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ISSN 1514 - 4186 ISSN 1666 - 9479 en línea

INSTITUTO SUPERIOR DE CORRELACIÓN GEOLÓGICA(INSUGEO)

Serie Correlación Geológica 28 ( 1 )

Aporte al magmatismo y metalogénesis asociada de la República Argentina I

Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y TécnicasFacultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo

Universidad Nacional de TucumánSan Miguel de Tucumán

2012

Editores correspondientes:José Pablo LÓPEZ

Pablo GROSSELaura I. BELLOSMiguel A. BÁEZ

Ana S. FOGLIATAFernando G. SARDI

CONSEJO NACIONAL DE INVESTIGACIONES CIENTIFICAS Y TECNICASUniversidad Nacional de Tucumán

Instituto Superior de Correlación Geológica (INSUGEO)

Director: Dr. Florencio G. AceñolazaSubdirector: Dr. Alejandro Toselli Editor: Dr. Florencio G. AceñolazaCoordinador editorial: Dr. Carlos A. Cónsole Gonella

Consejo Editor: Dr. Alejandro J. Toselli (INSUGEO), Dr. Alfredo Tineo (INSUGEO), Dr. Rafael Herbst (IN-SUGEO), Dra. Juana N. Rossi de Toselli (INSUGEO), Dra. Susana B. Esteban (INSUGEO), Dr. Guillermo F. Aceñolaza (INSUGEO), Dr. M. Franco Tortello (UNLa Plata), Dr. Carlos Cingolani (UN La Plata), Dr. Roberto R. Lech (CENPAT-Trelew), Dr. Ricardo Alonso (UN Salta); Dr Ricardo Omarini UNSalta);Dra Beatriz Coira (UN Jujuy), Dr. Juan Carlos Gutierrez-Marco (CSIC-España), Dra. Isabel Rábano (IGME-España), Dr. Julio Saavedra Alonso (CSIC-España), Dr. Hübert Miller ( U. München-Alemania), Dr. Alcides N. Sial (U. Pernambuco-Brasil), Dra. Valderez Ferreira. (U. Pernambuco-Brasil), Dra. Renata Guimaraes Netto (UNISINOS, Brasil).Dirección: Instituto Superior de Correlación Geológica. Miguel Lillo 205. 4000 San Miguel de Tucumán. Argen-tina. E-mail: [email protected] - http://www.unt.edu.ar/fcsnat/INSUGEO

Serie Correlación GeológicaEs una serie periódica editada por el INSUGEO. Tiene por objeto dar a conocer información de interés geológico, siendo los trabajos allí publicados originales (entendiéndose que no hayan sido publicados ni sometidos simultánea-mente a otras publicaciones). En ella se incluyen artículos temáticos como asimismo trabajos monográficos. Todas las contribuciones tienen revisión siendo puestas en consideración de miembros del Consejo editor y de árbitros especialistas (ver Instrucciones a los autores).El contenido de los artículos es de responsabilidad de cada autor. Integra el Núcleo Básico de Revistas Científicas Argentinas y se registra indizada en Scielo Argentina, Directory of Open Access Journals (DOAJ), Latindex, Master Journal List de Thomson Reuters ISI, Ulrich´s International Periodical Directory, Zoological Record, Informe Académico de Gale Cencage, GeoRef, Scirus, Geodoc y Journalseek.

Serie Correlación Geológica 1: Segunda Reunión del Proyecto 192 IGCP-UNESCO.Serie Correlación Geológica 2: Geología de América del Sur.Serie Correlación Geológica 3: Procesos Metalogenéticos.Serie Correlación Geológica 4: El Ciclo Pampeano en el Noroeste Argentino.Serie Correlación Geológica 5: Eventos del Paleozoico Inferior en Latinoamérica.Serie Correlación Geológica 6: Cuencas Sedimentarias Argentinas.Serie Correlación Geológica 7: Actas del V Congreso Argentino de Paleontología y Bioestratigrafia.Serie Correlación Geológica 8: El Magmatismo del Noroeste Argentino.Serie Correlación Geológica 9: El Paleozoico Inferior en Latinoamérica y la Génesis del Gondwana.Serie Correlación Geológica 10: Geología del Noroeste 2da Edición (En prensa).Serie Correlación Geológica 11: Hidrogeología Subterránea.Serie Correlación Geológica 12: El Paleozoico Inferior en el Noroeste del Gondwana. Serie Correlación Geológica 13: II Congreso Argentino de Hidrogeología.Serie Correlación Geológica 14: El Neógeno de Argentina.Serie Correlación Geológica 15: Geología de los Cuerpos Igneos.Serie Correlación Geológica 16: Aspects of the Ordovician System in Argentina.Serie Correlación Geológica 17: Ordovician from the Andes.Serie Correlación Geológica 18: Proceedings of the 7th. International Graptolite Conference.Serie Correlación Geológica 19: Simposio Bodenbender.Serie Correlación Geológica 20: Hidrogeología del Valle de Santa María.Serie Correlación Geológica 21: Temas de la Geología Argentina 1 y 2Serie Correlación Geológica 22: Geología y Recursos Geológicos de la Mesopotamia.Serie Correlación Geológica 23: Historia de la Mineralogía.Serie Correlación Geológica 24: Los Geólogos y la Geología en la Historia Argentina.Serie Correlación Geológica 25: Temas de Paleontología ISerie Correlación Geológica 26: Ediacarano-Cámbrico inferior.Serie Correlación Geológica 27: Temas de Correlación Geológica I/II

Imagen de tapa: Afloramiento del granito El Durazno, vista hacia el noroeste. Norte de la Sierra de Velasco, La Rioja, Argentina.Fotografía: Dr. Miguel Báez

Instituto Superior de Correlación GeológicaMiguel Lillo 205 - 4000 - San Miguel de Tucumán

República Argentina

009 | - MARTÍNEZ A.N.; RIVAROLA D.; STRASSER E.; GIAMBIAGI L.; ROQUET M.B.; TOBARES M.L. y MERLO M. - Petrografía y geoquímica preliminar de los basaltos cretácicos de la sierra de Las Quijadas y cerrillada de Las Cabras, provincia de San Luis, Argentina.

023 | - MARTÍNEZ A.N.; TOBARES M.L.; GIACCARDI A.; AGUILERA D.; ROQUET M.B. y GIAM-BIAGI L. - Depósitos piroclásticos gondwánicos en el sur de la sierra de Varela, provincia de San Luis: su petrografía y geoquímica.

033 | - GREGORI D.A. y STRAZZERE L. - Periodos eruptivos e inter-eruptivos en el Grupo Choiyoi de la Precordillera mendocina.

051 | - MARO G. y CAFFE P.J. - Volcanismo máfico terciario de la Puna jujeña, los Cerros Negros de Jama.

073 | - LÓPEZ J.P.; BELLOS L.I. y CASTRO A. - Características petrográficas y geoquímicas de la Tonalita La Ovejería, borde oriental de la Sierra del Aconquija, Tafí del Valle, Tucumán: integración con la Granodio-rita El Infiernillo.

083 | - GAIDO M.F.; CEGARRA M.I. y ANSELMI G. - Características geológicas de los pórfiros dacíticos y su roca hospedante, quebrada del Peñasquito, Precordillera occidental de San Juan.

091 | - GALLARD-ESQUIVEL M.C.; URBINA N.E.; SRUOGA P. y JAPAS M.S. - Depósitos epitermales de baja sulfuración ricos en sulfuros de metales base, distrito aurífero La Carolina, San Luis, Argentina.

103 | - DEMARTIS M.; ARAGÓN E.; CONIGLIO J.E.; PINOTTI L.P.; D’ERAMO F.J.; AGULLEIRO INSÚA L.A.; MAFFINI M.N. y PETRELLI H.A. - Geoquímica y metalogénesis de las pegmatitas y granitos asociados del sector sur del distrito Comechingones, Córdoba.

117 | - GARGIULO M.F. y BJERG E.A. - Mineralización de talco asociada a los cuerpos ultramáficos de la Faja del Río de Las Tunas, Cordillera Frontal de Mendoza.

131 | - BENEDINI L. y GREGORI D. - La Formación Garamilla: evento volcánico del Jurásico Inferior del sector occidental de la Comarca Nordpatagónica, Provincia de Río Negro, Argentina.

145 | - IBAÑES O.D.; SRUOGA P.; URBINA N.E. y GARRO J.M. - Volcanismo y mineralización asociada en el área del cerro Tiporco, provincia de San Luis, Argentina.

IndIce

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1) Dpto. de Geología. Facultad de Cs. Físico-Matemáticas y Naturales. Universidad Nacional de San Luis. Ejercito de los Andes 950. Bloque II. (D5700HHW). San Luis. Argentina. E-mail: [email protected]; [email protected] ; [email protected]; [email protected]; [email protected]) IANIGLA-CCT Mendoza-CONICET. Adrián Ruiz Leal s/n, Parque San Martín. (5500). Mendoza. Argentina E-mail: [email protected].

Petrografía y geoquímica preliminar de los basaltos cretácicos de la sierra de Las Quijadas y cerrillada de Las Cabras, provincia de San Luis, ArgentinaAmancay N. MARTÍNEZ1, David RIVAROLA1, Edgardo STRASSER1, Laura GIAMBIAGI2, M. Belén ROQUET1, M. Laura TOBARES1 y Matías MERLO1

Resumen: Se presentan los resultados preliminares de la petrografía y geoquímica de los basaltos cretácicos aflorantes en los anticlinales de la sierra de Las Quijadas y cerrillada de Las Cabras. En las serranías occidentales de San Luis afloran al menos dos secuencias deposicionales que en conjunto superan los 1500 m de potencia y se componen esencialmente de sedimentitas clásticas continentales en típicas secuencias de capas rojas, pertenecientes al Grupo del Gigante y a la Formación Lagarcito. Dentro de éste grupo, se reconocen manifestaciones basálticas de dos tipos, representadas por coladas y diques. Las coladas fueron descriptas en el sector nororiental del anticlinal, en un paisaje de suaves lomadas. Los diques se los ha encontrado en el flanco occidental del anticlinal, sector norte de la mencionada sierra. Los basaltos provenientes de coladas presentan textura porfírica con fenocristales euhedrales de olivino junto a clinopiroxeno, anfíbol y plagioclasa; en tanto que los diques basálticos muestran olivinos euhedrales en textura porfírica inmersos en una pasta de tablitas de plagioclasa sin orientación, anfíboles y agujas de apatita. Los basaltos de la cerrillada de Las Cabras se presentan como una brecha volcánica asociada a bombas basálticas. Presentan fenocristales de olivino y clinopiroxeno en pasta de cristales de plagioclasa orientados. Los basaltos se clasifican como basaltos alcalinos y están relacionados con los basaltos de intraplaca. Cuando se analizan los elementos de tierras raras normalizados de acuerdo al condrito de Nakamura se observan un diseño empinado con una pendiente negativa para los elementos de tierras raras pesados, diseño que resulta similar al presente en los basaltos alcalinos de la sierra chica de Córdoba.

Abstract: Preliminary PetrograPhy and geochemistry of the cretacic basalts of the sierra de las Quijadas and cerrillada de las cabras, san luis Province, argentina. We present preliminary results of the petrology and geochemistry of Cretaceous basalts exposed in the anticlines of the sierra of Las Quijadas and cerrillada of Las Cabras. In the mountainous western of San Luis crop out at least two depositional sequences which together exceed the 1500 m thick and consists mainly of clastic sedimentary sequences typical continental red beds belonging to the Giant Group and Lagarcito Formation. Within this group, recognizes two types of basalt events, represented by lava flows and dykes. The lava flows were described in the northeastern sector of the anticline, in a landscape of gentle hills. The dykes were found on the western flank of the anticline, northern sector of that mountain. Basalt lava flows have porphyritic texture with phenocrystals show idiomorphic olivine with clinopyroxene, amphibole and plagioclase, while the basaltic dykes show olivine in porphyritic texture embedded in a plagioclase paste without orientation, amphibole and apatite needles. The basalts of the cerrillada de Las Cabras presented as a volcanic breccia associated with basaltic bombs. They have phenocrystals of olivine and clinopyroxene in paste with plagioclase oriented. The basalts are classified as alkali basalts and related to intraplate basalts. When analyzing rare earth elements chondrite normalized according to Nakamura’s design are observed with a steep negative slope for the heavy rare earth elements, a design that is similar to that found in alkaline basalts from the Sierra Chica de Córdoba.

Palabras claves: magmatismo cretácico, depósitos basálticos, petroquímica, ruptura Gondwana

Keywords: cretaceous magmatism, basaltic deposits, petrochemistry, Gondwana rupture

Serie Correlación Geológica, 28 (1): 9-22Aportes al Magmatismo y Metalogénesis Asociada I Tucumán, 2012 - ISSN 1514-4186 - ISSN en línea 1666-9479

BAsAlTos cRETácicos dE lA siERRA dE lAs QuijAdAs, sAN luis10

Introducción

En la sierra de Las Quijadas, serranías occidentales de la provincia de San Luis, las rocas sedimentarias del Grupo del Gigante del Cretácico se hallan asociadas a rocas de origen volcánico. Ese volcanismo en la sierra de Las Quijadas corresponde a lo que Llambías y Brogioni (1981) denominaron “Complejo volcánico basalto olivínico alcalino”, el mismo está representado en otras localidades de San Luis, tales como la Pampa de la Invernada del departamento Coronel Pringles, la localidad de Potrerillos-Las Chacras en el departamento de San Martín, el cerro Garrapata del departamento de General Pedernera y los afloramientos de la cerrillada de las Cabras, al sur de la Sierra del Gigante y en la sierra de Cantantal. También en la provincia de Córdoba casi límite con la provincia de San Luis, existen otros afloramientos en las localidades de Los Cóndores, Chaján y en el cerro de La Madera. Según Llambías y Brogioni (1981), esta provincia está caracterizada por un primer pulso compuesto por rocas alcalinas subsaturadas a extremadamente saturadas en sílice y un segundo pulso constituido por rocas saturadas en sílice, de composición intermedia, de naturaleza calcoalcalina a alcalina y que muestran un ligero enriquecimiento en álcalis respecto a alúmina.

El área de trabajo se encuentra circunscripta al ámbito del “cordón de serranías occidentales”, que tiene 300 km de longitud por un ancho que no supera los 25 km y se ubica al oeste de la provincia de San Luis próximo al límite con Mendoza y San Juan. A la sierra de Las Quijadas se accede por la ruta nacional Nº 147 en dirección noroeste hasta la localidad de Hualtarán y a la cerrillada de Las Cabras se llega por la ruta nacional Nº 7 en dirección oeste hasta la localidad de Jarilla, casi límite con la provincia de Mendoza. El objetivo del presente trabajo es caracterizar en cuanto a su petrografía y geoquímica los basaltos cretácicos alojados en la sierra de Las Quijadas y más al sur en la cerrillada de Las Cabras (Figuras 1A y 1B). Se pretende además realizar una comparación geoquímica y genética con respecto a los basaltos presentes en la Sierra Chica de Córdoba.

