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vol.28 número2El Complejo Metamórfico Bahía Mansa en la cordillera de la Costa del centro-sur de Chile (39°30'-42°00'S): geocronología K-Ar, 40Ar/39Ar y U-Pb e implicancias en la evolución del margen sur-occidental de GondwanaMecanismo de emplazamiento del Plutón Sierra de Varas Norte, Región de Antofagasta, Chile índice de autoresíndice de materiabúsqueda de artículos
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Revista geológica de Chile

versión impresa ISSN 0716-0208

Rev. geol. Chile v.28 n.2 Santiago dic. 2001

http://dx.doi.org/10.4067/S0716-02082001000200004 

Procesos de formación de paragénesis ceolíticas en el
metamorfismo de muy bajo grado de las volcanitas
paleógenas al sur de Confluencia, Neuquén,
República Argentina

María E. Vattuone

Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires,
Ciudad Universitaria, CP 1428, Buenos Aires, Argentina-
INGEIS, CONICET, Ciudad Universitaria,CP 1428, Buenos Aires, Argentina
elena @ gl.fcen.uba.ar

Carlos O. Latorre

INGEIS, CONICET, Ciudad Universitaria,
CP 1428, Buenos Aires, Argentina
latorre@ gl.fcen.uba.ar

Pablo R. Leal

Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires,
Ciudad Universitaria, CP 1428, Buenos Aires, Argentina
leal@.gl.fcen.uba.ar

RESUMEN

Se estudia una asociación metamórfica de muy bajo grado en volcanitas paleógenas de la Serie Andesítica, al sur de Confluencia, Neuquén. El protolito es de composición basáltica y andesítica; los minerales secundarios son, en su mayor parte, ceolitas cálcicas, calco-sódicas y sódicas. La primera ceolita en formarse fue wairakita acompañada por albita, adularia, pumpellyita, titanita, pectolita, pirita, cobre nativo, hematita, esmectita y cuarzo como reemplazo de la matriz y fenocristales ígneos, seguidos por laumontita, yugawaralita y wairakita sódica en la matriz y en amígdalas. Estas asociaciones permiten caracterizar un metamorfismo pervasivo de muy bajo grado, de tipo geotermal en facies de ceolita de alta temperatura ya que se habrían alcanzado de acuerdo a la asociación wairakita-yugawaralita-albita ca. 220°C de temperatura a presiones inferiores a 0,5 kbar para las primeras etapas de este proceso metamórfico. Posteriormente a temperaturas menores que 200°C, la wairakita sódica fue reemplazada por escolecita y mesolita en amígdalas, mientras que ceolitas del grupo de la heulandita se depositaron en venas al igual que barrerita, tetranatrolita y paranatrolita que se formaron a expensas de la albita, mientras que adularia fue reemplazada por illita. Un segundo proceso a temperaturas menores que 150°C, depositó barrerita, tetranatrolita y paranatrolita, junto con estilbita y estellerita en diaclasas. Por último, se formó analcima por reemplazo de la barrerita. Al final, se formó calcita en las diaclasas por aumento en la X CO2. Los fluidos actuantes fueron neutros a ligeramente alcalinos, la ƒO2 ha sido alta, en el campo de estabilidad de la hematita y la pirita, al igual que la PH2O/Ptotal que fue alta, en un principio, aunque fue descendiendo en las fracturas, a medida que aumentaba la XCO2, que fue generalmente baja. El proceso geotermal habría sido causado por flujos de calor provenientes del magmatismo de edad miocena inferior; posteriormente, un fracturamiento tensional (Mioceno Superior?) favoreció la acción de nuevos fluidos.

Palabras claves: Facies ceolita, Metamorfismo de muy bajo grado, Geotermal, Confluencia, Neuquén, Patagonia argentina

ABSTRACT

Formation of zeolitic assemblages during very low grade metamorphism of Paleogene volcanic rocks, south of Confluencia, Neuquén, Argentina. A metamorphic assemblage of very low grade metamorphism in Paleogene volcanic rocks from the Andesitic Formation, Confluencia, Neuquén Province, is studied. The protolith is basaltic and andesitic. The secondary minerals are calcic, calcosodic and sodic zeolites. Wairakite is the first zeolite to crystallize, together with other minerals like albite, adularia, pumpellyite, titanite, pectolite, pyrite, native copper, hematite, smectite and quartz in the matrix and in phenocrysts. They were followed by laumontite, yugawaralite, and sodic wairakite in the matrix and in amygdales. Later on, only in amygdales, sodic wairakite was replaced by scolecite and mesolite, whereas laumontite and yugawaralite were replaced by heulandite and calcic clinoptilolite. Then barrerite, tetranatrolite and paranatrolite replaced albite and adularia was replaced by illite. These assemblages are in accordance with a pervasive geothermal field type, very low grade metamorphism in the zeolite facies. The equilibrium assemblage wairakite-yugawaralite-albite indicates P-T conditions of <0,5kb and <220°C. At temperatures lower than 200°C in the zeolite facies heulandite group minerals, scolecite and mesolite formed replacing the first association. In a second event, at temperature lower than 150°C, barrerite, paranatrolite and tetranatrolite precipitated in joints together with stilbite and stellerite. Other process, formed analcime by replacement of barrerite. Then, an increase in XCO2 favoured the precipitation of calcite in joints. The thermal waters were neutral to slightly alkaline, the ƒO2 conditions were in the hematite - pyrite stability field, the PH2O / Ptotal ratio was high and then, decrases in the joints, at the same time that XC2O was increasing; it was low during the main process. The geothermal system was heated by Early Miocene magmatic intrusions. Then, in the Late Miocene? a tensional fracturing permitted the action of new fluids.

