenos puede deberse a que siempre se tropiezacon el inconveniente que la problemática en cuestióncae en una zona de investigación intermedia entre lasgeologías de yacimientos y estructural. Por ello, muchasveces, la primera describe sólo la forma de yacenciade la mineralización y la segunda, que puede interpretarfenómenos petroestructurales, muchas veces lodesconoce, no pudiendo aplicar sus interpretaciones.

El tratamiento multidisciplinario facilitaría lapropuesta y/o identificación de mecanismos genéticosmixtos que expliquen la generación y distribuciónespacial de la dilatancia y la generación, circulación ydepositación de los fluidos mineralizantes. Por otro lado,se podría incorporar un nuevo elemento direccionaldentro de la dinámica de los depósitos minerales quees el gradiente de variación térmica.

CONSECUENCIAS EN LA GENERACIÓN DE FLUIDOS

MINERALIZANTES

El proceso aquí propuesto podría intervenir en lageneración de fluidos debido a la disminución relativade presión por la generación de dilatanciaconcomitantemente con una mayor solubilidad de lasílice (Figura 7). Esto redundará en un efecto deebullición de las fracciones fluidas residuales con unaliberación de fases gaseosas, generalmente ricas enelementos mineralizantes y/o con capacidad para barrerelementos de las litologías por las cuales se desplaza.El comportamiento de la solubilidad de los mineralessilíceos en estas condiciones puede contribuir con lascondiciones mineralizantes ya que ocurre atemperaturas equivalentes.

En la Figura 7 se puede apreciar un efectoadicional de la solubilidad retrógrada de la sílice quecontribuye, junto a la generación de dilatancia, a unamayor predisposición del medio rocoso a mineralizarse.En estas circunstancias, el medio adquiere una mayorporosidad y gracias a la mayor solubilidad se

FIGURA 7. Solubilidades del cuarzo en agua (síliceen ppm) calculadas en función de la temperatura (oC)

a varias presiones (funciones de Fournier & Potter, 1982).La zona amarilla enfatiza la región de solubilidad

retrógrada del cuarzo debidas a la transición cuarzo β−α.

incrementaría no sólo una mayor cantidad de fluidosricos en sales disueltas, sino que además tendrán mayorfacilidad de circulación. El transporte de fluidos dentrode un cuerpo rocoso se vería favorecido por la creaciónde innumerables vías de circulación que producen lasmicrofisuras generadas a partir de los contactosinterminerales. Por otro lado, la roca desarrollará víasde circulación primarias controladas por discontinuidadesfacilitadas por las condiciones de debilidad con respectoa patrones de campos de esfuerzos actuantessingenéticos. En estos casos el vector de enfriamientopuede diferir según se realice un análisis horizontal overtical. El emplazamiento de los fluidos mineralizantescomo las venas, ya sean diseminadas dentro destockworks, pegmatitas o filones, se realizará en lossectores donde el macizo rocoso experimente lasmayores diferencias térmicas durante la historiainmediatamente anterior a la llegada de esos fluidos.

Este cambio, puede motorizar una serie demecanismos tectónicos que pueden controlar laevolución de la deformación de un macizo rocoso yemplazamiento de mineralizaciones en sus cúpulas porconcentración residual y expulsión. En este sentido,concentraciones de fluidos residuales enriquecidos demineralizantes se pueden emplazar en la periferia delos cuerpos intrusivos produciendo asociacionesparagenéticas de minerales y alteraciones superpuestas(Figura 8).


FIGURA 8. Esquemas 3D de la participación de la contracción térmica en la generacióny emplazamiento de pegmatitas. A) Estado inicial y B) Estado final.

Este mecanismo, puede describirse como un efectosemejante al que aplica el picnómetro donde pequeñoscambios volumétricos de fluidos dentro de los intrusivossignifican grandes aportes en zonas dilatantes discretasde las zonas cuspidales y de la periferia. Por otro lado,podrían explicarse las zonaciones que exhiben algunostipos de pegmatitas emplazadas en cúpulas graníticasque sugieren procesos de rellenos en ambientesrelativamente dilatantes difíciles de visualizar en lasgrandes profundidades donde se emplazan.

CONSECUENCIAS EN LA MODIFICACIÓN DE LAS

CONDICIONES MECÁNICAS

Estos mecanismos dilatantes pueden tenerimportancia en la modificación de las condiciones físico

mecánicas de un macizo rocoso. El cambio reológicobrusco que puede experimentar en torno a determinadastemperaturas, se traduce, en términos cualitativos, enel pasaje de una roca compacta o maciza coherentemecánicamente competente a otra porosa y con unacohesión muy inferior mecánicamente incompetente.