Marco geológico regional. En distintos sectores de la cuenca de San Luis, las sedimentitas cretácicas aparecen, tanto en su base como en el techo, en relación discordante con unidades estratigráficas de variada edad y origen. Suprayacen al basamento ígneo y metamórfico de las Sierras Pampeanas en las sierras de Varela, Charlone, Las Barrancas y al norte del Gigante y Guayaguas (Figura 1). En la sierra de Varela lo hacen sobre rocas volcánicas permo-triásicas asignadas al Grupo Choiyoi, mientras que al norte de Guayaguas se apoyan también en discordancia sobre rocas sedimentarias neotriásicas. Generalmente están cubiertas, discordancia mediante, por sedimentitas continentales atribuidas al Terciario y conocidas como Formación San Roque (Flores, 1969), en tanto que en otros sectores quedan sepultadas por la cubierta de loess cuaternario. En las sierras de Las Quijadas, de Guayaguas y en la cerrillada de Las Cabras y en Cantantal, la sucesión cretácica incluye intercalaciones de basaltos alcalinos. Flores (1969) estableció la primera columna estratigráfica formal para las sedimentitas cretácicas, constituida por las Formaciones Los Riscos, El Jume, La Cantera, El Toscal y La Cruz, ésta última asociada a efusiones basálticas. Por encima, y en relación de discordancia, aflora la Formación Lagarcito. Flores y Criado (1972) realizaron una síntesis sobre el modelo sedimentario de la cuenca de San Luis y agrupan a las unidades mesozoicas previamente estudiadas por Flores (1969) bajo la denominación de Grupo del Gigante. Respecto de las manifestaciones volcánicas, en los trabajos de Díaz (1947) y Flores (1969) se avanzó en el establecimiento de la relación estratigráfica de los cuerpos con la Formación La Cruz. Los trabajos de González (1971), Gordillo (1972), González y Toselli (1973), Yrigoyen

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Figura 1. Mapas geológicos A) de la sierra de Las Quijadas, B) de la cerrillada de Las Cabras, serranías occidentales de la sierra de San Luis.


(1975) y Llambías y Brogioni (1981) fueron los primeros en caracterizar preliminarmente los basaltos en cuanto a su petrografía y geoquímica.

Geología local

coladas en la sierra de las Quijadas. En la sierra de Las Quijadas existen distintos tipos de manifestaciones volcánicas, representadas por coladas y diques. Las coladas fueron descriptas exclusivamente en el sector nororiental del anticlinal (Costa et al., 2001), en donde predomina este tipo de manifestación y se caracterizan por constituir un paisaje de suaves lomadas. Los diques fueron menos estudiados por su difícil acceso (Figura 1A).

Las coladas basálticas constituyen el tipo de manifestación predominante en el área y de norte a sur los afloramientos se encuentran en el Pozo de Piedra, Casas de Piedra y en las quebradas Hualtarán y Larga. En la quebrada Hualtarán afloran las coladas basálticas que se ubican a la vera del camino de acceso al Potrero de la Aguada a unos 3800 m desde la localidad de Hualtarán. Este afloramiento tiene unos 5 m de potencia y está compuesto por un basalto color grisáceo oscuro, de textura afanítica con abundantes vesículas elongadas rellenas con calcita e importante meteorización (Figura 2A). Estratigráficamente se ubica en el techo de la Formación La Cruz y es cubierto por el único banco psefítico asignable a la Formación Lagarcito.

En Casa de Piedra los asomos son más extensos y llegan a tener más de 8 metros de espesor. Las características de base y techo son difícilmente observables debido a la presencia de derrubio. En este sector también se detectaron pequeños diques de basalto de hasta 50 cm de espesor.

En el perfil Quebrada Larga - Puesto Agüero (Flores, 1969), ubicado al sur de la Quebrada de Hualtarán, aflora una colada basáltica de aproximadamente 2 metros de potencia, que difiere en la posición estratigráfica ya que aquí se aloja en relación concordante dentro de bancos de conglomerados de la Formación La Cruz (Figura 2B). La presencia de numerosos clastos de basalto en el paquete psefítico suprayacente a la colada, permiten descartar la hipótesis que dicho cuerpo volcánico pudiera tratarse de un filón capa.

El afloramiento de Pozo de Piedra constituye el mejor asomo de volcanitas en el área estudiada. Allí los basaltos son el constituyente principal de una serie de lomadas de baja expresión topográfica y que cubren un área de aproximadamente 3 km2. La potencia del cuerpo volcánico se estima superior a los 10 m, con una posición estratigráfica similar a la de Hualtarán. En la base del cuerpo volcánico aflora una brecha basáltica, tal como fuera citada por Flores (1969). Esta brecha tiene 1 m de potencia y está constituida mayormente por clastos de basaltos de composición monomíctica muy angulosos, con abundante relleno de carbonato de calcio (Figuras 2C y D) y que sobre ella se asientan varias coladas más. Según González y Toselli (1973), la manifestación térmica de la roca efusiva se apreciaría sólo como una gradación provocando un aumento en la induración y tonalidad más oscura de los sedimentos infrayacentes, particularmente en aquellos lugares donde el conglomerado ofrece intercalaciones de areniscas.

diQues en la sierra de las Quijadas. Se reconocieron dos afloramientos basálticos que corresponden a manifestaciones volcánicas en forma de diques. Uno de éstos se ubica en la Quebrada Quemada localizada en el flanco occidental de la sierra de Las Quijadas. Se trata de un dique de composición basáltica que corta en forma perpendicular los planos de estratificación de las sedimentitas de la Formación El Jume. El dique se dispone de manera

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Figura 2. Coladas y diques basálticos de la sierra de Las Quijadas, A) basalto de la quebrada de Hualtarán, B) basalto de la quebrada Larga-puesto Agüero, C) detalle del contacto entre la brecha y la colada basáltica en Pozo de Piedra, D) detalle de la brecha basáltica, E-F-G-H) diferentes aspectos de los diques basálticos de la sierra de Las Quijadas, tanto del tipo concordante como discordante con respecto a la estratificación.


vertical y tiene una longitud superior a los 50 m y un ancho de 50 cm y se alinea en la dirección E-O. Otros diques se encontraron cerca a los afloramientos de Casa de Piedra, en el flanco NE del anticlinal en donde las coladas son abundantes. Se trata de dos diques de composición basáltica, con longitudes de unos pocos metros y con un ancho de 40 cm. El afloramiento es muy reducido y las rocas se presentan con fuerte meteorización y cubiertas en parte por relleno moderno (Figuras 2E, F, G y H).

coladas en la cerrillada de las cabras. En la cerrillada de Las Cabras a 500 m al SE del puesto El Llanero, aflora un cuerpo volcánico de composición basáltica en el techo de la Formación La Cruz y en contacto con la suprayacente Formación Lagarcito (Figura 1B). Se infiere que su potencia alcanza algunas decenas de metros, sobre la base de contactos basales y cuspidales difusos (Costa et al., 2001). Esta litología apoya en aparente concordancia sobre areniscas gruesas, bien seleccionadas, compuestas predominantemente por fragmentos líticos subredondeados de composición basáltica monomíctica (Figura 3A). El depósito volcánico aparece por lo general bastante alterado y presenta una tonalidad gris clara a gris oscura, abundante pasta vítrea y textura afanítica. Los sectores con mayor alteración muestran un aspecto brechoso, con pasta vítrea muy alterada y abundante cemento carbonático. Se han reconocido también por sectores algunos constituyentes de esta brecha con morfologías que recuerdan a bombas volcánicas (Figura 3B) asociadas probablemente a erupciones de centros volcánicos del tipo monogenéticos.

Figura 3. Depósito basáltico de la cerrillada de Las Cabras, A) aspecto general del afloramiento, B) constituyentes de la brecha basáltica con morfologías que recuerdan a bombas volcánicas, C) fenocristal de olivino euhedral fracturado y alterado, sin analizador D) cristal euhedral prismático de piroxeno en pasta de microlitos de plagioclasa, sin analizador.

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Análisis petrográfico

coladas de la sierra de las Quijadas. La roca al microscopio presenta textura porfírica con fenocristales de olivino y plagioclasa orientados indicando fluidalidad, con una relación pasta/fenocristales de 80/20 (Tabla 1). Los cristales de olivino son euhedrales, presentan un reborde de minerales opacos y otros cristales se encuentran totalmente reemplazados a minerales secundarios como ser óxidos de hierro, cloritas y serpentinas que penetran por las fracturas (Figura 4A). El anfíbol euhedral presenta pleocroismo de incoloro a pardo anaranjado, con bajos ángulos de extinción (Figura 4B). El clinopiroxeno varía de incoloro a verdoso, constituye prismas cortos y aparece asociado con la plagioclasa de la pasta (Figuras 4C). La plagioclasa presenta zonación, maclas polisintéticas y hábito euhedral. La apatita es también euhedral, con hábitos desde prismático a acicular y se presenta asociada a los minerales opacos idiomorfos. Se reconocen amígdalas subredondeadas rellena con carbonatos, serpentina y minerales opacos euhedrales (Figura 4D). La pasta está constituida por plagioclasas, apatitas, anfíbol, clinopiroxeno y minerales opacos. El conjunto de lavas se clasifican como basaltos en el diagrama QAPF de Streckeisen (1973).

Componentes

Unidades plag

iocl

asa

oliv

ino

clin

opiro

xeno

anfíb

ol

apat

ita

min

eral

es o

paco

s

óxid

os d

e hi

erro

serp

entin

a

clor

itas

carb

onat

os

past

a

feno

cris

tale

s

Coladas Sierra de Las Quijadas 30 20 20 10 10 10 * * * * 80 20

Diques Sierra de Las Quijadas 20 25 20 10 25 * * * * 90 10

Cerrillada de Las Cabras 30 30 30 10 * * * * 80 20

M. accesorios P/FM. principales M. secundarios

Tabla 1. Valores modales para las rocas basálticas de la sierra de Las Quijadas y cerrillada de Las Cabras, donde las diferentes proporciones de minerales fueron efectuadas utilizando comparadores visuales.

diQues de la sierra de las Quijadas. La roca presenta textura porfírica con fenocristales de olivino, con una relación pasta/fenocristales de 80/20 (Tabla 1). Los cristales de olivino se reconocen por su hábito, ya que se encuentran reemplazados pseudomórficamente a carbonatos y cloritas con un reborde de minerales opacos (Figura 4E). La plagioclasa es euhedral, con macla polisintética y se presentan orientadas al azar. El anfíbol es euhedral, presenta marcado pleocroismo de incoloro a pardo anaranjado y su hábito corresponde a prismas delgados (Figura 4F). Se reconocen agujas de apatita. Los minerales opacos son pequeños y delgados como agujas. Se observan amígdalas subredondeadas rellena con carbonatos y serpentina. La pasta está constituida por plagioclasa, anfíbol, apatita y minerales opacos. El conjunto de diques se clasifican como basaltos en el diagrama QAPF de Streckeisen (1973).

lavas de la cerrillada de las cabras. La roca presenta textura porfírica con fenocristales de olivino en pasta con piroxenos y plagioclasa orientados en textura pilotáxica fluidal, con una relación pasta/fenocristales de 90/10 (Tabla 1). El olivino es euhedral y presenta un reborde de minerales opacos (Figura 3C). Se presenta muy fracturado y con un


Figura 4. Microfotografías de las coladas basálticas de la sierra de Las Quijadas, todas sin analizador A) fenocristales de olivino euhedral casi totalmente reemplazado por minerales opacos en pasta de microlitos de plagioclasa y minerales opacos, B) delgados prismas de anfíbol coloreado junto a cristales de olivino alterado, C) sección basal de piroxeno en pasta de plagioclasa y minerales opacos, D) amígdalas subredondeadas rellenas con clorita y serpentina secundarias. Microfotografías de los diques basálticos de la sierra de Las Quijadas todas sin analizador, E) fenocristales euhedral de olivino reemplazados pseudomórficamente por minerales opacos junto a cristales de plagioclasa en la pasta y abundantes minerales opacos euhedrales, F) delgados prismas de anfíbol coloreado sin orientación asociado a cristales de olivino pseudomórficamente reemplazados.

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importante reemplazo a óxidos de hierro y serpentina por dichas fracturas. El clinopiroxeno es euhedral, incoloro, con maclas de dos individuos y se presenta en prismas delgados (Figura 3D). Se reconocen amígdalas subredondeadas rellenas con carbonatos. La pasta está integrada por microlitos de plagioclasa, clinopiroxeno y minerales opacos muy pequeños. El conjunto de diques se clasifican como basaltos en el diagrama QAPF de Streckeisen (1973).

Consideraciones geoquímicas

Se realizaron de manera preliminar dos análisis geoquímicos de las coladas basálticas de la sierra de Las Quijadas y de la cerrillada de Las Cabras, que fueron analizadas en ACTLABS (Activation Laboratories LTD), Canadá por fluorescencia de Rayos X y por ICP/MS (inductively coupled plasma-mass spectrometry) (Tabla 2). Se utilizaron con fines comparativos los datos aportados por Kay y Ramos (1996) y Lagorio (2008) para los basaltos de la sierra Chica de Córdoba (Los Cóndores, Los Molinos, Almafuerte, Pungo), por Lucassen et al. (2007) para los basaltos de la localidad de Potrerillos, del cerro La Leoncita, localidad de Chaján y Los

Mayor (%) Quijadas Cabras Quijadas CabrasSiO2 52,45 44,02 Pb 75 181Al2O3 15,13 9,59 Bi 0,2 0,2TiO2 2,44 2,42 Ga 22 19

Fe2O3 9,53 11,65 Ge 2 2MnO 0,11 0,21 As 5 5MgO 5,15 11,69 Mo 1,6 2,5CaO 4,44 9,5 Ag 0,5 0,5Na2O 4,3 3,2 In 0,2 0,2K2O 3,34 0,44 Sn 19 70P2O5 0,3 0,63 Sb 0,3 0,5LOI 3,73 7,37 Be 2 3

Total 100,92 100,72 RRE (ppm)Trazas (ppm) La 37 64

Ba 1211 931 Ce 73 121Cs 0,5 5,8 Pr 8,57 13,2Sr 1122 857 Nd 35 51Rb 46 41 Sm 6,6 9,6Cr 128 702 Eu 2,38 2,99Sc 12 20 Gd 5,6 8Ni 109 452 Tb 0,7 1Co 28 60 Dy 3,3 4,6V 102 211 Ho 0,6 0,7

Cu 28 93 Er 1,4 2Zn 119 226 Tm 0,17 0,22Ta 2,18 4,43 Yb 1 1,3U 0,7 1 Lu 0,15 0,2Th 2,3 7,4 RelacionesHf 7 6,8 Ba/La 32,7 14,5Y 16 21 La/Sm 5,6 6,66Zr 277 261 La/Yb 37 49,23Nb 40 77 Sm/Yb 6,6 7,38W 0,5 0,7 Ba/Ta 555,5 210,15Tl 0,1 0,1 La/Ta 16,9 14,44

Tabla 2. Análisis químicos correspondientes a los basaltos de la sierra de Las Quijadas y cerrillada de Las Cabras.

REE


Figura 5. A) diagrama TAS (Na2O + K2O) vs. SiO2 de Le Bas et al. (1986), B) diagrama Ga/Al vs. SiO2, C) diagrama TiO2 vs. SiO2, donde también se ilustra la proporción de Ce para cada muestra, D) diagrama Th-Zr/117-Nb/16 (Wood, 1980).

Cóndores, provincia de Córdoba y por Galliski et al. (2004) para el cerro de La Madera en la provincia de Córdoba.

Algunos de los diagramas y cálculos aquí presentados fueron realizados mediante la utilización de los programas petrológicos GCDkit de Janoušek et al. (2006) y Petrograph de Petrelli et al. (2005).

En el diagrama álcalis totales vs. sílice de Le Bas et al. (1986) (Figura 5A) los basaltos se alojan dentro del campo alcalino. La muestra de Las Cabras se ubica en el campo de las traquiandesitas basálticas y la de Las Quijadas lo hace dentro del campo de los basaltos. Las demás rocas usadas como base comparativa se alojan predominantemente en los campos de basalto, traquiandesita basáltica y traquiandesita.