Keywords: Zeolite facies, VLGM, Geothermal, Confluencia, Neuquén, Patagonia argentina.

INTRODUCCION Y AMBIENTE GEOLOGICO

En este trabajo se caracterizan asociaciones de metamorfismo de muy bajo grado (VLGM) en facies de ceolita en volcanitas ubicadas al sur de la localidad de Confluencia, en la Provincia del Neuquén.

Los afloramientos corresponden al sector oriental de la Sierra de Cuyín Manzano. Se hallan ubicados en la margen oeste del río Limay, desde la desembocadura del río Traful hasta la costa norte del Lago Nahue Huapí con luna longitud aproximada de ca. 30 km (Fig. 1).


FIG. 1. Mapa geológico y de ubicación del área indicando las localidades muestreadas (tomado de la Secretaría de Minería de la Nación, 1995).

Las rocas estudiadas (basaltos y andesitas básicas) pertenecen a las facies lávicas finales de la Serie Andesítica Andina correspondiente al volcanismo paleógeno de la Provincia Volcánica Andino-Patagónica (Rapela, et al., 1983 y 1984).

El sector andino de la Serie Andesítica, reconocido entre los 40 y los 43°30'S, ha recibido también el nombre de Formación Ventana (González-Bonorino, 1973 y 1979). En esta área, hay fases diastróficas que representaron acontecimientos compresivos, con intrusión de rocas graníticas y de no compresión, donde se desarrollaron las sucesiones volcánicas (Charrier, 1973 y Aguirre et al., 1974).

Rapela et al. (1983, 1984) reconocieron cuatro facies en las volcanitas de la Serie Andesítica; en la base, la facies pliniana, cubierta por la facies ignimbritica, por encima la facies lávico-piroclástica y por último en la parte superior, la facies lávica. Estas facies raramente se observan superpuestas en un mismo afloramiento sino que son comunes los compuestos por una única facies. La facies lávica integrada mayoritariamente por basaltos olivínicos y andesitas básicas que es la de menor edad, presenta su mayor expresión hacia el norte, en la zona de Chapelco. En la Sierra de Cuyín Manzano, al sur de Confluencia, los afloramientos de la facies lávica alcanzan los 135 m de espesor. Las rocas son subalcalinas según el diagrama TAS; moderadamente sódicas, con potasio normal y cuarzo e hipersteno normativas.

Según estos investigadores desde el punto de vista geotectónico, el volcanismo de la Serie Andesítica forma parte de un complejo de subducción en un marco magmático ensiálico y a medida que las coladas se hacen más jóvenes en la serie, van disminuyendo el contenido de K con respecto al SiO2, lo que podría deberse a variaciones en la inclinación de la zona de Benioff y cambios en el espesor de la corteza continental a esas latitudes durante el Paleógeno.

Las edades más jóvenes de la facies lávica de las volcanitas de la Serie Andesítica llegan al límite Oligoceno-Mioceno. Latorre y Vattuone (1998), obtuvieron edades K-Ar de 24±1Ma sobre roca total, en los basaltos de las facies lávicas del Cerro Chapelco. Esa edad es coincidente con las edades obtenidas por Linares et al. (1991) del llamado 'Basalto 0' de Galli (1969) ubicado en la margen izquierda del río Collón Cura que en realidad formarían parte de la facies lávica de la Serie Andesítica. Tanto la facies lávica de Chapelco como el 'basalto 0' de Collón Cura, están afectados por VLGM en facies de ceolita (Latorre y Vattuone, 1994b, Vattuone y Latorre, 1996 y Vattuone et al., 1999). Los afloramientos estudiados en este trabajo, son continuación de aquéllos hacia el sur, siendo una unidad fácilmente identificable regionalmente.

DESCRIPCION DE LOS AFLORAMIENTOS

La base de la facies lávica en este sector de la Sierra de Cuyín Manzano se apoya sobre vitrófiros y piroclastitas de la facies lávico-piroclástica de la Serie Andesítica.

Las volcanitas paleógenas están cubiertas en discordancia erosiva por basaltos del Palaucolitense (Leanza y Leanza, 1979) o Basalto 1 de Groeber (1929) que pertenecen a un ciclo más joven de edad miocena superior de amplia distribución areal. La discordancia se debería a la fase Pehuenche de la orogenia terciaria.