Por lo tanto, si el cuerpo produce una contracciónde la masa rocosa con respecto a su encajantedesarrollará patrones de espacios dilatantes concéntricoso anulares y si genera un aumento de volumen de lamasa rocosa generará patrones radiales (Figura 9). Deesta manera, pueden controlar la evolución y respuestade la deformación de un macizo rocoso y facilitar elemplazamiento de mineralizaciones tabulares y/olenticulares en sus cúpulas por concentración residualy expulsión (Rossello, 2005).

FIGURA 9. Izquierda. Bosquejo estructural idealizado debido a la coexistencia de dos mineralescon diferentes coeficientes de contracción térmica. A) fracturas radiales dentro de una historiatermocreciente. B) fracturas subparalelas a contactos dentro de una historia termodecreciente.


Además, un macizo rocoso puede experimentaruna súbita perdida de coherencia que la pone a mercedde campos de esfuerzos latentes que no habíansuperado su umbral de deformación (Figura 10). Estoes coherente con el hecho que en la mayoría de los

cuerpos graníticos emplazados en zonas sometida acampos de esfuerzos cizallantes (ortogneises) ladeformación ocurre a temperaturas en las que seproducen las mayores diferencias de dilatación.

FIGURA 10. Esquema del colapso de la resistencia mecánica de una roca cuarzosa sometida a deformacióndurante una historia térmica debida a la contracción diferencial del cuarzo perpendicular a sus ejes “c”.

CONCLUSIONES

Como consecuencia de las observacionesdescriptas, se realizan las siguientes conclusiones:

a) La contracción térmica diferencial puede constituirseen un fenómeno microtectónico importante en lageneración de condiciones favorables para lamineralización de medios rocosos que sufran cambiosde temperaturas en su historia geológica. Ya que elmismo, puede contribuir de manera substancial a lageneración de mecanismos físico-químicosintervinientes en el origen, circulación, transporte yemplazamiento de fluidos mineralizantes en diferentesmedios geológicos. De esta manera, se apoya la ideade que algunos depósitos minerales diseminados y/opegmatitas graníticas se relacionan con la temperaturade equilibrio del cuarzo en su transición α−β, tal comomencionan Guilbert & Park (1986).

b) Los valores de porosidad teóricos calculados paramezclas ideales de cuarzo con feldespatos arrojanvalores de porosidad del orden del 1-2 %, coherentescon los de mineralizaciones que se conocen de muchosdepósitos de cobre porfírico, pegmatitas, greisen, skarn,

etc. Por otro lado, las temperaturas de mineralizacióncalculadas para diferentes depósitos mineralescoinciden con los rangos de temperatura en los cualesla generación de porosidad por este mecanismo térmicoes más importante.

c) La pérdida de presión de los fluidos asociada a lageneración de dilatancia redundará en un efecto deebullición de las fracciones fluidas residuales con unaliberación de sus fases gaseosas, generalmente ricasen elementos mineralizantes.

d) Se proponen fenómenos capaces de generardilatancia por contracción-dilatación térmica diferencialcon historias termocrecientes y termodecrecientes tantoen rocas heterominerales como monominerales.

e) Este fenómeno también pone de manifiesto laimportancia creciente que observan los procesosestructurales por sí mismos, en la generación dedepósitos minerales que lo llevan a ocupar un lugar desemejante correspondencia con los tradicionalesprocesos plutónicos (hidrotermales), e incluso,sedimentarios y metamórficos.


AGRADECIMIENTOS

Contenidos teóricos del presente trabajo fueron inicialmente enriquecidos con la discusión fructífera y apoyo de los Dres. AntoineMocquet, Peter Cobbold y Bruno Reynard. Igualmente, se agradecen los arbitrajes muy constructivos de los Dres. Diana Mutti, SelviaTourn, Fernando Hongn y Ariel Ortiz Suárez en la oportunidad de haberse adelantado parte del mismo en el Congreso de GeologíaEconómica (Rossello, 2005) y en la XIII Reunión de Tectónica (Rossello et al., 2006). Finalmente, se agradece a los Dres Antonio CarlosArtur y Fabio Braz Machado los arbitrajes y edición de la presente versión.

Este trabajo fue financiado por el Proyecto UBACyT (Ex 015) 2004-2007 y el Proyecto “Geología, mineralogía y geoquímica depegmatitas graníticas y otros yacimientos de Sierras Pampeanas” (Proyecto 3-4-9001) de la Universidad Nacional de San Luis.

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Manuscrito Recebido em: 20 de agosto de 2007Revisado e Aceito em: 25 de fevereiro de 2008

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