A partir de la relación Ga/Al vs. SiO2 (Figura 5B) los basaltos de Las Cabras, junto a los de Pungo y Molinos presentan altas relaciones indicando mayor alcalinidad con respecto a los de Los Cóndores, Almafuerte y Las Quijadas. La tendencia alcalina también se refleja en las altas cantidades de TiO2 además del Ce como se ilustra en la Figura 5C, mostrando

19MARTÍNEZ ET Al.

las más altas proporciones el basalto del cerro de La Madera, cerro La Leoncita y Molinos. Analizando los triángulos Th-Zr/117-Nb/16 de Wood (1980) los basaltos estudiados se ubican en el campo de intraplaca, salvo la muestra correspondiente al basalto de Las Quijadas que presenta una cierta afinidad con el E-MORB (Figura 5D).

En la Figura 6 se muestran los diagramas de elementos de Tierras Raras normalizadas de acuerdo al condrito de Nakamura (1974) para los basaltos de la cerrillada de Las Cabras, de la sierra de Las Quijadas, de Potrerillos (provincia de San Luis) y del cerro La Leoncita (Chaján), cerro de La Madera, Pungo, Los Molinos, Los Cóndores y Almafuerte (provincia de Córdoba). Puede verse en todos los casos un diseño empinado para la totalidad de las tierras raras analizadas. Cuando se comparan en detalle los diseños entre sí, puede observarse que en general son similares, presentando una mejor coincidencia los basaltos aquí estudiados con las basanitas aflorantes en Pungo de la sierra chica de Córdoba, pudiendo determinarse

Figura 6. Diagramas normalizados de Tierras Raras de acuerdo al condrito de Nakamura (1974) para los basaltos de la sierra de San Luis: sierra de Las Quijadas, cerrillada de Las Cabras, Potrerillos, y de la sierra Chica de Córdoba: cerro La Leoncita, cerro de La Madera, Los Cóndores, Almafuerte, Los Molinos y Pungo. En gris se ilustra el diseño del área que engloba el total de las muestras comparadas para cada región, en relación con el diseño de los basaltos aquí estudiados.


de manera preliminar un origen en común para los basaltos mesozoicos estudiados con los de la sierra Chica de Córdoba.Conclusiones

Los basaltos estudiados, tanto los de la sierra de Las Quijadas como los de la cerrillada de Las Cabras corresponden a lavas, diques y brechas volcánicas compuestos por olivino, clinopiroxeno, anfíbol en pasta de plagioclasa, minerales opacos y apatitas, con impronta alcalina en cuanto a su química. Los valores de Ga/Al, TiO2 y Ce corroboran su carácter alcalino y su generación se vincula a un ambiente extensional de intraplaca. El diseño de anomalías de elementos de tierras raras normalizados es similar con los basaltos aflorantes en Pungo, sierra chica de Córdoba, lo cual sugiere una relación genética afín entre ambos. Cabe destacar que la apertura de la cuenca que aloja a las efusiones basálticas podría haber sido mayor en el sector norte, ya que allí se sitúa el mayor paquete sedimentario y los basaltos presentarían una mayor afinidad con E-MORB. Los basaltos mesozoicos de la provincia de San Luis serían parte de un evento magmático mayor, vinculado a un régimen extensional desarrollado en el Cretácico como consecuencia de la apertura del océano Atlántico.

Agradecimientos

Se agradecen las correcciones realizadas tanto por el Dr. Pablo Caffe como por el editor de la revista, las cuales han mejorado el presente trabajo.

Bibliografía

Costa, C.H., Gardini, C.E., Chiesa, J.O., Ortiz Suárez, A.E., Ojeda, G.E., Rivarola, D.L., Tognelli, G.C., Strasser, E.N., Carugno Durán, A.O., Morla, P.N., Guerstein, P.G., Sales D.A. y Vinciguerra, H.M. 2001. Hoja Geológica 3366-III, San Luis. Provincias de San Luis y Mendoza. Instituto de Geología y Recursos Minerales, Servicio Geológico Minero Argentino. Buenos Aires, Boletín 293, 67 pp.

Díaz, H., 1947. [Geología de la región entre Marayes y Sierra de Las Quijadas. Informe interno YPF. Buenos Aires. Inédito].

Flores, M. 1969. El Bolsón de Las Salinas en la Provincia de San Luis. IV Jornadas Geológicas Argentinas, Actas 1: 311-327.

Flores, M. Y Criado Roque, P. 1972. Cuenca de San Luis. I Simposio de Geología Regional Argentina. Academia Nacional de Ciencias, Córdoba. 567-580.

Galliski, M.A., Lira, R. y Dorais, M.J. 2004. Low-pressure differentiation of melanephelinitic magma and the origin of ijolite pegmatites at La Madera, Córdoba, Argentina. The Canadian Mineralogist, 42: 1799-1823.

Gordillo, C. 1972. Petrografía y composición química de los basaltos de la sierra de Las Quijadas (San Luis) su relación con los basaltos Cretácicos de Córdoba. Boletín Asociación Geológica Córdoba, 1: 127-129.

González, R., 1971. Edades radimétricas de algunos cuerpos eruptivos de Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 26: 411-412

González, R. y Toselli., A. 1973. Las rocas efusivas básicas de la Sierra de Las Quijadas al oeste de Hualtarán, Provincia de San Luis. Acta Geológica Lilloana, 12: 89-104.

Janoušek, V., Farrow, C.M. y Erban, V. 2006. Interpretation of whole-rock geochemical data in igneous geochemistry: introducing Geochemical Data Toolkit (GCDkit). Journal of Petrology, 47: 1255-1259.

Kay, S. y Ramos, V.A. 1996. El magmatismo cretácico de las sierras de Córdoba y sus implicancias Tectónicas. XIII Congreso Geológico Argentino y III Congreso de Exploración de Hidrocarburos, 3: 453-646.

Lagorio, S. 2008. Early Cretaceous alkaline volcanism of the Sierra Chica de Córdoba (Argentina): Mineralogy, geochemistry and petrogenesis. Journal of South American Earth Sciences, 26: 152–171.

Le Bas, M.J., Le Maitre, R.W., Streckeisen, A., y Zanettin, B. 1986. A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology, 27: 745-750.

21MARTÍNEZ ET Al.

Luccasen, F., Franz, G., Romer, R. L., Schultz, F., Dulski, P. y Wemmeret, K. 2007. Pre-Cenozoic intra-plate magmatism along the Central Andes (17–34°S): Composition of the mantle at an active margin. Lithos, 99: 312-338.

Llambías, E. y Brogioni, N. 1981. Magmatismo Mesozoico y Cenozoico. En: M. Yrigoyen (Ed.), Geología y Recursos Naturales de la provincia de San Luis. Relatorio VIII Congreso Geológico Argentino, 101-115.

Nakamura, N. 1974. Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta, 38: 757-775.

Petrelli M., Poli G., Perugini D. y Peccerillo A. 2005. Petrograph: a New Software to Visualize, Model, and Present Geochemical Data in Igneous Petrology. Geochemistry Geophysics Geosystems, 6: Q07011, doi: 10.1029/2005GC000932.

Streckeisen, A.L., 1973. Classification and nomenclature of igneous rocks. Recommendations of the International Union of Geological Science Subcomission on the Systematic of Igneous Rocks. Geologische Rundschau, 63: 773-786.

Wood, D.A. 1980. The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic clasification and to establishing the nature of crust contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province. Earth and Planetary Science Letters, 50: 11-30.

Yrigoyen, M., 1975. La edad Cretácica del Grupo Gigante (San Luis), su relación con cuencas circunvecinas. 1° Congreso Geológico Argentino de Paleontología y Bioestratigrafía, Actas 2: 9-56.

Recibido: 14 de octubre de 2011Aceptado: 30 de noviembre de 2011

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1) Dpto. de Geología. Facultad de Cs. Físico-Matemáticas y Naturales. Universidad Nacional de San Luis. Chacabuco 917 (5700). San Luis. Argentina. E-mail: [email protected]; [email protected]; [email protected]; [email protected]; [email protected]) IANIGLA-CCT Mendoza-CONICET. Adrián Ruiz Leal s/n, Parque San Martín. (5500). Mendoza. Argentina. E-mail: [email protected]

Depósitos piroclásticos gondwánicos en el sur de la sierra de Varela, provincia de San Luis: su petrografía y geoquímicaAmancay N. MARTÍNEZ1, María LAURA TOBARES1, Aldo GIACCARDI1, David AGUILERA1, M. Belén ROQUET1 y Laura GIAMBIAGI2

Resumen: Este trabajo reúne los resultados de la caracterización petrográfica y geoquímica de los depósitos piroclásticos de la Formación Cerro Varela (Anisiano), ubicados en la porción sur de la sierra de Varela, serranías occidentales de la provincia de San Luis. Dicha unidad está vinculada regional y cronológicamente con el Grupo Choiyoi y además constituye el relleno de la cuenca de Beazley. La base de la Formación Cerro Varela limita con metamorfitas del Precámbrico-Paleozoico Inferior y por encima y en forma discordante con la Formación Lagarcito del Cretácico Superior. En la zona de estudio se reconocen dos tipos de depósitos piroclásticos: tobas soldadas cristalinas y tobas de caída, ambas de composición riolítica. Las tobas soldadas cristalinas integran la mayoría de los afloramientos, siendo las de caída más acotadas en su ubicación debido a su bajo grado de preservación. Los depósitos correspondientes a flujos piroclásticos se reconocen en mantos rojizos con textura eutaxítica, disyunción columnar y fenocristales de cuarzo y sanidina en una matriz microgranosa, felsítica y granofírica con abundantes óxidos de hierro. También se observan líticos cognatos volcánicos felsíticos y algunos vitroclastos desvitrificados. Los bancos tobáceos son macizos, de color naranja, con tamaños de grano fino, donde pueden reconocerse trizas sin deformación y cristaloclastos de cuarzo. Las características geoquímicas de las unidades piroclásticas se corresponde con una transición desde la sección media a superior del magmatismo gondwánico del Grupo Choiyoi, Permo-Triásico de la Cordillera Frontal de Mendoza y San Juan. Su ambiente de generación se vincula con fenómenos de rift en una corteza de espesor normal a adelgazada, donde la extensión puede asociarse con los primeros ensayos de ruptura del Gondwana durante el Mesozoico.

Abstract: Gondwanic pyroclastic deposits in southern sierra de Varela, san luis proVince: petroGraphy and Geochemistry. This work presents the results of the petrographic and geochemical characterization of the pyroclastic deposits of the Cerro Varela Formation (Anisian), located in the southern portion of the Sierra de Varela, western San Luis province. This unit is linked regionally and chronologically to the Choiyoi Group and also fills the Beazley basin. The base of the Cerro Varela Formation overlies the Precambrian-Lower Paleozoic metamorphic basement and it is covered discordantly by the Upper Cretaceous Lagarcito Formation. In the study area two types of pyroclastic deposits area recognized: crystal-rich welded tuffs and fall deposits, both of rhyolitic composition. The crystal-rich welded tuffs comprise the majority of the outcrops, whereas the fall deposits are more restricted because of their low degree of preservation. The pyroclastic flow deposits form red-colored layers with eutaxitic texture, columnar jointing and quartz and sanidine phenocrysts in a micrograin, felsitic and granophyric matrix with abundant iron oxides. Felsic volcanic lithic cognates and devitrified vitroclasts are also observed. The fall deposits are solid, orange-colored layers of fine grain size, with underformed vitreous fragments and quartz crystaloclasts. The chemistry of the pyroclastic units is comparable to the middle to upper section transition of the Permo-Triassic Choiyoi Group in the Cordillera Frontal of Mendoza and San Juan. Their environment of generation is linked to rifting phenomena in a normal to thin crust where extension can be associated with the first stage of break-up of Gondwana during the Mesozoic.

Palabras claves: Gondwana. Grupo Choiyoi. Magmatismo permo-triásico. Petroquímica. Depósitos piro-clásticos.Keywords: Gondwana. Choiyoi Group. Permo-triassic magmatism. Petrochemistry. Pyroclastic deposits.


PETRogRAfÍA y gEoquÍMicA dE lAs fAciEs PiRoclásTicAs dE lA siERRA dE VARElA, sAN luis24

Introducción

El territorio de la provincia de San Luis forma parte de las Sierras Pampeanas caracterizado por la presencia de un basamento estructurado en bloques que forma sistemas serranos de orientación meridiana y que limitan depresiones longitudinales rellenas de material sedimentario continental de edad paleozoica a cenozoica. Existe en el sector occidental de la provincia una amplia zona deprimida constituida por las cuencas extensionales de Las Salinas y de Beazley elongadas en sentido NO y que alojan en su interior gran cantidad de sedimentos. Ambos depocentros se encuentran separados por la llamada dorsal de San Pedro, elemento positivo del subsuelo que se extiende desde El Gigante hasta villa General Roca con rumbo N70ºE y que es paralelo a la megatraza de importancia regional que segmentan a las Sierras Pampeanas. La cuenca de Beazley ostenta un relleno sedimentario de 4000 metros de potencia con una estructuración profunda de grandes bloques de basamento fallados tensionalmente y que por la acción de las fases diastróficas andinas ascendieron a superficie núcleos de basamento cristalino y de rocas volcánicas triásicas como ocurrió con la sierra de Varela (Yrigoyen et al., 1989). El objetivo del presente trabajo es caracterizar de manera petrográfica, geoquímica y genética a las unidades agrupadas bajo el nombre de Formación Cerro Varela, que por su litología, edad y contexto regional integran el magmatismo gondwánico del Grupo Choiyoi Permo-Triásico de amplia distribución en la Cordillera Frontal de Mendoza y San Juan.

Geología regional

El área de trabajo se encuentra circunscripta al ámbito de la cuenca de Beazley en sus sectores marginales. La sierra de Varela junto a las otras serranías menores que constituyen el cerro Charlone-Alto del Pozo Peje-cerrillo de las Salinas (Criado Roque et al., 1981), representan el límite entre las cuencas de Beazley y la de Mercedes. Al igual que las otras cuencas triásicas del oeste argentino, la cuenca de Beazley se encuentra limitada por importantes sistemas de fallas que tuvieron distinto grado de actividad durante el desarrollo de los rellenos sedimentarios. Desde el punto de vista genético, Charrier (1979) y Uliana y Biddle (1988) sostienen que luego de un régimen compresional de fines del Paleozoico se implantó en el margen oeste de Gondwana un proceso extensional con reactivación de fallas paleozoicas que llevaron a la formación de las cuencas sedimentarias triásicas de tipo rift (Legarreta y Gulisano, 1989; Uliana et al., 1989; Ramos y Kay, 1991). Ramos y Kay (1991) consideran que se trata de cuencas de rifts limitadas por lineamientos tectónicos de primer orden que se asocian con las suturas originadas por la acreción de sucesivos terrenos como ser Precordillera y Chilenia. Desde el punto de vista de su desarrollo regional tanto de los hemigrabens de Ischigualasto-Ischichuca-Villa Unión, como su prolongación austral en los de Marayes-Las Salinas-Beazley constituyen depocentros angostos elongados en sentido NNO ubicados al este de la megafractura de Valle Fértil (Spalletti, 1999).