Las secuencias estudiadas son subhorizontales y monótonas, de color casi negro en los sectores menos alterados que pasa a color verdoso a rojizo en las áreas alteradas que son las que presentan mayor brechamiento. Estas variaciones en áreas del orden de metros no siguen ningún patrón regular y consisten en el cambio de coloración y en la mayor o menor abundancia de amígdalas ya que por sectores, el basalto macizo va gradando a amigdaloide. Las amígdalas llegan a ser de varios centímetros de diámetro y suelen estar rellenas por calcita desde la localidad de Confluencia hasta el afloramiento denominado Con 5 (Fig. 1). Allí comienzan las amígdalas rellenas por ceolitas en algunos casos reemplazadas pseudomórficamente por calcita. Se estudiaron las asociaciones de ceolitas hasta las cercanías del Lago Nahuel Huapi.

En las rocas brechosas, los clastos están cementados por venas de anchos variables (de hasta varios centímetros) con ceolitas en cristales rosado pálido, del grupo de la heulandita (analcima) y, blanco, de varios milímetros de tamaño. En amígdalas se observa la presencia de laumontita.

En venas de color blanco muy delgadas que rellenan diaclasas subparalelas en todos los afloramientos hay pequeños cristales aciculares de estilbita, estellerita y barrerita.

PETROGRAFIA

DESCRIPCION MICROSCOPICA DE LAS ROCAS ALTERADAS

Las rocas son metabasaltos y metandesitas básicas amigdaloides con textura porfírica relicta, que muestran reemplazo de sus minerales primarios. Los fenocristales de olivino son reemplazados por esmectitas, pirofilita, iddingsita, pumpellyita color verdoso castaño a amarillo pálido y óxidos de hierro. La presencia de melilita ha sido observada como reemplazo de pequeños sectores de fenocristales primarios de olivino. Los fenocristales de plagioclasa ígnea fueron reemplazados por albita y ceolitas aciculares. Hay hornblenda basáltica alterada a esmectita y óxidos de hierro y clinopiroxeno sin alteración.

La matriz presenta esencialmente microlitos de plagioclasa totalmente reemplazados por los mismos minerales que alteran a los fenocristales y microlitos de clinopiroxeno sin alteración y en sectores hay vidrio palagonítico en proceso de devitrificación a esmectitas y a hematita.

Entre los cristalitos de la matriz se dispone pumpellyita color dorado castaño vinculada a minerales opacos (cobre nativo, pirita, arsenopirita y hematita) y en sectores hay laumontita, yugawaralita y wairakita.

Las amígdalas presentan esmectitas en los bordes y están rellenas por ceolitas aciculares con disposición fibroso radiado. Las ceolitas son laumontita acicular, yugawaralita, escolecita, y mesolita; las dos últimas reemplazan a wairakita sódica. Entre las mismas se observan pequeños cristalitos de pectolita.

Hay venas que en su parte central presentan analcima y en sus bordes barrerita de hábito laminar con clivaje perfecto (Fig. 2a) ocasionalmente rebordeada por illita, junto con minerales del grupo de la heulandita y cristales aciculares de tetranatrolita (uniáxica positiva) y paranatrolita (2V= 0°/+10°). Se destaca la existencia de textura de disolución en cristales de barrerita con analcima como huésped. (Fig. 2b).

Algunas venas están compuestas por esmectitas y ceolitas sódicas (barrerita, tetranatrolita y paranatrolita) que se originan de venas de albita que atraviesan la plagioclasa ígnea.

Como relleno de diaclasas hay cristales aciculares de estilbita, (2V= -20°), barrerita (Fig.2c), tetranatrolita, paranatrolita y estellerita (Fig.2d). Por último hay finas venillas de calcita.


LAMINA 1

Microfotografías

a Con 5-6: vena con barrerita (B) en los bordes y analcima (Anl) maclada en el centro; barra=2mm.
b Con 10: cristales de barrerita (B) reemplazados por analcima (Anl); barra= 5mm.
c Con 6: cristales idiomorfos de barrerita con hábito prismático.
d Con 6/3: cristales de estellerita en fracturas.
Nota: a y b fueron tomadas con microscopio de polarización polarizadores cruzados;
c y d son imágenes SEM.

ASOCIACIONES MINERALES METAMORFICAS

Los minerales secundarios, se encuentran en diferentes microdominios: como reemplazo total o parcial de minerales primarios relíctos en fenocristales y en la matriz y como relleno de venas, amígdalas y diaclasas. El clinopiroxeno se conserva casi sin alteración ya que persiste hasta los 300°C según Fagan y Day (1997). La conservación de los clinopiroxenos primarios se observa en otras localidades del área afectadas por VLGM como los metabasaltos de Paso del Cordoba (Vattuone et al., 1996).

La melilita, en algunos casos, reemplaza a fenocristales de olivino por lo que evidencia un origen secundario, debido probablemente a un proceso subsólido en un sistema con CaO, MgO y SiO2 (Deer et al., 1986). Ese proceso no corresponde al VLGM estudiado.

La illita y la pirofilita son escasas y fueron determinadas por DRX. Las esmectitas corresponden a montmorillonita cálcica determinada por DRX. No se descarta que existan interestratificados S/C ya que las características ópticas de estos filosilicatos que acompañan a laumontita en las amígdalas parecen indicarlo.

Las asociaciones enunciadas a continuación fueron observadas al microscopio y pertenecen a fases minerales en contacto en los siguientes microdominios:

COMO REEMPLAZO DE FENOCRISTALES Y MICROFENOCRISTALES

Plagioclasa

Ceolitas aciculares (tetranatrolita y paranatrolita) -esmectita-albita-óxidos de hierro.

Ceolitas aciculares (tetranatrolita y paranatrolita) - albita - adularia-óxidos de hierro.

Ceolitas aciculares (tetranatrolita y paranatrolita)- wairakita sódica -albita - pectolita.

Esmectita - calcita.

Olivino

Iddingsita - esmectitas - óxidos de hierro - (melilita).

Iddingsita-pumpellyita.

Anfíbola

Ceolitas-esmectitas-pirofilita-titanita-pectolita-óxidos de hierro.

Clinopiroxeno

No presenta alteración.

COMO REEMPLAZO DE LA MATRIZ

Albita-pumpellyita-minerales opacos (cobre nativo, pirita, arsenopirita, hematita y magnetita)- titanita-esmectita-albita-ceolitas (laumontita, yugawaralita, wairakita).

EN AMIGDALAS CERRADAS

Laumontita-esmectita.

Laumontita (Fig. 2e)-wairakita sódica-mesolita -escolecita (Fig. 2f)- yugawaralita (Fig. 2g)-esmectita-pectolita.

Mesolita-escolecita- wairakita sódica-esmectita.

EN VENAS Y AMIGDALAS ABIERTAS

Analcima-tetranatrolita-paranatrolita-barrerita-clinoptilolita (Fig. 2h).

Barrerita-tetranatrolita-paranatrolita.

Minerales del grupo de la heulandita-barrerita-illita.

Analcima-barrerita-minerales del grupo de la heulandita-albita-pectolita-esmectita.

Barrerita-analcima-esmectita-pectolita.

COMO RELLENO DE DIACLASAS

Esmectita- barrerita-tetranatrolita-paranatrolita- estellerita-estilbita.

Calcita.


LAMINA 2

Microfotografías

e Con 6/92: cristales de laumontita con hábito acicular y con formas predominantes según {110}.
f Con 6: cristales de wairakita sódica (6/18) reemplazada por mesolita (6/16) y escolecita (6/17) aciculares.
g Con11/92: cristales de yugawaralita paralelos a {010} donde se observa clivaje perfecto paralelo a {100} y menos perfecto, paralelo a {h0l}.
h Con 10/1: cristales de clinoptilolita de hábito laminar con láminas paralelas a {010}.

Nota: e, f, g y h son imágenes SEM.

QUIMICA MINERAL

En base a los análisis químicos con EDS de las ceolitas se confeccionó la tabla 2 donde, además, se incluyen datos mineralógicos. Con los resultados de los análisis químicos, se realizaron los diagramas de la figura 3.


Las figuras 3A y 3B muestran que predominan en el área las ceolitas cálcicas (wairakita, yugawaralita, laumontita, escolecita, heulandita ss, clinoptilolita cálcica y estellerita) siendo menor la proporción de ceolitas sódicas (analcima y barrerita) y calco-sódicas (wairakita sódica y mesolita). En todos los casos están ausentes las ceolitas potásicas. La escolecita muestra algo de Na en su composición, por lo que podría ser mesolita cálcica; sin embargo ópticamente responde a las características de escolecita. La clinoptilolita corresponde a la variedad cálcica (Coombs, 1997). Se observa que los minerales del grupo de la heulandita constituyen una serie donde varía el contenido en Si. La heulandita presenta a veces Fe y Mg en sus análisis químicos debido a inclusiones de hematita y esmectita. Suele ser común en esta ceolita este tipo de inclusiones que se observan bajo el microscopio electrónico. En Paso del Córdoba, al oeste de la localidad de Confluencia (Vattuone et al., 1996), también, verificaron su presencia en la heulandita.

En la figura 3C se han representado los análisis de analcima y de barrerita de Confluencia. Esta se acerca en composición a la analcima, lo que se evidencia en la dispersión en los valores analíticos de Si/(Al+Fe), probablemente originada en el cambio estructural que debería haber tenido lugar en la barrerita para originar la estructura de la analcima, lo que implica una variación en el contenido de Si y Al. Se creyó conveniente incluir en el diagrama todos los valores analíticos obtenidos, para una mejor observación del proceso. Sin embargo, en la tabla 2 se colocó un análisis promedio de barrerita ya que los valores obtenidos, debido al cambio de Si y Al, se apartan del E% ideal (ver Tabla 2). Se observa además que la barrerita de Confluencia tiene Na como único catión alcalino.

Como elementos de comparación se han representado en la figura 3C los análisis de la barrerita de Futalaufquen (Latorre et al., 2000) de composición sódica, pero con algo de K y con mayor relación Si/Al. Además, se ubicó el análisis de la barrerita de la localidad tipo en Cabo Pula (Passaglia y Pongiluppi, 1974 y 1975) que permite observar la semejanza entre la composición química de la barrerita de Futalaufquen y la de Cabo Pula.