Según Flores y Criado Roque (1972), el límite norte de la cuenca de Beazley coincide con la dorsal de San Pedro, el sur con la dorsal Alvear-cerro Varela y en dirección este-oeste se extiende desde el sector sur de la sierra de San Luis hasta el río Desaguadero. Su geometría

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Figura 1. Mapa geológico del sector sur de la sierra de Varela, San Luis.

superficial es romboidal y su extensión areal alcanza los 4000 km2. La cuenca de Beazley, rellena de sedimentos de dominio continental, se halla vinculada regional y cronológicamente al ciclo gondwánico del Grupo Choiyoi manifestado en los depósitos volcánicos denominados Formación Cerro Varela. Esta cuenca inicia su desarrollo con posterioridad al clímax de actividad magmática, por lo que los primeros rellenos sedimentarios son coincidentes con las últimas manifestaciones de ese volcanismo (Spalletti, 1999; Martínez, 2005). Esto se ve reflejado en la aparición de rocas piroclásticas y volcaniclásticas entre los primeros términos sedimentarios triásicos que están dispuestos en cuestas asimétricas elongadas en dirección ONO y que se encuentran marginadas por fallas normales de orientación general 290º-310º e inclinación 60º-70º NE (Costa et al., 1998). Cabe destacar que el Grupo Choiyoi de la cordillera Frontal de Mendoza y San Juan se ve incrementado en su área de influencia por la nueva ubicación de los afloramientos aquí estudiados, correspondientes a la sierra de Varela (Figura 1).Geología local


La unidad más antigua de la comarca está integrada por rocas plutónicas y metamórficas que constituyen el basamento de la sierra de Varela denominada Formación San Luis (Prozzi y Ramos, 1988), que corresponde a una faja de filitas y esquistos y delgadas fajas de metaconglomerados y metavulcanitas afectados por un bajo grado metamórfico. La unidad litoestratigráfica siguiente en edad es la denominada Formación Cerro Varela (Flores y Criado Roque, 1972), que se ubica por encima del basamento en forma discordante y está integrada en su mayor parte por depósitos ignimbríticos y escasas tobas. Costa et al. (1998) realizaron dataciones radimétricas sobre las rocas volcánicas de la Formación Cerro Varela por el método 40Ar/39Ar que arrojaron edades de 239,83 ± 0,61 Ma y 239,95 ± 0,58 Ma cuya asignación cronológica corresponde al Triásico Medio (Anisiano). Por encima se encuentra la Formación Lagarcito (Flores, 1969) integrada por sedimentitas de ambiente fluvial y eólico asignadas al lapso Cretácico Superior (Rivarola y Spalletti, 2006) y que cubren en discordancia erosiva y angular a la Formación Cerro Varela.

Estudio pEtrográfico dE las faciEs piroclásticas dE la formación cErro VarEla.La mayor parte de los afloramientos de la porción sur de la sierra de Varela corresponde

a mantos ignimbríticos con estratificación grosera definida por la textura eutaxítica que se manifiesta por la aparición de bancos de diferente espesor y color (Figura 2A). Las características texturales y composicionales de las rocas son similares entre los diferentes pulsos. Esta pseudoestratificación puede deberse a depositación de sucesivos eventos piroclásticos. También es muy notoria la presencia de disyunción columnar en ciertos sectores del depósito donde la soldadura es extrema (Figura 2B). Texturalmente son rocas macizas, bien consolidadas con variados tonos de rojos, morados, rosados y anaranjados. Siempre presentan textura porfiroclástica donde los componentes están inmersos en una matriz afanítica. En los sectores orientales y sobre la ribera del río Seco afloran pequeños asomos de bancos de tobas, delgados y macizos, que en parte se encuentran cubiertos por sedimentos actuales y están poco representados por su bajo potencial de preservación (Figura 2C). Los depósitos de tobas presentan coloraciones anaranjadas con moderada a buena selección y están constituidos por granos de tamaño que varían de fino a muy fino (Figura 2D). A continuación se describen en detalle las unidades reconocidas y analizadas.

toba cristalina soldada dE composición riolítica. Las rocas estudiadas al micros-copio presentan textura porfiroclástica constituida por fenoclastos de cuarzo y sanidina inmersos en una matriz eutaxítica microgranosa felsítica y granofírica (Figura 2E). La relación matriz/componentes es de 40/60. Los cristaloclastos de cuarzo (20%) se presentan subhedrales a anhedrales, están fracturados y engolfados con bordes de reacción con la matriz (Figura 2F). Las fracturas se encuentran rellenas por óxidos de hierro. La sanidina (10%) es subhedral y presenta la típica macla de Carlsbad. Se encuentra fresca y presenta un reborde de reacción con la matriz. Muestra fracturas rellenas por óxidos de hierro. Los minerales opacos (13%) son subhedrales a anhedrales dispersos en la matriz o bien asociados a circones subhedrales (2%). Los vitroclastos (20%) están integrados por pómez aplastadas, con un reborde de óxidos de hierro (Figura 2G) y con cristaloclastos euhedrales de cuarzo y de minerales opacos en su interior. La desvitrificación se reconoce en las texturas granofírica felsítica y se observan parches de carbonatos como respuesta a eventos de origen secundario. Algunas pómez presentan textura axiolítica con un mayor crecimiento perpendicular a la pared de cristales de cuarzo y feldespato potásico con leve alteración a arcillas. En cuanto a los litoclastos juveniles se reconocen dos tipos: unos son rojos redondeados (20%) con abundantes cantidades de óxidos de hierro y con circones subhedrales y algunas biotitas

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Figura 2. Fotografías de afloramientos y de secciones delgadas mostrando las características típicas de la Formación Cerro Varela. A) Aspecto general de los afloramientos de depósitos de tobas soldadas con disyunción columnar. B) Detalle del depósito piroclástico soldado. C) Depósito tobáceo que preserva la morfología de banco. D) Otro aspecto de las tobas que muestra lo friable del depósito. E) Cristaloclastos de cuarzo inmersos dentro de una matriz rojiza con desarrollo de la textura eutaxítica. NP 5x. F) Cristaloclastos de cuarzo engolfado y fracturado por donde penetran los óxidos de hierro en matriz eutaxítica. G) Vitroclastos de pómez elongada y deformada, desvitrificada a un agregado de cuarzo y feldespato con desarrollo de texturas microgranosa y axiolítica. NC 5x. H) Cristaloclastos y litoclastos subredondeados dentro de una matriz fina y rojiza con una selección notoria de los tamaños de los componentes.


en su interior. Los otros, felsíticos (15%), son subredondeados, muestran claras evidencias de una composición ácida y presentan texturas de desvitrificación del tipo microgranosa y eutaxítica. La matriz presenta como principal textura la eutaxítica con trizas deformadas, que se acomodan al contorno de los cristaloclastos y con óxidos de hierro que delimitan sus contornos. Las trizas están desvitrificadas a texturas microgranosa, felsítica, granofírica y esferulítica. La matriz se encuentra teñida por óxidos de hierro y está compuesta por pequeños cúmulos de minerales opacos en su interior. La facies piroclástica, sobre la base del tamaño de los componentes y de las cantidades de litoclastos, vitroclastos y cristaloclastos, corresponde a una toba cristalina de composición riolítica (Schmid, 1981) que por contener trizas deformadas tendría un alto grado de soldadura.

toba dE caída. Las rocas estudiadas al microscopio presentan textura porfiroclástica formada por fenoclastos de cuarzo y sanidina dentro en una matriz microgranosa y felsítica teñida por óxidos de hierro (Figura 2H). Se observa una buena selección de los clastos, cuyos tamaños son muy parejos. La relación matriz/componentes es de 30/70. Los cristaloclastos de cuarzo (10%) se presentan subhedrales, fracturados y con contornos redondeados y bordes de reacción con la matriz. La sanidina (10%) es subhedral a anhedral, presenta la macla de dos individuos de Carlsbad y borde de reacción con la matriz. Se encuentra fresca y con algo de fracturamiento. La plagioclasa (5%) es anhedral, con macla polisintética, fresca y con bordes de reacción con la matriz. La biotita (15%) se observa subhedral con leve pleocroismo de incoloro a castaño claro, el cual puede aparecer por sectores debido a la pérdida de hierro. Se presenta fracturada, flexurada y con óxidos de hierro dentro de los planos de clivaje. También puede reconocerse cristaloclastos de microclino posiblemente accidental, anhedral, con macla en arpillera, fracturado y engolfado. Los minerales opacos (7%) son anhedrales dispersos por la matriz o bien asociados a circones subhedrales a euhedrales (2%). Se reconocen dos tipos de litoclastos juveniles: unos son rojos redondeados (20%) con cristaloclastos de cuarzo rotos por donde penetra la matriz. Los otros son felsíticos (15%) de coloraciones pardas, subredondeados con textura microgranosa por la desvitrificación del vidrio. La matriz se encuentra teñida por una gran cantidad de óxidos de hierro, presenta textura microgranosa fina y felsítica donde se puede reconocer una estratificación subparalela grosera dada por diferencias en los tamaños de los litoclastos. Esta facies piroclástica, sobre la base del tamaño de los componentes y de las cantidades de litoclastos, vitroclastos y cristaloclastos, corresponde a una toba cristalina de composición riolítica (Schmid, 1981), que por su contenido en trizas preservadas tendría un bajo grado de soldadura; por la buena redondez y selección, éstos depósitos son interpretados como piroclásticos de caída.

Consideraciones geoquímicas

Se realizaron análisis geoquímicos de seis muestras correspondientes a la Formación Cerro Varela, que fueron analizadas en ACTLABS (Activation Laboratories LTD), Canadá por fluorescencia de Rayos X y por ICP/MS (inductively coupled plasma-mass spectrometry) (Tabla 1). Algunos de los diagramas que aquí se presentan fueron realizados mediante la utilización de los programas petrológicos GCDkit de Janoušek et al. (2006). Las muestras provenientes de los depósitos de caída muestran altos valores de LOI, motivo por el cual se tratará con cuidado las interpretaciones de los diagramas geoquímicos y se analizarán más que nada los elementos inmóviles. En el diagrama SiO2 vs. Zr/TiO2 de Winchester y Floyd (1977)

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Tabla 1. Análisis químicos correspondientes a las rocas volcánicas del sector sur de la sierra de Varela.

Grupo Choiyoi

Mayoritarios (%) V1 V4 V6 V2 V3 71SiO2 76,95 73,36 68,63 77,91 73,18 77,88Al2O3 10,64 11,6 15,89 10,73 13,24 11,61Fe2O3(T) 3,25 3,51 3,43 2,99 3,32 2,16MnO 0,031 0,03 0,031 0,055 0,014 0,009MgO 0,29 0,27 0,37 0,28 0,05 0,04CaO 1,14 1,46 1,72 0,26 0,37 0,23Na2O 0,58 0,26 0,12 0,63 2,14 1,8K2O 1,96 2,02 1,3 3,43 6,27 5,49TiO2 0,814 0,496 0,588 0,529 0,247 0,191P2O5 0,02 0,01 0,01 0,02 0,04 0,03LOI 4,96 5,16 7,82 3,24 1,48 1,27Total 100,6 98,17 99,92 100,1 100,4 100,7Trazas (ppm)Sc 12 5 13 6 5 4Be 2 3 4 4 5 3V 74 58 61 59 19 11Cr 30 60 - - - 70Co 5 3 4 3 1 1Ni - - - - - -Cu 40 - - 20 10 20Zn 40 50 40 70 30 -Ga 13 19 18 18 25 21Ge 2 3 2 2 3 2As 18 - - - - -Rb 102 105 88 146 212 196Sr 63 56 59 47 41 36Y 21 23 24 28 90 72Zr 489 336 289 358 369 258Nb 19 18 15 21 26 21Mo - 5 - - - 7Ag 1,2 0,9 0,8 0,9 0,9 0,7In - - - - - -Sn 4 4 4 6 5 8Sb 1,4 1 0,9 1 0,5 0,5Cs 10 8,8 8,3 8,7 13,8 2,8Ba 497 278 401 379 329 231Hf 10,2 8,6 7,4 9,4 10,1 7,7Ta 1,2 1,1 1 1,2 1,4 1,3W 2 3 1 3 2 2Tl 0,6 0,5 0,4 0,7 0,8 0,6Pb 27 29 24 27 28 25Bi - - - - - -Th 18,8 9,5 14,2 10,3 17,7 16,6U 2,7 1,9 1,6 2,7 4,2 2,2REE (ppm)La 23,3 24,3 19,9 17,6 114 56,3Ce 70,2 44,2 69,5 44,6 232 78Pr 5,6 5,25 4,92 3,68 31,2 16Nd 20,1 18,5 17,6 13,1 115 56,7Sm 3,9 3,6 3,9 3,1 21,6 11Eu 0,62 0,71 0,75 0,7 1,29 0,79Gd 3,5 3,4 4 3,5 17,8 9,5Tb 0,6 0,6 0,7 0,7 3 1,9Dy 3,6 3,8 4,1 4,5 16,7 13,3Ho 0,8 0,8 0,8 1 3,3 2,9Er 2,4 2,5 2,4 3,1 9,6 8,8Tm 0,37 0,39 0,39 0,49 1,41 1,33Yb 2,6 2,7 2,8 3,5 9,3 9,1Lu 0,44 0,46 0,46 0,6 1,5 1,48

Depósitos de caída Depósitos piroclásticos


las rocas estudiadas se ubican principalmente en el campo de las riolitas (Figura 3A). Lo mismo ocurre en el diagrama Th vs. Co de Hastie et al. (2007), donde las rocas se ubican en el campo de las riolitas vinculadas a altas cantidades de K2O y hasta shoshonitas (Figura 3B). Examinando el diagrama Th/Hf vs. Ta/Hf de Schandl y Gorton (2002), las rocas se ubican en el campo correspondiente a un ambiente de margen continental activo (Figura 3C), indicado por las altas proporciones de Th con respecto al Hf y Ta. Mediante el análisis del diagrama tectónico de Pearce et al. (1984) (Figura 3D), se observa que las rocas V1, V2, V4 y V6 presentan afinidad con un ambiente de arco volcánico, contrastante con las muestras V3 y 71 con alto K2O y semejanzas a intraplaca. A partir del análisis de los elementos de tierras raras normalizados de acuerdo al condrito de Nakamura (1974), las rocas estudiadas pueden

Figura 3. A) Diagrama de SiO2 vs. Zr/TiO2 de Winchester y Floyd (1977). B) Diagrama Th vs. Co de Hastie et al. (2007). C) Diagrama Th/Hf vs. Ta/Hf de Schandl y Gorton (2002). D) Diagrama Rb vs. Y+Nb de Pearce et al. (1984). E-F) Diagramas de elementos de tierras raras normalizados de acuerdo al condrito de Nakamura (1974).

31MARTÍNEZ ET Al.

agruparse en dos grupos en función del diseño resultante. En la Figura 3E, las muestras V1, V2, V4 y V6 presentan un diseño similar, con una leve pendiente para las tierras raras livianas y un diseño chato para las tierras raras pesadas, con una leve anomalía en Eu. Por el contrario, las muestras 71 y V3 presentan un mayor enriquecimiento en las tierras raras livianas, junto a una pronunciada anomalía en Eu y un diseño chato para las tierras raras pesadas.

Las características geoquímicas observadas permiten realizar varias inferencias tectónicas. Las rocas estudiadas presentan carácter calcoalcalino con proporciones variables de K2O, debido a su posible origen a partir de un arco magmático situado en un borde convergente de placas. Presentan una transición hacia un ambiente de intraplaca con afinidad alcalina generado en un ambiente extensional, sobre todo mejor reflejado en las muestras V3 y 71 (Figura 3D). El esquema de tierras raras concuerda con la formación de plagioclasa en una fuente situada en una corteza de espesor normal (30 km) sometida a baja presión, habiendo sido más intenso en las muestras V3 y 71 (Figura 3F) manifestado en una anomalía de Eu más pronunciada, indicando menores presiones de formación en una corteza adelgazada.

Conclusiones

En la porción sur de la sierra de Varela afloran depósitos triásicos, tanto tobas cristalinas soldadas originadas por flujos piroclásticos como tobas de caída, ambas de composición riolítica. Su análisis geoquímico determinó que estas rocas fueron generadas en un ambiente de borde convergente de placas con una transición hacia un ambiente de intraplaca con afinidad alcalina en un ambiente extensional. Las rocas de la Formación Cerro Varela se vinculan con las últimas manifestaciones del magmatismo gondwánico del Grupo Choiyoi de la cordillera Frontal de Mendoza y San Juan, asociado a fenómenos de rift en una corteza de espesor normal a adelgazada, donde la extensión generalizada puede relacionarse con los primeros ensayos de ruptura del Gondwana durante el Mesozoico.

Agradecimientos

Al proyecto PROIPRO Nº 30210 (2010-2011): “El magmatismo permo-triásico del Grupo Choiyoi en la provincia de San Luis, Argentina” de la Secretaría de Ciencia y Técnica de la FCFMyN, Universidad Nacional de San Luis, mediante el cual se pudo financiar el presente trabajo. Se agradecen los comentarios aportados por el árbitro anónimo y por el editor de la revista.

Bibliografía

Charrier, R. 1979. El Triásico en Chile y regiones adyacentes de Argentina: una reconstrucción paleogeográfica y paleoclimática. Comunicaciones, 26: 1-37. Santiago.

Costa C.H., Gardini, C.E. y Schmidt, C.J. 1998. Dataciones 40Ar/39Ar y rasgos estructurales de la Formación Cerro Varela (Triásico), provincia de San Luis. Nota Breve. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 53: 282-285.

Criado Roque, P., Mombrú, C. y Ramos, V. 1981. Estructura e interpretación tectónica. En: Yrigoyen, M. (Ed.), Geología de la Provincia de San Luis. 8º Congreso Geológico Argentino, Relatorio: 155-192.

Flores, M. 1969. El Bolsón de las Salinas de la Provincia de San Luis. 4º Jornadas Geológicas Argentinas, Actas, 1: 311-327.


Flores, M.A. y Criado Roque, P. 1972. Cuenca de San Luis. En: Leanza, A.F. (Ed.), Geología Regional Argentina. Academia Nacional de Ciencias, Córdoba, 567-579.

Hastie, A.R., Kerr, A.C., Pearce, J.A. y Mitchell, S.F. 2007. Classification of altered volcanic island arc rocks using immobile trace elements: development of the Th-Co discrimination diagram. Journal of Petrology, 48: 2341-2357.

Janoušek, V., Farrow, C.M. y Erban, V. 2006. Interpretation of whole-rock geochemical data in igneous geochemistry: introducing Geochemical Data Toolkit (GCDkit). Journal of Petrology, 47: 1255-1259.

Legarreta L. y Gulisano C.A. 1989. Análisis estratigráfico secuencial de la Cuenca Cuyana. En: Chebli, G. y Spalletti, L. (Eds.), Cuencas Sedimentarias Argentinas. Serie Correlación Geológica, 6: 221-243.

Martínez, A. 2005. [Secuencias volcánicas permo-triásicas de los cordones del Portillo y del Plata, Cordillera Frontal, Mendoza: su interpretación tectónica. Tesis doctoral. Departamento de Ciencias Geológicas. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad de Buenos Aires, 275 pp. Inédito].

Nakamura, N. 1974. Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta, 38: 757-775.

Pearce, J.A., Harris, N.B.W. y Tindle, A.G. 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 25: 956-983.

Prozzi, C. y Ramos, G. 1988. La Formación San Luis. 1° Jornadas de Trabajo de las Sierras Pampeanas (San Luis). Actas: 1.

Ramos, V.A. y Kay, S.M. 1991. Triassic Rifting and associated basalts in the Cuyo Basin, Central Argentina. En: Harmon, R.S. y Rapela, C.W. (Eds.), Andean magmatism and its tectonics setting. Geologycal Society of America, Special Paper, 265: 79-91.

Rivarola, D. y Spalletti, L. 2006. Modelo de sedimentación continental para el rift cretácico de la Argentina central. Ejemplo de la sierra de Las Quijadas, San Luis. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 61: 63-80.

Schandl, E.S. y Gorton, M.P. 2002. Application of high field strength elements to discriminate tectonic settings in VMS environments. Economic Geology, 97: 629-642.

Schmid, R. 1981. Descriptive nomenclature and classification of pyroclastic deposits and fragments: Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. Geology, 9: 41-43.

Spalletti, L. 1999. Cuencas triásicas del Oeste argentino: origen y evolución. Acta Geológica Hispánica, 32: 29-50.Uliana, M. y Biddle K. 1988. Mesozoic-Cenozoic paleogeographic and geodynamic evolution of southern South

America. Revista Brasileira de Geociencias, 18: 172-190.Uliana, M., Biddle, K. y Cerdan, J. 1989. Mesozoic extension and the formation of Argentina sedimentary basins.

En: Tankard, A. y Balkwill, H. (Eds.), Extensional tectonics and stratigraphy of the North Atlantic margins. American Association of Petroleum Geologists, Memoir 46: 599-614.

Winchester, W. y Floyd, P.A. 1977. Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology, 20: 325-343.

Yrigoyen, M.R., Ortiz, A. y Manoni, R. 1989 Cuencas sedimentarias de San Luis. En: Chebli, G. y Spalletti, L. (Eds.), Cuencas Sedimentarias Argentinas. Serie Correlación Geológica, 6: 203-220.

Recibido: 13 de octubre de 2011Aceptado: 3 de diciembre de 2011

33GREGORI y STRAZZERE

Periodos eruptivos e inter-eruptivos en el Grupo Choiyoi de la Precordillera mendocinaDaniel A. GREGORI1 y Leonardo STRAZZERE2

Resumen: En la zona del Cerro Siete Colores, ubicado al este de Uspallata, en la Precordillera mendocina, se localiza un conjunto de rocas volcánicas y sedimentarias que fue asignado a la sección ácida del Grupo Choiyoi, alcanzando las segundas 300 m de espesor.Las volcánicas, que representan un periodo altamente explosivo, incluyen dos eventos eruptivos con grandes volúmenes de rocas, siendo el primero generado por pulsos piroclásticos unitarios a los que les siguieron plumas volcánicas sustentadas durante largos periodos con colapsos parciales. El segundo evento eruptivo es correlacionable con cuerpos dómicos que tienen una edad Pérmico inferior alto. El mismo muestra una disminución areal considerable respecto al primero, así como un estadio generalizado de subsidencia en el área estudiada.

Las asociaciones sedimentarias del primer evento inter-eruptivo se hallan constituidas por conglomerados, fanglomerados, areniscas, calizas y fangolitas y representan flujos densos, lahares, ambientes fluviales y lagunares. Estos últimos son los que poseen el mayor desarrollo areal y se encuentran representados por calizas donde se reconocen estromatolitos, restos de vermes y palinomorfos.

El segundo evento inter-eruptivo está casi exclusivamente representado por sistemas lagunares y posiblemente fue de mayor duración que el primero. La morfología y el espesor de los depocentros fue condicionada por la estructura previa de las Formaciones Bonilla (Cambro-Ordovícico) y Formación Santa Elena (Carbonífero) así como por un sistema de fallamiento generalizado durante los últimos eventos volcánicos del Grupo Choiyoi.

Abstract: EruptivE and intEr-EruptivE stagEs in thE Choiyoi group of thE MEndoza prECordillEra. In the area of the Cerro Siete Colores, located east of Uspallata, in the Mendoza Precordillera, appears a set of volcanic and sedimentary rocks which were assigned to the acidic section of the Choiyoi Group. The sedimentary rocks reach 300 m thickness. The volcanic rocks represent a highly explosive period that includes two eruptive events with large volumes of rock, being the first generated by a single-surge current followed by quasi-steady phase sustained currents. The second eruptive event represented by highly-welded ignimbrites, can be correlated with the emplacement of domes of late Lower Permian age. It shows a considerable areal reduction compared to the first event, as well as a generalized stage of subsidence.

The first inter-eruptive sedimentary event is made up by conglomerates, sandstones, limestones and mudstones that represent dense flows, lahars, lagoon and river environments. The latter have the largest areal development and are constituted by limestones where stromatolite, verme and palynomorph remains were recognized. The second inter-eruptive event is almost exclusively represented by lagoon systems and was probably larger than the first. The morphology and the thickness of the depocenters were conditioned by the previous structure of the Bonilla (Cambro-Ordovician) and Santa Elena (Carboniferous) formations, as well as by a widespread system of faulting during the last volcanic events of the Choiyoi Group.

Palabras clave: Grupo Choiyoi. Precordillera. Mendoza. Estadíos eruptivos e inter-eruptivos. Pérmico inferior. Argentina.

Key words: Choiyoi Group. Mendoza Precordillera. Eruptive and inter-eruptive stages. Lower Permian. Argentina.

1) INGEOSUR, Cátedra de Geología Argentina, Universidad Nacional del Sur, San Juan 670, 8000 Bahía Blanca, Argentina. E-mail: [email protected]) Minera Andacollo S.A., Andacollo, Neuquén, Argentina. E-mail: [email protected]


PERIOdOS ERuPTIvOS E InTER-ERuPTIvOS En El GRuPO ChOIyOI, MEndOZA.34

Introducción

La provincia magmática Choiyoi (Llambías, 1999) representa un ciclo volcánico de considerable actividad desarrollado durante el Permo-Triásico, con afloramientos (> 200.000 km2) que se extienden desde la provincia de La Rioja a la provincia de Neuquén. La actividad magmática se desarrolla principalmente a lo largo de la cadena andina (Cordillera Frontal, Cordillera Principal, Precordillera, Cordillera Neuquina), pero también se han reconocido afloramientos en porciones extrandinas (Bloques de San Rafael, Las Matras y Chadileuvú y Sierras de San Luis, Figura 1A, B). En la Precordillera de Mendoza (Figura 1A), los afloramientos forman dos cinturones N-S casi paralelos. La Formación Portezuelo del Cenizo (Coira y Koukharsky, 1976) y la Formación Tambillos (Cortés, 1985) forman el cinturón occidental, mientras que la Formación Mal País (Harrington, 1941) conforma el cinturón oriental (Cortés et al., 1997). El área de estudio se ubica 7 km al este de la localidad de Uspallata, en la zona de la Quebrada de Santa Elena (Figura 1C). En este sector, Cortés et al. (1997) denominaron a las rocas piroclásticas y epiclásticas Formación Siete Colores (Triásico medio). Una secuencia sedimentaria, incluyendo calizas, de más de 300 m de espesor, fue encontrada durante las tareas de detalle que se realizó en la Formación Siete Colores. Los afloramientos (> 8 km de largo) forman parte de un evento volcanoclástico mayor (~ 1.000 m de espesor).

Debido a la amplia actividad volcánica acaecida en esta zona (Strazzere y Gregori, 2005; Strazzere et al., 2006) se pueden reconocer espesos depósitos volcánicos y volcanoclásticos que se encuentran orientados en dirección N-S.

Este trabajo se enfoca en los resultados de los estudios realizados en la Formación Siete Colores con el propósito de establecer la naturaleza y ubicación de la zona fuente, comprender la evolución y configuración de los depocentros sedimentarios así como la influencia de los eventos volcánicos en el proceso sedimentario. También se realizan comparaciones con los eventos volcánicos del Grupo Choiyoi reconocidos en zonas cercanas por Strazzere et al. (2006).

Geología del sector sur de la Precordillera occidental mendocina

En la zona de Uspallata, las rocas más antiguas son metamorfitas de bajo grado que pertenecen a la Formación Bonilla y a la Formación Puntilla de Uspallata (Keidel, 1939, nom subst. Varela, 1973; Rodríguez, 1967). Las rocas forman fajas N-S compuestas por escamas tectónicas vergentes al oeste (Figura 1C). Análisis radiométricos (Cucchi, 1971; Varela, 1973; Caminos, 1979; Davis et al., 1999) en rocas ígneas y micas indican edades del Ordovícico al Devónico superior.

Las sedimentitas marinas del Carbonífero tardío-Pérmico temprano descansan discordantemente sobre las metamorfitas (Yrigoyen, 1976). Estas rocas están cubiertas mediante discordancia angular (Figura 1C) por una sucesión de volcanitas ácidas del Grupo Choiyoi (Strazzere y Gregori, 2005). Cortés et al. (1997) describen depósitos de caída de ceniza y brechas, con escasos componentes epiclásticos en contacto tectónico con el Grupo Choiyoi. A estas rocas las denomina Formación Siete Colores, correlacionándolas con la Formación Tunduqueral (Cortés et al., 1997) y la Formación Cabras (Morel y Artabe, 1993) del Triásico medio. Sin embargo, dataciones K/Ar (Rocha Campos et al., 1971) en tobas cristalinas de la Formación Siete Colores indican edades de 246±14 Ma, 221±14 Ma, y


214±14 Ma. Esta sucesión fue asignada al Grupo Choiyoi por Rocha Campos et al. (1971), explicando que estas edades, relativamente jóvenes, se deben a la pérdida de Ar por alteración de los feldespatos.

Figura 1. A) Afloramientos del Grupo Choiyoi en la Cordillera Frontal de Mendoza y San Juan y en el sector sur de la Precordillera. 1) Formaciones Portezuelo del Cenizo y Tambillos (Coira y Koukharsky, 1976; Cortés et al., 1985). 2) Formación Mal País (Harrington, 1941) B) Afloramientos del Grupo Choiyoi: 1) Provincia magmática Choiyoi (Llambías, 1999). 2) Cordillera Frontal de Mendoza y San Juan. 3) Cordillera Principal de San Juan, Mendoza y Neuquén. 4) Precordillera de Mendoza. 5) Bloque San Rafael, Las Matras y Chadileuvú. 6) Comarca Nordpatagónica. 7) Macizo del Chachil y Cordillera del Viento. 8) Extremo sur de la Sierra de Varela. C) Geología del sector occidental de la Precordillera de Mendoza (al este de Uspallata) según Cortés et al. (1997).


Geología local

Este estudio se centra en los afloramientos de la Formación Siete Colores, entre los 69° 14´ y 69° 18´ O y entre los 32º 36´ y 32º 41´ S. Las rocas más antiguas (Formación Puntilla de Uspallata) afloran en el sector oeste del mapa y forman un cinturón N-S limitado por fallas. Se trata de metamorfitas de bajo grado afectadas por plegamiento apretado, no representado en el mapa, disarmónico, con abundantes kink-bands (Figura 2). En discordancia aparece una secuencia sedimentaria medianamente plegada, compuesta por areniscas calcáreas, conglomerados y calizas de las formaciones Tramojo y Jarillal (Cortés et al., 1997) que integran el Grupo Santa Elena de edad carbonífera (Figura 2). Los afloramientos más importantes pertenecen a la Formación Siete Colores integrada por tobas e ignimbritas densamente soldadas, vitrófiros fluidales, depósitos de caída de ceniza y depósitos basales de oleadas piroclásticas. Intercaladas en la secuencia aparecen areniscas tobáceas blancas, lahares, abanicos aluviales con estratificación entrecruzada y niveles de calizas. La secuencia fue ligeramente afectada por plegamiento de gran radio de curvatura. Hacia el este aparece el Complejo Bonilla (Cámbrico) que mediante un retrocorrimiento vergente el oeste se coloca sobre el Grupo Santa Elena. A su vez, esta unidad se sobrepone mediante corrimientos vergentes al oeste sobre la Formación Siete Colores. De tal manera los afloramientos de esta unidad se encuentran fuertemente condicionados por la estructura de las unidades más antiguas y por la deformación posterior.

Figura 2. Geología de la zona del Cerro Siete Colores y Cerro Los Colorados de acuerdo a observaciones propias. Los perfiles se representan como segmentos.


Depósitos volcanoclásticos y epiclásticos del área del Cerro Siete Colores

Durante las tareas de campo y el análisis de la información se reconocieron dos estadíos eruptivos y dos inter-eruptivos. La nomenclatura adoptada en la descripción de los eventos volcánicos es la de Branney y Kokelaar (2002).

Estadio Eruptivo 1. Corresponde al primer evento piroclástico de composición riolítico-dacítico del sistema volcánico del área del Cerro Siete Colores (Figuras 2 y 3B). Las rocas se depositaron sobre la Formación Puntilla de Uspallata y el Grupo Santa Elena, de acuerdo con los fragmentos de filitas y arenisca incluidos en las volcanitas.