FIG. 3. Representación de los análisis químicos de las ceolitas. A- diagrama triangular según las relaciones 10*(SiO2/Al2O3): CaO+MgO: Na2O+K2O; B- diagrama triangular según las relaciones Na: K: Ca+Mg; C- Diagrama (Na+K)/(Na+K+Mg+Ca) versus Si/(Al+Fe) para la analcima y la barrerita de Confluencia. Como comparación se representaron la barrerita de Cabo Pula (Sardinia, Italia) (Passaglia y Pongiluppi (1974, 1975), y la de Futalaufquen (Chubut) (Latorre et al., 2000).

DIFRACCION DE RAYOS X

En la tabla 3, se incluyen los espaciados correspondientes a las cuatro intensidades más fuertes de los difractogramas de las ceolitas de Confluencia. Estos son coincidentes con las fichas correspondientes al Mineral Powder Diffraction Fill Data Book (Bayliss et al., 1986).


ZONACION MINERAL Y EVOLUCION METAMORFICA

Los minerales metamórficos encontrados sugieren la existencia de varias etapas de metamorfismo de muy bajo grado correspondientes a la facies de ceolita (Tabla 4, etapas I a VI en orden decreciente de temperatura).


La sucesión mineralógica inferida indica que los primeros minerales en formarse en la etapa I fueron wairakita, albita, adularia, pumpellyita, titanita y pectolita acompañados por cuarzo, esmectitas, hematita, pirita, arsenopiita y cobre nativo, seguidos en la etapa II, a temepraturas algo menores, por laumontita, yugawaralita y wairakita sódica; en la etapa III, la wairakita sódica es reemplazada por escolecita y mesolita, mientras que ceolitas del grupo de la heulandita se depositaron en venas. Al final de esa etapa y en la etapa IV precipitarían barrerita, tetranatrolita y paranatrolita en venas por reemplazo de albita y en ocasiones la illita reemplaza a adularia; como relleno de las diaclasas se siguió formando barrerita acompañada por estilbita, y estellerita.

Por último (etapa V) se formó la analcima por reemplazo de la barrerita y más tarde, en algunos sectores en la parte central de diaclasas, debido a un aumento en la XCO2, se depositó la calcita (etapa VI).

Las asociaciones de ceolitas formadas en las etapas I y II, que corresponden a las de mayor temperatura, en especial wairakita y yugawaralita, son propias de sistemas geotermales (Liou et al., 1985). Según Giggenbach (1981), la secuencia paragenética de las ceolitas cálcicas en un sistema geotermal es altamente dependiente del gradiente térmico, de la PH2O/Ptotal y de la composición de los fluidos. Este autor indica que el proceso principal que afecta a la distribución de minerales en un sistema geotermal consiste en la conversión gradual de fases minerales termodinámicamente inestables (minerales primarios) a asociaciones estables de minerales secundarios; considera a las ceolitas como fases metaestables que constituirían pocas asociaciones termodinámicamente equilibradas. En condiciones semejantes según Coombs (1993), sólo puede considerarse el equilibrio a partir de pequeños dominios.

La wairakita es la zeolita más común en sistemas geotermales y puede exhibir solución sólida con analcima (Bird et al., 1984). En este caso, la serie presenta wairakita con composición cercana al extremo cálcico y composiciones intermedias (wairakita sódica), que se encuentran en amígdalas y en la matriz con un porciento molar de analcima en wairakita que oscila entre 39 y 45. De acuerdo con las observaciones texturales, la wairakita fue la primera ceolita en cristalizar.

Paragénesis minerales sobre la base de temperaturas decrecientes desde la etapa I a VI. Las etapas I y II corresponden a facies de ceolita de alta temperatura; las etapas III, IV y V a facies de ceolita de baja temperatura y la etapa VI a la deposición de calcita.

La yugawaralita sólo es estable a muy bajas presiones (menores que 0,6 kbar) a un alto gradiente térmico y a alta PH2O/Ptotal (Liou et al., 1985) y es mucho más sensible a esa relación que los minerales del grupo de la heulandita y que la laumontita. Se estima que ésa es la causa por la que se la suele encontrar en la matriz o en amígdalas y es poco común encontrarla vinculada a fracturas, donde la PH2O <Ptotal.

En este caso, la heulandita cálcica y la laumontita no se observan en los mismos microdominios a pesar de presentarse en un mismo corte delgado. Además, la laumontita es la ceolita que presenta la mayor dispersión areal en estos afloramientos por lo que se la considera como uno de los minerales más estables.

Un problema por analizar es la ausencia de prehnita a pesar de que existieron las condiciones de temperatura y presión favorables para su formación, ya que el campo de estabilidad de prehnita a presiones menores que 3 kbar se halla entre los 200 y 280°C lo que lo hace coincidente con el de la wairakita (Frey et al., 1991).