También fueron reconocidos fragmentos de porfiritas básicas, lo cual demuestra la existencia de un volcanismo poco evolucionado anterior a la secuencias aflorantes en esta zona. El conjunto forma un amplio anticlinorium entre el Cerro Los Colorados y el faldeo occidental del Cordón Jarillal, desapareciendo en la zona del Cerro Siete Colores (Figura 2). De acuerdo a las observaciones en el campo se puede dividir en varias litofacies.

Litofacies 1 (Lf 1) Toba lapillítica vitrofírica masiva (vmLT). Son capas tabulares, continuas y resistentes (60 a 100 m de espesor) de perlitas rojas y marrones así como vitrófiros fluidales con fiamme bien desarrollados. Se ubican por debajo de los flujos piroclásticos pobremente soldados y son transitorias a la facies emLT (tobas lapillíticas eutaxíticas masivas). Lateralmente muestran variaciones de espesor (Figuras 3B y 4, perfiles 1 y 2). Presentan una

Figura 3. A) Distribución de los perfiles en el área estudiada. B) Organización esquemática de la facies y relación entre los estadíos eruptivos e inter-eruptivos . Se interpreta además la posición del evento volcánico básico intermedio reconocido en Rincón de los Vallecitos.


textura eutaxítica a porfirítica formada por fenocristales de plagioclasa, fiamme, vitroclastos y vidrio volcánico. La proporción de fenocristales es menor al 10%. Los fenocristales de plagioclasa se orientan según al flujo magmático. Los fiamme son alargados y continuos y forman el 90% de la roca.

Litofacies 2 (Lf 2) Toba lapillítica eutaxítica masiva (emLT). Integrada por ignimbritas de bajo grado de soldamiento de color gris azulado pálido a pardo. El espesor es constante y se pueden seguir por varios kilómetros. En algunos sectores muestran estratificación muy difusa (2-3 metros de espesor) que representan pausas entre diferentes pulsos volcánicos (Figuras 3B y 4D). Las rocas poseen textura eutaxíticas, compuesta por fenocristales, litoclastos, vitroclastos y pasta. Los fenocristales de plagioclasa son anhedrales, mientras que la biotita

Figura 4. Organización y relaciones entre los estadíos eruptivos 1 y 2 y la asociación de facies 1 y 2 en el perfil 2, área del Cerro Los Colorados. Estadío eruptivo 2: A) Litofacies 5, Toba lapillítica masiva reomórfica (rheomLT) o Toba lapillítica masiva tipo lava (lavamLT). B) Litofacies 6, Brecha lítica masiva (mlBr). Estadío eruptivo 1: C) Relación entre las facies emLT y xsLT indicativo de una fase cuasi estática en corrientes sostenidas. D) Litofacies 2, Toba lapillítica masiva eutaxítica (emLT). E) Litofacies 3 Brecha lítica masiva con estratificación difusa (dsmlBr). F) Litofacies 4, Toba lapillítica con estratificación entrecruzada (xsLT), depósitos de oleadas basales. G) Litofacies 4, Toba lapillítica con estratificación entrecruzada (xsLT), depósitos de caída de cenizas.


se halla alterada y reemplazada por cloritas y minerales finos. Los litoclastos son profusos y de varios tipos, siendo los más importantes fragmentos de andesita pertenecientes a las secuencias intermedias reconocidas por Strazzere y Gregori (2007) en la zona de Rincón de los Vallecitos (Figura 3B). Esta facies es transicional a las facies xsLT.

Litofacies 3 (Lf 3) Brecha lítica masiva con estratificación difusa (dsmlBr). Incluye depósitos brechosos rojizos y azulados de 5 a 10 m de espesor con desarrollo de estratificación difusa con afinamiento hacia el tope de las secuencias. La sección inferior se inicia con bloques de 30 cm a 1 m de diámetro de rocas porfíricas.

Transicionalmente pasa a brechas matriz soporte con fragmentos de 10 cm de diámetro de rocas porfíricas, terminando con ignimbritas de bajo grado de soldamiento (emLT). Los litoclastos son (95%) de andesitas y dacitas (Figura 4E). Este esquema de afinamiento es frecuente, generando planos de estratificación difusos de 1 m de espesor.

Los litoclastos pertenecen a las secuencias intermedias ya reconocidas por Strazzere y Gregori (2006) más al sur. La matriz presenta las mismas características que las explicadas para la litofacies 2.

Litofacies 4 (Lf 4) Toba lapillítica con estratificación entrecruzada (xsLT). Consiste en bancos de lapilli con desarrollo de estratificación entrecruzada y paralela de bajo ángulo. El grado de selección es variable de acuerdo al tamaño del grano y composición de los litoclastos. Los niveles con estratificación paralela integran secuencias de 10 cm de espesor de afinamiento hacia el tope, mientras que aquellos con estratificación entrecruzada son de 40 cm de espesor (Figuras 4F y G). Las secuencias tienen poco desarrollo vertical (< 2 m) y siempre se encuentran por debajo de la facies emLT. El tamaño de los litoclastos varía de 0,5 a 2 cm (Figura 4F).

Puede observarse una textura porfirítica fragmentada, integrada por fenocristales, vidrio volcánico y pasta. Los fenocristales de plagioclasa son anhedrales y presentan maclas difusas debido al calentamiento de los cristales. El feldespato potásico fue reemplazado por albita y sericita secundaria.

Estadio Eruptivo 2. Representa el último evento piroclástico reconocido en el área del Cerro Siete Colores y corresponde a rocas de composición riolítica (SiO2 siempre > 75%). En el Cerro Los Colorados, la base del sistema volcánico corresponde al estadío eruptivo 1, siendo la relación con el estadío eruptivo 2 de paraconcordancia (perfiles 1 y 2 en la Figura 3B). Sin embargo, al analizar la base del conjunto en la zona del Cerro Siete Colores se puede reconocer la existencia de una secuencia sedimentaria entre los estadios eruptivos 1 y 2 (Figura 2 y perfiles 3, 4 y 5 en la Figura 3B). Se han observado fragmentos angulares de ignimbritas y rocas volcánicas de1 estadio eruptivo 1 junto con rocas volcánicas básicas anteriormente descriptas (Strazzere y Gregori, 2007).

Litofacies 5 (Lf 5) Toba lapillítica reomórfica masiva (rheomLT) o toba lapillítica masiva tipo lava (lavamLT). Representada por ignimbritas masivas (Figuras 3B, 4A, 5 y 6) equivalentes a las ignimbritas de alto grado de Cas y Wright (1993) y Llambías (2003). Se caracterizan por la presencia de fragmentos de rocas ordovícicas, carboníferas y pórfidos pertenecientes a la facies emLT (4-5 cm de diámetro, aunque pueden llegar a 1 m).

La estructura es homogénea, sin estratificación. La textura eutaxítica tiene buen desarrollo (Figura 4A). El grado de soldadura varía desde intensamente soldado y deformado en los niveles inferiores a incipiente y entonces pasa transicionalmente a la facies emLT. Los feldespatos potásicos son abundantes y no están alterados, mientras que la plagioclasa es minoritaria.


Litofacies 6 (Lf 6) Brecha lítica masiva (mlBr). Corresponde a brechas líticas matriz sostén, situados por debajo y transicionalmente a la facies rheomLT. Los niveles son masivos, sin estructuras internas y poseen hasta un 70% de litoclastos de hasta 1 m de diámetro. La matriz está compuesta por una masa cristalina y pequeños fenocristales de feldespato K, plagioclasa y cuarzo (Figuras 3B y 4B). Microscópicamente, los litoclastos poseen una textura eutaxítica a porfirítica formada por fenocristales de feldespato, plagioclasa, cuarzo, abundante litoclastos, vitroclastos y pasta.

Estadio sEdimEntario 1. En la zona central y norte del área analizada, entre los estadíos eruptivos 1 y 2 se reconoce una importante secuencia de rocas sedimentarias que incluye 7 litofacies.

Litofacies I (Lfs I) Conglomerados polimícticos clasto sostén. Se caracteriza por niveles de conglomerados rojos pálidos con geometrías muy irregulares (Figura 5A) de 1 a 3 m de espesor con una relación clastos/matriz 90 a 10 (Figura 6B). Los fragmentos son areniscas, grauvacas, fanglomerados y calizas del Grupo Santa Elena, junto con metamorfitas de la Formación Bonilla. Los tamaños varían entre 40 y 70 cm, pero algunos llegan a 2 m (Figura 6D). El grado de maduración es bajo y la mayoría de los clastos son angulares. Siempre está representada por secuencias grano-decrecientes de base erosiva que pasan transicionalmente a las Lfs II. La matriz es una arenisca gruesa con un porcentaje alto de componentes volcánicos. Las paleocorrientes inferidas a partir de clastos imbricados y estratificación entrecruzada indican procedencia desde el NO y N del Cerro Siete Colores, mientras que en la zona de Cerro Colorado son del NO y SO.

Figura 5. Organización y relación entre los estadíos inter-eruptivos 1, eruptivo 2 y las asociaciones de facies en el perfil 4, área de Cerro Calcáreo. Intererupción 1: A) Litofacies I, Conglomerado polimíctico clasto sostén y Litofacies II, Conglomerado polimíctico matriz sostén. B) Litofacies VII, Calizas estratificadas y calizas oolíticas. C) Litofacies VII, Yeso y niveles pelíticos.


Litofacies II (Lfs II) Conglomerados polimícticos gruesos matriz sostén. Se trata de bancos tabulares conglomerádicos matriz sostén de 2 a 3 m de espesor de color marrón oscuro con relación de clastos/matriz 70/30. Forman secuencias de afinamiento ubicados transitoriamente sobre la Lfs I. Los fragmentos varían entre 10 y 40 cm de diámetro y son principalmente de fanglomerados y areniscas del Grupo Santa Elena. La matriz es una arenisca gruesa, pero también se observan limolitas oscuras (Figuras 5A y 6B y D).

Litofacies III (Lfs III) Conglomerados polimícticos finos clasto sostén. Caracterizada por bancos marrón rojizos, tabulares, de conglomerados finos, con estratificación plana, muchas veces algo difusa. Los clastos alcanzan los 7 cm de diámetro y son de areniscas. Forman secuencias de afinamiento hacia el tope, de formas lenticulares con bases erosivas que pasan transicionalmente a areniscas tobáceas (Figuras 5A y 6B y D).

Litofacies IV (Lfs IV) Areniscas tobáceas con estratificación entrecruzada y planar. Se trata de areniscas tobáceas finas, lenticulares, de 20-30 cm de espesor de colores gris pálido a blanquecinos con estratificación entrecruzada y paralela, con afinamiento hacia el tope. Presentan escasos fragmentos angulares de areniscas y grauvacas. En los niveles ricos en tobas, aparecen antidunas y estructuras de canales, características de oleadas basales de alta energía. Las estructuras laminares se interpretaron como depósitos de caída de ceniza, los de afinamiento al tope como canales fluviales, mientras que los de engrosamiento al tope como barras fluviales (Figura 6A).

Figura 6. Organización y relación entre los estadíos inter-eruptivos 1, eruptivo 2 y las asociaciones de facies en el perfil 5, área de Cerro Siete Colores. Intererupción 1: A) Litofacies IV, Areniscas tobáceas con estratificación planar y entrecruzada. B) Litofacies I y II, Conglomerados polimíctico clasto y matriz sostén y Litofacies III, Conglomerado polimíctico matriz sostén. C) Intererupción 1, Litofacies VI, niveles de calizas y calizas oolíticas. D) Litofacies I, Conglomerado polimíctico clasto sostén, Litofacies II Conglomerado polimíctico matriz sostén y Litofacies III, Conglomerado polimíctico clasto sostén fino. Mismas referencias que las figuras 4 y 5.


Litofacies V (Lfs V) Areniscas calcáreas tobáceas. Comprende niveles amarillentos de areniscas calcáreas con abundantes componentes volcánicos que desarrollan ondulitas ascendentes, estratificación entrecruzada y planar, hummocky y estratificación entrecruzada de muy bajo ángulo. Aparecen en grupos de 20 a 30 cm con perfiles de afinamiento hacia arriba. Se observan estructuras convolutas y replegamiento debido al escape de agua. Se reconocen grietas y oolitas en el tope de los estratos calcáreos. Aunque no se encentraron fósiles se observaron abundantes tubos rellenos por pelitas, posiblemente originados por vermes (Figura 7B).

Figura 7. Organización y relación entre el estadío eruptivo 2, el inter-eruptivo 2 y las asociaciones de facies en el perfil 6, área de Cerro Siete Colores. Intererupción 2: A) Litofacies VI, Niveles de calizas y calizas oolíticas, estructura convoluta y replegada. B) Litofacies V, Areniscas tobáceas calcáreas, tubos de vermes rellenos de arcillas. C y F) Litofacies VI, Niveles de calizas y calizas oolítica con estromatolitos LLH (tipo hemisferoides lateralmente vinculados). D y E) Polen monosacado y bisacado encontrado en la litofacies VII, niveles de pelita y yeso


Litofacies VI (Lfs VI) Calizas y calizas oolíticas. Representada por niveles de calizas finas laminadas oscuras de 10 a 30 cm de espesor que forman cuerpos lenticulares (Figura 6C). Las estructuras convolutas y replegadas son comunes (Figura 7A), así como grietas con barro y niveles de yeso que aparecen en distintos niveles de la columna y que pasan transicionalmente a la Lfs VII (Figura 5B). Los estromatolitos tipo LLH (cuerpos hemisféricos lateralmente vinculados, Logan et al., 1964) son abundantes y aparecen junto con chert y cenizas volcánicas (Figuras 7C y F). Este tipo de estromatolitos implican un crecimiento lateral continuo en ambientes de agua salada o hipersalina lateralmente extendidos de escasa profundidad.

Litofacies VII (Lfs VII) Niveles de yeso y pelitas. Corresponde a niveles finos de yeso asociado a calizas oolíticas (Figura 5C). La asociación indica niveles muy bajos de agua y exposición en un entorno lacustre hipersalino, posiblemente asociado con colmatación de la cuenca. Se reconocen palinomorfos no identificados, estromatolitos y restos carbonizados de plantas (Figuras 7D y E)

Estadio sEdimEntario 2. Los depósitos sedimentarios formados durante el estadio sedimentario 2 se encuentran en el extremo noroeste del mapa y cubren las rocas del estadio eruptivo 2 (Figuras 2, 3B y perfil en la Figura 7). Aunque los afloramientos son reducidos y aislados, ocupan casi la misma posición del estadio sedimentario 1, lo cual sugiere que las fallas y fracturas que posibilitaron la depositación de dicho estadío se reactivaron durante el estadio sedimentario 2.

Se halla integrada por litologías de grano fino, típicas de ambientes de baja energía e incluye las litofacies IV, V, VI, y VII y en menor proporción las litofacies I, II y III. Las descripciones son coincidentes con las del estadio sedimentario 1.

Asociación de facies

Los flujos piroclásticos correspondientes al estadio eruptivo 1 fueron generados principalmente a través de dos mecanismos diferentes de erupción.