Boles y Coombs, 1977 indicaron como factor que influye en la mayor o menor frecuencia de prehnita su sensibilidad respecto a la composición de la roca de caja, pero que en este caso, no puede aplicarse esta teoría ya que los basaltos de Pio Proto, con semejante composición química a los de este trabajo, presentan prehnita (Vattuone, et al., 1999).

Por otra parte, Cho et al. (1987), indicaron que en la facies de ceolita, a presiones muy bajas, se favorece la asociación yugawaralita + prehnita. Vattuone et al., (1999) y Vattuone y Latorre (1999), han encontrado frecuentemente esta asociación en áreas cercanas, lo que induce a pensar que habría otra razón para la ausencia de prehnita.

Con respecto a esto, Digel y Ghent (1994) afirman que si la X CO2 es mayor que 0,002, no se forma prehnita y que un leve aumento en la XCO2 influye mucho más en la desaparición de prehnita que de pumpellyita. Además, la wairakita es estable con mayor X CO2 que la prehnita según Giggenbach (1981), por lo que en la facies de ceolita, con muy pequeños aumentos de X CO2, permanecerían estables wairakita y pumpellyita antes que prehnita.

La ausencia de epidoto se debería a que el sistema no habría alcanzado la temperatura de estabilidad de ese mineral, ya que a muy bajas presiones según Frey y Robinson (1999), aquélla debería ser mayor que 240°C.

De acuerdo con la secuencia mineralógica presente, se puede deducir que a medida que descendía la temperatura, hubo un cambio en la composición de los fluidos que se fueron enriqueciendo en álcalis, por lo cual comenzaron a precipitar las ceolitas calco-sódicas y al final las ceolitas sódicas (una evolución temporal similar de los fluídos fue descrita por Cochemé et al., 1994).

En la etapa III, se depositaron escolecita y mesolita que se habrían formado a expensas de la wairakita sódica, junto con los minerales del grupo de la heulandita.

Los minerales del grupo de la heulandita presentes en estos afloramientos son: heulandita y clinoptilolita. La clinoptilolita es designada así, siguiendo el criterio de Boles (1972), quien sugirió que la distinción entre clinoptilolita y heulandita debería ser hecha sobre la base de la relación Si/Al (>4 para clinoptilolitas y <4 para heulanditas). Otro criterio es el de Mason y Sand (1960) y Gottardi y Galli (1985) que tomaron en cuenta el catión intercambiable predominante; si predomina el Ca sobre la suma de álcalis es heulandita. Habría una solución sólida entre heulandita y clinoptilolita lo que sugiere una reacción continua entre ambas (Gottardi y Galli, 1985). Coombs (1997) propuso la existencia de clinoptilolita cálcica; como en el caso de este trabajo el Ca es el único catión presente tanto en la heulandita como en la clinoptilolita se concluyó que existe una serie entre heulandita ss y clinoptilolita cálcica. La relación Si/Al para el grupo es variable entre 2,94 y 4,38.

Cho et al. (1987), al analizar la estabilidad de la heulandita, indicaron que este mineral es estable a presiones mayores que 0,6 kbar y temperaturas entre el campo de estabilidad de la estilbita y la laumontita; sin embargo según estos autores, la heulandita es estable a temperaturas y presiones menores cuando la PH2O<Ptotal, e.g., en fracturas como en Confluencia o en sistemas donde otros componentes (CO2) estén presentes en el fluido. Si fuera mayor el componente alcalino de las heulanditas, éstas expanderían su campo de estabilidad hacia menores temperaturas. Esto podría aplicarse para la barrerita, ya que este mineral junto con tetranatrolita y paranatrolita se forman a expensas de la albita a finales de la etapa III y en la IV; serían casi sincrónicas con las ceolitas cálcicas estilbita y estellerita que se depositan en venas y como relleno de diaclasas.

La presencia de estilbita y estellerita como relleno de fracturas postectónicas, correspondiente a un proceso de VLGM en facies de ceolita de baja temperatura (< de 200°C) es un evento de tan amplia extensión en la Patagonia que Latorre y Vattuone (1994a), propusieron en una subfacies de estilbita para el área dentro de la facies de ceolita de baja temperatura. Es la primera vez que se observa la presencia de ceolitas sódicas coexistiendo con estilbita y estellerita.

La barrerita es un mineral extremadamente raro de composición predominentemente sódica (perteneciente al grupo de las estilbitas y heulanditas) que fue encontrado en Argentina por primera vez en Futalaufquen, Chubut (Latorre et al., 2000) y en Confluencia (Vattuone et al., en prensa) y hay sólo dos menciones anteriores en el mundo; la de la localidad tipo (Cabo Pula, en Sardinia, Italia) y la de Kuiu Island, Alaska (Di Rienzo y Gabélica, 1997).

Es interesante el proceso que se comprueba en la barrerita de Confluencia que, por cambio de su estructura, da origen a la analcima en una reacción que involucra deshidratación ya que la analcima tiene menos H2O que las heulanditas y las estilbitas. Podría ser que la barrerita se tornara inestable y se disolviera en el agua intersticial y la analcima precipitara de esas aguas; o sea que la barrerita posibilitaría la cristalización posterior de la analcima por un mecanismo de microdisolución - precipitación.

Algo semejante, pero para la transformación diagenética de una heulandita (clinoptilolita) en analcima propuso Ogihara (1996).

Boles (1971), manifiesta que la heulandita puede ser reemplazada rápidamente por analcima a 100°C por reacción con soluciones con alto pH conteniendo NaOH o CO3Na2. En Niigata (Japón), según Ijima y Utada (1971), a PH2O=Ptotal, la clinoptilolita es extensamente reemplazada por analcima + cuarzo a temperaturas de 84 a 91°C.

En todos estos casos, las reacciones se desplazan hacia un mineral con menor contenido de H2O u OH (analcima) que el reactante (barrerita o heulandita).

Según Coombs (1993), la causa de la transformación de una heulandita a analcima podría ser una caída en la presión de fluido durante el metamorfismo (o diagénesis), aproximadamente isotermal a bajas presiones. El correspondiente equilibrio podría ser afectado además, por la variabilidad en la relación Si/Al, por el contenido de álcalis, H2O, CO2, etc., en el fluido. En el caso de Confluencia, la relación Si/Al cambia durante el pasaje de barrerita a analcima, lo que indica que la estructura de la barrerita fue modificada. El cambio en esa relación se debería a una disminución en la PH2O/ Ptotal lo que correspondería a una deshidratación como dijo Coombs (1993), al referirse al pasaje de heulandita a analcima. La analcima sería más estable que la barrerita a baja PH2O/Ptotal y por eso se habría formado en las venas en un proceso tardío. En otros casos, Latorre et al. (1990), han observado la presencia de analcima como última ceolita en cristalizar, posteriormente a ceolitas fibrosas en fracturas de basaltos terciarios en Rucachoroi, Neuquén.

Aunque no hay K en cantidades medibles en las ceolitas sódicas, se destaca la formación de escasa illita junto con la barrerita casi al final del proceso metamórfico, lo que indicaría la presencia de K en los fluidos finales, que provendría de la destrucción de la adularia y su concentración a bajas temperaturas en la illita, en lugar de introducirse en la estructura de la barrerita. Al final del proceso habría, también, un enriquecimiento en CO2 ya que en la última etapa cristalizó calcita.

DISCUSION Y CONCLUSIONES

Las asociaciones mineralógicas encontradas permiten caracterizar un VLGM de tipo geotermal en facies de ceolita. Es notable la gran variedad de especies de ceolitas identificadas (yugawaralita, laumontita, wairakita, heulandita, clinoptilolita, barrerita, estilbita, estellerita, escolecita, mesolita, wairakita sódica y analcima), lo que indicaría una amplia variación en la composición del fluido. Como los afloramientos corresponden a rocas intensamente brechizadas y diaclasadas, se aume que tienen alta permeabilidad secundaria y que la relación fluido/roca es alta. La no conservación de los minerales primarios (plagioclasa, olivina y anfíbola) es un indicador de la pervasividad del metamorfismo (Nyström, 1983 in Morata et al., 1995).

La XCO2 fue muy baja, para permitir la deposición de ceolitas, pero al principio debe haber sido relativamente alta en pequeñas zonas de permeabilidad limitada donde el CO2 permanece confinado. La escasa calcita que se encuentra reemplazando a la plagioclasa está formada por el calcio perdido por la misma en la albitización combinado con el CO2 del fluido. Posteriormente, hubo un descenso de la XCO2 que se mantuvo la mayor parte del tiempo y el exceso de calcio y aluminio proveniente de la destrucción de la plagioclasa por la albitización se empleó mayoritariamente en la formación de los otros calcosilicatos (yugawaralita, wairakita y laumontita). Al final del VLGM, aumentó la XCO2 en fracturas, ya que localmente cristalizó calcita. Probablemente el calcio de la misma proviene de la disolución de las ceolitas cálcicas.

Los fluidos actuantes debieron tener un pH neutro a ligeramente alcalino al final, para permitir la deposición de ceolitas y luego de calcita. La ƒO2 ha sido relativamente alta, sobre la base del diagrama log ƒS2 versus log ƒO2 de Liou et al. (1985) que indica, según las asociaciones hematita-pirita encontradas, que se está en el límite del campo de estabilidad de la hematita y la pirita con valores de log ƒS2 = -14 y log ƒO2=-38, para un pH entre 7 y 8.

La aplicación de las redes petrogenéticas de Zeng y Liou (1982); Cho et al. (1987) y Frey et al. (1991), calculadas a PH2O = Ptotal , permite estimar las condiciones de formación de las ceolitas en VLGM de metabasitas. La presencia de un buen geotermobarómetro como la yugawaralita junto con la wairakita y la laumontita (Fig. 4), permiten indicar que los procesos alcanzaron temperaturas de ca. 220°C a presiones menores que 0,5kb, las cuales concuerdan con las variables termodinámicas necesarias para la formación de albita (sin plagioclasa primaria en la roca) en un ambiente geotermal según Giggenbach (1981). Según Liou et al. (1985), en el área geotermal de Onikobe, los fenocristales primarios de plagioclasa están enteramente reemplazados por albita±wairakita a temperatura mayor que 230°C.