Asociación de facies 1. Está compuesta por las litofacies 1 y 2 (vmLT, emLT) que aparecen en la sección inferior de los perfiles 1 y 2 (Figura 3B y perfil en la Figura 4). Su composición dacita-riolítica y la elevada cantidad de material vesiculado implica magmas viscosos con altas cantidades de volátiles disueltos. Su disposición irregular que cubre un paleorelieve, junto con la alta compactación de las rocas son características de depósitos generados por un pulso piroclástico (single-surge current, Branney y Kokelaar, 2002). Este pulso fue rico en partículas de tamaño ceniza y volátiles y de alta temperatura, lo que permite la compactación y la soldadura de las mismas. Otras características son las pequeñas cantidades de fenocristales y la abundancia de fiamme que componen el 90% de la roca. Los depósitos pueden estar relacionados con el colapso de una columna pliniana única cuyo centro de emisión estaba relativamente cercano de la zona analizada, ello debido a la alta variación de los espesores observados en el depósito. Un volcanismo con estas características fue establecido por Strazzere y Gregori (2005) y Strazzere et al. (2006) en la Quebrada de Santa Elena, ubicada a 5 km hacia el oeste.

Asociación de facies 2. Incluye las litofacies 2, 3 y 4 (emLT, dsmlBr y xsLT) y representa la sección intermedia de los perfiles 1 y 2 (Figura 3B). De acuerdo a su composición riolítica y la cantidad de fragmentos menores en las ignimbritas, se deduce que los flujos piroclásticos se derivaron de magmas fuertemente vesiculados. La facies dsmlBr que se ubica en la base se asigna a brechas co-ignimbríticas, mientras que hacia la parte superior pasan a flujos de bloques y ceniza (dsmlBr).


Ambos tipos son clásicos depósitos proximales cercanos a los centros volcánicos (Figura 4E). En el perfil 2 de la Figura 4 los depósitos de caída de ceniza pasan transicionalmente a depósitos de oleada basales (xsLT, Figura 4F, G), mientras que las ignimbritas de bajo grado de soldamiento (emLT, Figura 4D) pasan transicionalmente a ignimbritas de alto grado de soldamiento (Figura 4C). La correlación entre los perfiles 1 y 2 muestra que las brechas co-ignimbríticas y los flujos de ceniza pasan transicionalmente a ignimbritas de bajo y alto grado de soldamiento, indicativo que los probables centros volcánicos se encontraban en dirección sudeste (Figuras 3A, B).

Esta asociación de facies es debida al colapso de flujos lávicos de composición dacítica-riolítica ubicados en cercanías de centros volcánicos donde se desarrollaron voluminosas columnas plinianas. El gran espesor de estos depósitos, asociado con el esquema cíclico de facies, es indicativo de que las plumas volcánicas fueron sustentadas durante largos periodos con colapsos parciales (quasi-steady phase, sustained current, Branney y Kokelaar, 2002). Mecanismos similares ya fueron descritos por Strazzere et al. (2006) para el Grupo Choiyoi en la Quebrada del Telégrafo.

Los flujos piroclásticos asignados al estadio eruptivo 2 fueron agrupados en las siguientes asociaciones de facies.

Asociación de facies 3. Representada por las litofacies 2, 4, 5 y 6 (emLT, xsLT, rheomLT, mlBr). Corresponden a la sección superior de los perfiles 1 y 2 de la zona del Cerro Los Colorados (Figuras 3A, B). La composición es principalmente riolítica con grandes fenocristales de cuarzo y feldespato potásico. En todos los perfiles la sección inferior está representada por oleadas basales (xsLT) de hasta 2 m de espesor que pasan transicionalmente a ignimbritas del alto grado de soldamiento (rheomLT) que incluyen fragmentos de hasta 1 m de diámetro (Figura 4A). Este tipo de brechas, junto con las oleadas basales son típicas de las erupciones freatomagmáticas, donde el agua provoca importantes eventos explosivos. Esto ocurre cuando la columna magmática intercepta un nivel freático que provoca una abrupta fragmentación del magma (Figura 4B). La formación de ignimbritas de alto grado de soldamiento es el resultado del colapso de domos y lavas, siendo una característica la abundancia de grandes fenocristales y las texturas de desvitrificación debido a las altas temperaturas. Lo último es una consecuencia de la baja tasa de intercambio de temperatura con la atmósfera. Por último, aparece un espesor importante de ignimbritas de bajo grado de soldamiento (emLT, perfil en la Figura 7).

Los eventos sedimentarios correspondientes al primer estadío fueron agrupados en las siguientes 4 asociaciones de facies.

Asociación de facies 4. Incluye a las Lfs I, II y III, reconocidas en la base del perfil 5, en la sección inferior del perfil 4 y en varios niveles de perfil 3 (Figuras 3B, perfil en las Figuras 5 y 6). Representan abanicos aluviales proximales de zonas con fuerte pendiente. Se reconocieron dos tipos; los formados por corrientes mantiformes, con bases erosivas y secuencias de afinamiento al tope (Lfs I y III), y los generados por corrientes gravitacionales de alta densidad (Lfs II). Los últimos son masivos, escasamente estructurados y con segregaciones de clastos en ciclos de engrosamiento al tope (Figura 6D). Ambos tipos fueron modificados por la erosión de canales fluviales de alta energía representados por la Lfs III. Ellos aparecen en la parte superior de las superficies de los abanicos aluviales sugiriendo largos períodos de reelaboración entre los eventos deposicionales y el desarrollo de los sistemas fluviales entrelazados.

Asociación de facies 5. Se reconoció en la sección inferior del perfil 4 y en varios niveles de perfil 3 e incluye a las litofacies II y IV (Figura 3B, perfiles en las Figuras 5 y 6). Aparece


interestratificada con la asociación de facies 4 y representa depósitos de lahares producidos por flujos de barro con bloques volcánicos angulosos de hasta 2 m de diámetro. Se generaron en laderas de muy alta pendiente adyacentes a altos topográficos. Los bloques se hallan inmersos en lodos cohesivos con un contenido de ceniza volcánica elevada. Flujos piroclásticos y depósitos de caída de ceniza mal conservados se hallan intercalados en los lahares. Esta asociación de facies pasa transicionalmente a la asociación de facies 4.

Asociación de facies 6. Comprende las litofacies III, IV y V de las secciones inferiores y medias de los perfiles 4 y 5 y en varios niveles del perfil 3 (Figura 3B, perfil en las Figuras 5 y 6). Fueron interpretadas como corrientes de baja energía canalizadas con secuencias de afinamiento hacia arriba (Lfs III y IV) que pasan en transición a la asociación de facies 5. El material tobáceo y los fragmentos volcánicos parecen ser depósitos de caída de ceniza y oleadas asociadas a procesos hidromagmáticos preservados en la secuencia. Esta asociación de facies se interpreta como sistemas fluviales de baja energía desarrollados en superficies de muy escasa pendiente, contemporáneas con un volcanismo menguante.

Asociación de facies 7. Se halla integrada por las litofacies VI y VII, reconocidas en la sección media y superior de los perfiles 4 y 5 y en varios niveles del perfil 3 (Figura 3B, perfiles en las Figuras 5 y 6). Representan ambientes lacustres que incluyen fangos negros, ricos en materia orgánica, así como calizas blanquecinas, grises y oscuras. Los estromatolitos y los restos de polen (monosacado y bisacado, esporas de hongos) indican la presencia de una flora de ambiente continental y lagunar de escasa profundidad. Ello se halla corroborado por la presencia de restos de Botryococcus sp,. un alga de agua salobre (Figuras 7D y E). Este conjunto es comparable con el polen monosacado y bisacado hallado por Zavatieri (2005) en la cuenca triásica de Cacheuta, pero debido a la mala calidad de nuestro material no se puede realizar una determinación concluyente de los géneros.

Eventos sedimentarios correspondientes al segundo estadío. Aparecen por arriba del estadio eruptivo 2 y comprende las asociaciones de facies VI y VII reconocidas en los sectores medios y superiores del perfil 6 (Figura 3B y perfil en la Figura 7). El pasaje entre ambas asociaciones es transicional y son típicas de ambientes sedimentarios de baja energía.

Discusión

Los mayores volúmenes de ignimbritas, registrados en diversas localidades del mundo, han sido asociados a calderas volcánicas. Entre los ejemplos se cuentan la zona volcánica de Taupo, la zona volcánica de Coromandel, la caldera Long Valley, el Complejo Caldera Platoro y varias unidades en la Puna.

Este tipo de estructuras generalmente tienen más de 10 km de diámetro y sus depósitos superan los 1.000 metros de espesor (Cole et al., 2005). Se encuentran preferentemente en zonas extensionales ubicadas en márgenes convergentes y poseen un volcanismo cuyos productos finales generalmente tienen signatura de intraplaca, siendo la resurgencia de domos una característica común.

En los modelos clásicos se acepta que debido al continuo ascenso de magma relativamente viscoso, las cámaras se vuelven inestables y colapsan, con la consecuente emisión de material altamente fragmentado, los cuales luego producen volúmenes significativos de ignimbritas.

Este proceso suele generar depresiones en las cercanías del centro emisor que son ocupadas por material volcánico retrabajado y sedimento, los que se hacen preponderantes durante los estadíos inter-eruptivos (moat deposits).


En nuestro caso, el estadio eruptivo 1 constituye la sección inferior del evento volcánico estudiado y representa el mayor volumen de rocas volcanoclásticas de todo el conjunto (Figura 8). La presencia de fragmentos de rocas volcánicas básicas incluidos en la mayoría de las ignimbritas es evidencia de la existencia de derrame de lavas andesíticas previas el desarrollo de este estadío (Figura 8A), como fuera reconocido en Rincón de los Vallecitos, ubicado 20 km suroeste, por Strazzere y Gregori (2007).

Figura 8. Diagrama esquemático representativo de la evolución de área del Cerro Siete Colores (no a escala). A) Estadío previo compuesto por lavas y flujos de bloques y cenizas de composición intermedia expuesto en el área de Rincón de los Vallecitos. Las rocas pre Grupo Choiyoi son areniscas marinas carboníferas y conglomerados de la Formación Rio Blanco. B) Primer estadío eruptivo. La cámara magmática está muy activa y relativamente poco afectada por fallamiento. C) Primer estadío inter-eruptivo, con relativa inactividad en la cámara magmática. Colapso del techo de la cámara causado por desalojo de la misma y generación de pequeños depocentros. D) Nuevo período de volcanismo (estadío eruptivo 2). Coetáneamente subsidencia de los depocentros. Pulso volcánico arealmente mas limitado. Desarrollo del sistema inter-eruptivo 2.


El gran volumen de rocas y gases emitidos durante este primer estadío (Figura 8B) posiblemente generó subsidencia de los terrenos ubicados en cercanías del centro emisor, con la generación de depresiones que fueron llenadas paulatinamente. La configuración de estas depresiones se encuentra condicionada por la estructura de las unidades previas. Estas depresiones siguen direcciones aproximadas N-S que son notablemente coincidentes con los ejes de plegamiento y fallas de las unidades anteriores.

Hay evidencias de una importante reducción de la actividad volcánica de este primer estadio eruptivo, lo cual dio paso al estadio sedimentario 1, representado por abanicos aluviales, lahares, sistemas fluviales de alta y baja energía y sistemas lacustres (Figura 8C).

Es posible que la subsidencia continua de las depresiones arriba citadas, con la consecuente disminución del tamaño de las cámaras y conductos magmáticos, así como la inyección de nuevos pulsos de magma, hayan producido un incremento de la actividad volcánica, generándose el estadio eruptivo 2 (Figura 8D).

Nuevamente la migración y el ascenso de magma en la cámara producido durante el estadío volcánico 2 generaron inestabilidad gravitacional que posiblemente colapsó parte de su techo, posibilitando una subsidencia relativamente rápida de los depocentros ocupados por las rocas del estadio sedimentario 1.

Ello llevó al desarrollo de nuevos sistemas fluviales y lacustres. El diseño de estos nuevos depocentros indica que se trata de estructuras de menor envergadura, se hallan desplazadas en dirección norte y poseen menor espesor que las correspondientes al ciclo sedimentario 1 (Figura 8D).

Los depósitos relacionados a los estadíos volcánicos 1 y 2 representan porciones distales de edificios volcánicos de composición mayoritariamente riolítica, que incluyen domos de la misma composición situados 5 km al suroeste, en los márgenes del río Mendoza.

Determinaciones U-Pb en circones de estas rocas (Strazzere, 2009), que son correlacionables con el estadío volcánico 1, indican una edad de 273 ± 1.3 Ma, lo cual incluye al evento inter-eruptivo 1 en el Pérmico inferior alto y por lo tanto dentro del Grupo Choiyoi.

Una característica importante de las asociaciones de facies analizadas, tanto las volcánicas como las sedimentarias, son los notables cambios de espesores de las capas individuales. Ello hace presumir la existencia de considerables cambios topográficos en distancias relativamente pequeñas.

El conjunto de evidencias apunta a un estadío generalizado de fallamiento y colapso de bloques que en general tiene un rumbo norte-sur, aunque también se han observado direcciones noreste-sudoeste.

Las unidades carboníferas fueron además afectadas por un fallamiento de desplazamiento de rumbo previo a la depositación del Grupo Choiyoi. Este conjunto tiene rumbo NO-SE y es de tipo siniestral. El mismo podría haber colaborado en el desarrollo de una estructura de bloques subsidentes, lo cual explicaría en parte el notable cambio de facies y de espesores.

El material volcánico que formó áreas elevadas estuvo disponible durante un período de tiempo relativamente largo a la erosión, dando origen a secuencias sedimentarias-volcaniclásticas, resultando en el desarrollo de depósitos en parte coetáneos con el volcanismo. Este proceso de sedimentación, en principio relativamente ineficiente en la selección del material, alcanzó madurez con el desarrollo de sistemas lacustres, cuando el evento volcánico prácticamente se desvaneció.


Conclusiones

De acuerdo a las correlaciones litoestratigráficas realizadas la Formación Siete Colores, ubicada en el área homónima en la Precordillera de Mendoza, forma parte del Grupo Choiyoi, siendo su edad establecida en base a correlaciones con unidades datadas en la cercanía. La unidad se halla integrada por dos eventos eruptivos y dos eventos inter-eruptivos. Los primeros generaron depósitos producidos por pulsos piroclásticos unitarios a los que les siguieron plumas volcánicas sustentadas durante largos periodos con colapsos parciales. Los estadíos inter-eruptivos están representados por abanicos aluviales proximales, lahares, sistemas fluviales y sistemas lacustres.

Este conjunto indica una disminución considerable del volcanismo, así como un estadío generalizado de subsidencia en el área estudiada durante el Pérmico inferior alto.

Agradecimientos

Los autores desean agradecer en primer lugar a la Dra. Vallecillo, de la Universidad Nacional de San Juan, por la lectura y los comentarios realizados en el trabajo. Sus sugerencias, así como las del Editor han permitido mejorar considerablemente el trabajo.

Un agradecimiento muy especial a las autoridades del 1º Simposio Petrología Ígnea y Metalogénesis Asociada realizado en la ciudad de San Miguel de Tucumán por la invitación a contribuir y participar de dicho simposio. Así mismo nuestra gratitud a las autoridades del Instituto Superior de Correlación Geológica de la Universidad Nacional de Tucumán.

Bibliografía

Branney, M.J. y Kokelaar, P. 2002. Pyroclastic density currents and the sedimentation of ignimbrites. Geological Society of London, Memoria 27, London, 143 pp.

Caminos, R. 1979. Cordillera Frontal. En: Turner, J.C.M. (Ed.), Segundo Simposio de Geología Argentina, Academia Nacional de Ciencias 1: 397-453, Córdoba.

Cas, R.A.F. y Wright, J.V. 1993. Volcanic successions, modern and ancient. Chapman and Hall, London, 528 pp.Coira B. y Koukharsky, M. 1976. Efusividad tardío hercínica en el borde oriental de la Cordillera Frontal, zona

Arroyo del Tigre, provincia de Mendoza, República Argentina. I° Congreso Geológico Chileno, Santiago, Actas II (F): 105-124.