FIG. 4. Red petrogenética P-T para VLGM en metabasitas (Frey y Robinson, 1999). ZEO: facies ceolita; PP: facies de prehnita pumpellyita; PrA: facies de prehnita-actinolita; PA: facies de pumpellyita-actinolita y GS: facies de esquistos verdes. Las curvas de equilibrio de las ceolitas (línea gruesa) están tomadas de Cho et al., 1987 y de Zeng y Liou, 1982). St:estilbita; Hu: heulandita; Lm- laumontita; Yu- yugawaralita; Wr- wairakita y Lw- lawsonita. El sector sombreado corresponde a las condiciones P-T de los procesos metamórficos de este trabajo.

Posteriormente, a temperaturas algo inferiores a 200°C se deben haber depositado minerales del grupo de la heulandita, escolecita y mesolita, seguidos por las ceolitas sódicas en presencia de cuarzo que reemplazaron a las asociaciones de las etapas I y II.

Más tarde, debido a fluidos con temperaturas menores que 150°C se produjo la cristalización de estilbita y estellerita acompañadas, también, por barrerita, como relleno de diaclasas. A temperaturas probablemente similares, por un descenso en la PH2O se forma la analcima a expensas de la barrerita en el centro de las fracturas, y luego por ascenso en la XCO2, la calcita.

Por otra parte, si en estas etapas finales, la PH2O< Ptotal , como ocurre en las fracturas, las reacciones de equilibrio utilizadas para definir las condiciones del metamorfismo se podrían desplazar hacia menores temperaturas (Frey et al., 1991).

En cuanto a las causas del VLGM, se puede suponer que el sistema geotermal fue producto del calentamiento del área debido al magmatismo del Mioceno Inferior, que según Rapela et al. (1984), produjo un ascenso del área, seguido de erosión y más tarde, fracturamiento de tipo tensional, postectónico, probablemente en el Mioceno Superior. Esto permitió la entrada de nuevos fluídos que interactuaron con los minerales existentes y depositaron las ceolitas de menor temperatura y luego, la calcita.

Por lo tanto habría una facies de ceolita de alta temperatura que corresponde a un proceso geotermal y una facies de ceolita de baja temperatura producto de los fluidos póstumos.

AGRADECIMIENTOS

Los autores desean agradecer a los Sres árbitros, Dr. Luis Aguirre (Universidad de Chile), Dr. J. Cochemé (Université de Aix Marsdeille III) y Dr. D. Morata (Universidad de Chile) por los aportes realizados que contribuyeron a enriquecer el manuscrito y a la Universidad de Buenos Aires con cuyo apoyo por medio de los proyectos Ubacyt TW07 y 041 se realizaron las investigaciones. Contribución de Ingeis No. 170.

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Manuscrito recibido: Marzo 5, 2001; aceptado: Septiembre 1, 2001.

APENDICE

METODOLOGIA

La metodología empleada consistió en el reconocimiento geológico del área y el muestreo de los afloramientos de volcanitas en las distintas localidades que se ubican en la figura 1. Se extrajeron muestras para petrografía y mineralogía. En el laboratorio se procedió al estudio de las ceolitas bajo la lupa binocular, para observar sus hábitos, cristalografía y determinar las asociaciones. Se determinaron ópticamente bajo el microscopio petrográfico y electrónico y por difracción de rayos X (DRX); casi en su totalidad fueron analizadas químicamente con una microsonda de energía dispersiva (EDS), adosada a un microscopio electrónico de barrido (SEM) Phillips 9100. Los patrones utilizados fueron elementos metálicos. Los análisis se realizaron a 20kv, corrección convencional ZAF y TKOFF=25°. El haz de electrones que se usó fue de 2 micrones de diámetro. El error promedio de los datos de EDS para cada elemento es de 2,6% en peso. En todos los casos, los cationes K, Mn y Ti están por debajo del límite de detección. Los análisis de la Tabla 2 representan un promedio de un área en cada individuo. En la barrerita se colocó en la Tabla 2 el promedio de los 5 individuos analizados que se representaron el la Fig.3C. Se especifican las características ópticas más importantes halladas en los ejemplares que tienen análisis y en el capítulo de petrografía las características ópticas de las ceolitas que fueron determinadas por otros métodos.

En aquellas especies en que fue posible por su tamaño y ubicación en la roca, obtener suficiente cantidad de muestra pura (laumontita, yugawaralita, analcima, barrerita y mesolita/escolecita), se determinó el H2O por termogravimetría (ATG). En el resto de las ceolitas se tomaron las cifras teóricas según Gottardi y Galli (1985). Se recalcularon los análisis teniendo en cuenta esos datos.

Los filosilicatos illita, pirofilita y esmectita (montmorillonita cálcica) fueron determinados por DRX. La esmectita, además por mineralogía óptica.

La microsonda está ubicada en el Centro de Investigaciones de las Fuerzas Armadas (CITEFA).

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