Cole, J.W., Milner, D.M. y Spinks, K.D. 2005. Calderas and caldera structures: a review. Earth Science Reviews, 69: 1-26.Cortés, J.M. 1985. Vulcanitas y sedimentitas lacustres en la base del Grupo Choiyoi al sur de Estancia Tambillos,

Mendoza, Argentina. IV Congreso Geológico Chileno, Antofagasta, Actas I: 89-108.Cortés, J.M., González Bonorino, G., Koukharsky, M.M.L., Pereyra, F. y Brodtkorb, M. 1997. Memoria de la

Hoja Geológica 3369-09, Uspallata, provincia de Mendoza, Argentina. Subsecretaría de Minería de la Nación. SEGEMAR, Buenos Aires, 116 pp.

Cucchi, R.J. 1971. Edades radimétricas y correlación de las metamorfitas de la Precordillera San Juan-Mendoza, República Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 26: 503-515.

Davis, J.S., Roeske, S.M., McClelland, W.C., y Snee, L.W. 1999. Closing the ocean between the Precordillera terrane and Chilenia: Early Devonian ophiolite emplacement and deformation in the SW Precordillera. En: Ramos, V.A. y Keppie, J.D. (Eds.), Laurentia-Gondwana connections before Pangea. Special Paper 336. Geological Society of America, Boulder, Colorado, 115-138.

Harrington, H.J. 1941. Investigaciones geológicas en las Sierras de Villavicencio y Mal País, provincia de Mendoza. Dirección Nacional de Geología y Minería, Boletín 49: 1-54, Buenos Aires.

Llambías, E.J. 1999. Las rocas ígneas Gondwánicas. 1. El magmatismo Gondwánico durante el Paleozoico superior-Triásico. En: Caminos, R. (Ed.), Geología Argentina. Instituto de Geología y Recursos Minerales, Anales 29 (14): 349-376. Buenos Aires.

Llambías, E.J. 2003. Geología de los cuerpos ígneos. AGA-INSUGEO, Buenos Aires, 182 pp.Logan, B.W., Rezak, R., y Ginsburg, R.N. 1964, Classification and environmental significance of algal stromatolites.


Journal of Geology, 72: 68–83.Keidel, J. 1939. Las estructuras de corrimientos paleozoicos de la Sierra de Uspallata (provincia de Mendoza). II

Reunión de Ciencias Naturales, Physis XIV (46): 3-96. Buenos Aires.Morel, E.M. y Artabe, A. 1993. Floras Mesozoicas. 12º Congreso Geológico Argentino, Mendoza, Relatorio 2: 317-324.Rodríguez, E.J. 1967. Contribución al conocimiento del Carbónico del extremo sudoccidental de la Precordillera. II

Jornadas Geológicas Argentinas, Salta, Actas 3: 303-331.Rocha Campos, A.A., Amaral, G. y Aparicio, E.P. 1971. Algunas edades K-Ar de la “Serie Porfirítica” en la

Precordillera y Cordillera Frontal de Mendoza, República Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 26: 343-410.

Strazzere, L. 2009. [Evolución del Gr. Choiyoi en Precordillera y Cordillera Frontal. Tesis doctoral inédita. Biblioteca Central de la Universidad Nacional del Sur. Bahía Blanca. Inédito].

Strazzere, L. y Gregori, D. 2005. Interpretación de la sucesión volcaniclástica del Grupo Choiyoi en la Quebrada de Santa Elena, Precordillera de Mendoza, Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 60: 486-494.

Strazzere, L., Gregori, D. y Dristas, J. 2006. Genetic evolution of Permo-Triassic volcaniclastic sequences at Uspallata, Mendoza Precordillera, Argentina. Gondwana Research, 9: 485-499.

Strazzere, L. y Gregori, D. 2007. [The Río Blanco Conglomerado and its relationship with the the basaltic-andesitic section of the Choiyoi Group at Rincón de los Vallecitos, Cordillera Frontal de Mendoza, Argentina. Inédito].

Varela, R. 1973. Estudio geotectónico del extremo sudoeste de la Precordillera de Mendoza, República Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 28: 241-267.

Yrigoyen, M.R. 1976. Observaciones geológicas alrededor del Aconcagua. I Congreso Geológico Chileno, Santiago, Actas 1: 168-190.

Zavatieri, A.M. 2005. Estudio microflorístico de las Formaciones Potrerillos y Cacheuta (Triásico) en el sur del cerro Cacheuta, Mendoza, Argentina. Ameghiniana, 42: 513-534.


51MARO y CAFFE

1) CONICET, Instituto de Geología y Minería, Universidad Nacional de Jujuy. E-mail: [email protected]

Volcanismo máfico terciario de la Puna jujeña, los Cerros Negros de JamaGuadalupe MARO1 y Pablo J. CAFFE1

Resumen: Los Cerros Negros de Jama (23°29’ S – 66°56’ O) forman parte de un conjunto de centros eruptivos representativos del volcanismo más máfico que aconteció durante el Cenozoico en la Puna septentrional. Consisten en conos de escoria y coladas de lava edificados por erupciones explosivas estrombolianas concomitantes con erupciones efusivas. La textura afírica a microporfírica esqueletal de estas rocas, junto a una asociación mineral dominada por microfenocristales de olivina y/u ortopiroxeno, sugieren etapas cortas o inexistentes de almacenamiento en cámaras magmáticas supracorticales, así como una temperatura de los magmas superior a los 1000 °C y condiciones próximas a las de saturación en agua. La usual aparición de xenocristales de cuarzo magmático con diferentes texturas de reacción sugiere asimilación de magmas/rocas ígneas ácidos en condiciones termobáricas dispares. Un ascenso rápido y turbulento, más el sobrecalentamiento de los magmas habrían sido claves en el proceso de contaminación de los mismos en curso a la superficie. Las rocas volcánicas de Jama tienen composición andesítica basáltica a andesítica/traquiandesítica y pertenecen a la serie calcoalcalina con alto K. Sus características geoquímicas son típicas de ambientes de arco continental, con empobrecimiento en Nb, Ta y P y relaciones La/Ta > 30 y Ba/Nb > 25.En diagramas de variación de elementos mayores y trazas se distinguen dos grupos de rocas con diferentes patrones evolutivos. Las concentraciones variables de algunos componentes para grados evolutivos intermedios, sugiere niveles de incompatibilidad disímiles de esos elementos por diferenciación de los magmas a distintas profundidades desde uno o dos precursores primarios.

Abstract: TerTiary mafic volcanism of The JuJuy Puna, The cerros negros de Jama. The Cerros Negros de Jama (23°29’ S – 66°56’ W) monogenetic volcanoes belong to a group of eruptive centers that are representative of the most mafic magmatism in the northern Puna during the Cenozoic. They comprise scoria cones and associated lava flows erupted during coeval strombolian and effusive volcanic activity.Aphyric to microporphyritic skeletal textures and microphenocryst assemblages dominated by olivine and/or orthopyroxene suggest inexistent or short residence times in supracrustal magma chambers, as well as magma temperatures higher than 1000º C and near to water saturation conditions. The frequent occurrence of magmatic quartz xenocrysts with different degrees of reaction suggests assimilation of silicic magmas/igneous rocks under variable P-T conditions. A combination of large ascent rates and strong turbulence, together with an overheating of the magmas would have been crucial for this in-route contamination process.The Jama volcanic rocks are basaltic andesites and andesites to trachyandesites which belong to the high-K calcalkaline series. The observed geochemical signature is typical of continental arc magmas, showing negative anomalies of Nb, Ta and P, La/Ta > 30 and Ba/Nb > 25. Two main groups of rocks with different evolution patterns can be distinguished from major and trace element diagrams. Different concentrations of some elements at intermediate degrees of evolution point to variable degrees of incompatibility for them, which in turn may have been caused by magma evolution at different depths from the same or different primary magmas.

Palabras clave: Volcansimo máfico. Puna septentrional. Andes Centrales. Andesitas basálticas. Andesitas.

Key words: Mafic volcanism. Northern Puna. Central Andes. Basaltic andesites. Andesites.


VOlCAnisMO MáFiCO dE PunA sEPtEntRiOnAl52

Figura 1. Mapa de ubicación de los centros volcánicos máficos de la Puna septentrional. El cuadrado rayado con líneas oblicuas indica la zona objeto de este estudio.

Introducción

El volcanismo máfico Cenozoico de la altiplanicie de los Andes Centrales ha abarcado desde el Oligoceno hasta el Cuaternario (Coira et al., 1993). A pesar de estar distribuido ampliamente, tanto geográfica (Figura 1) como cronológicamente (e.g., Kay et al., 1999; Risse et al., 2008), sus volúmenes son escasos en comparación con sus contrapartes más silíceas. Los Cerros Negros de Jama son centros volcánicos monogenéticos que representan una de las ocurrencias de este tipo de volcanismo en la región de Puna septentrional.

Existen variados estudios petrológicos y geoquímicos de este tipo de actividad en la Puna austral debido a la mayor concentración de centros máficos en ese sector (e.g., Knox et al., 1989; Kay et al., 1994; Guzmán et al., 2006; Risse et al., 2008; Drew et al., 2009). En cambio, la investigación de su rol en la Puna septentrional es aún incipiente (Krallmann, 1994; Cabrera y Caffe, 2009). El profuso magmatismo neógeno en esta región de los Andes Centrales generó productos de composición predominantemente silícica y no se han encontrado hasta el momento rocas verdaderamente basálticas. Sin embargo, la pobre cristalización y el carácter geoquímico casi primitivo de las lavas andesítico basálticas y andesíticas presentes las hace buenas indicadoras de los procesos subcorticales en un ambiente tectónico convergente caracterizado por el gran espesor de la corteza continental (~ 77 km en la Puna septentrional, según Prezzi y Gotze, 2009). Cabe destacar que los magmas derivados del manto son considerados esenciales en la génesis del volcanismo ácido de la Puna (e.g., Caffe et al., 2002; Kay et al., 2010; Guzmán et al., 2011), especialmente el eruptado desde sistemas de calderas de gran volumen. Dichos magmas de composición dacítica tienen características químicas e isotópicas híbridas, que sugieren la participación directa de una proporción variable (70 - 30 %) de magmas derivados del manto en su génesis. Así, la definición del miembro final mantélico, cuyo mejor representante son los productos del volcanismo más máfico, es esencial para definir la variabilidad composicional del magmatismo dacítico. Asimismo, su

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estudio es fundamental para caracterizar procesos a nivel del orógeno como, por ejemplo, el rol del reciclado cortical versus el de la acreción magmática desde el manto, estimación del flujo térmico y estado reológico de la corteza, o incluso el control del magmatismo sobre la formación de yacimientos minerales.

En esta contribución se presentan nuevos datos geológicos, petrográficos y geoquímicos de roca total del volcanismo máfico asociado a los Cerros Negros de Jama, Provincia de Jujuy. Se presenta un modelo de facies sencillo y la interpretación de los mecanismos eruptivos principales, así como una caracterización preliminar de su petrología y procesos evolutivos más importantes.

Encuadre temporal y geodinámico del volcanismo máfico de la Puna

El plateau Altiplano-Puna en los Andes Centrales se localiza entre las latitudes 27°S y 14°S y, por su elevación promedio de 3700 m, se encuentra entre los más altos del mundo. La región de Puna septentrional-Altiplano coincide espacialmente con la existencia de una litósfera delgada, un alto flujo térmico superficial y un profuso magmatismo neógeno (Prezzi y Gotze, 2009). Respecto a este último fenómeno, Coira et al. (1993) dividieron la historia de la actividad magmática cenozoica de la Puna en cuatro fases, de acuerdo a la presencia de diferentes asociaciones volcánicas. Éstas estarían comprendidas entre los intervalos Oligoceno tardío – Mioceno temprano, Mioceno medio – Mioceno tardío, Mioceno tardío – Plioceno y Plioceno – Reciente, coincidentes con la culminación de los pulsos principales de deformación de la orogenia Andina. La primera fase consistió en un período en el cual el magmatismo fue escaso a nulo, mientras que la segunda se habría iniciado con la generación de pequeños complejos dómicos volcánicos y stocks dacíticos (Caffe et al., 2002). Durante la tercera etapa ocurrió un intenso volcanismo explosivo que habría producido el elevado volumen de ignimbritas, principalmente en la Puna septentrional. Finalmente, durante la última fase, la actividad migró hacia el oeste hasta concentrarse en la zona del actual arco volcánico. Los diferentes comportamientos del magmatismo de esta región han sido interpretados como la consecuencia de variaciones en el espesor de la corteza y manto litosférico debido a cambios en el ángulo de subducción de la placa de Nazca, correspondiendo la primera y segunda fase a una etapa de subducción subhorizontal y la tercera y cuarta fase, al progresivo aumento de la inclinación de la placa subductada (Coira et al., 1993).

Es esencialmente durante el tercer y cuarto período cuando se formaron los conos de escorias y lavas basálticas a andesíticas. Según sus características geoquímicas, estos centros han sido asignados a tres grupos: OIB, calcoalcalino alto en K y shoshonítico (Kay et al., 1994). La presencia del grupo OIB, combinada con la disminución del espesor de la litósfera en Puna austral, han sido consideradas evidencias de un proceso de delaminación litosférica pliocena-reciente (Kay et al., 1994). En la Puna septentrional, en cambio, no se han reportado rocas con composiciones OIB, sólo andesitas basálticas y andesitas calcoalcalinas ricas en K y algunas con tendencias shoshoníticas (Kay et al., 1994; Krallman, 1994; Cabrera y Caffe, 2009; Presta, 2011; nuestros propios datos inéditos).

Por otra parte, si bien en Puna austral se encuentran centros volcánicos máficos cuaternarios (Aquater, 1980; Guzmán et al., 2006; Risse et al., 2008), los volcanes monogenéticos conocidos hasta el momento en la Puna septentrional (Figura 1) tienen edades relativas o absolutas que sugieren actividad durante el Mioceno tardío hasta el Plioceno temprano (Krallman, 1994; Coira et al., 1996; Presta, 2011).


Geología de los Cerros Negros de Jama

Los Cerros Negros de Jama (Figura 2) consisten en al menos cinco manifestaciones que se localizan inmediatamente al este de la Ruta Nacional N° 52 que comunica a la Ruta Nacional N° 9 con el Paso de Jama, aproximadamente a la altura de la Laguna Ana y del Cerro Bayo de Archibarca. Mientras cuatro de estos centros consisten en conos de escorias y campo de lavas asociado, uno corresponde a coladas de lavas sin edificio volcánico reconocido. Estratigráficamente, se encuentran en discordancia sobre sedimentitas ordovícicas clásticas de origen marino (Formación Acoite; Turner, 1964) o suprayaciendo a lavas dacíticas correlacionables composicionalmente con las del volcán Cerro Bayo de Archibarca (7,2 Ma; Coira et al., 1993), distante unos cientos de metros al oeste. Sus productos están cubiertos sólo parcialmente por depósitos inconsolidados, mayormente dunas eólicas actuales que cubren las planicies circundantes.

Una característica relevante de estos centros es su alineación en la dirección submeridional, coincidiendo con fallas inversas que son subparalelas a las que han producido el ascenso principal del basamento ordovícico.

Conos de esCoria. Los conos de escoria (Figura 3A) de esta región tienen entre 100 y 150 m de altura y diámetros basales de entre 450 y 800 m, siendo en su mayoría de morfologías subcirculares, a excepción de uno que presenta una forma elíptica elongada en dirección noroeste (C3 en Figura 2). En general, se encuentran bien preservados y cubiertos por un talud regolítico (el superficial apron de Vespermann y Schmincke, 2000) de material removilizado derivado de su erosión. Por ello no se encuentran secciones que permitan la observación completa de las facies de sus sectores internos y aún de las paredes externas.

Los principales productos piroclásticos consisten en lapillitas brechosas de color rojizo (Figura 3C), conformadas por bombas de hasta aproximadamente 1 metro y variada morfología (fusiformes a globosas; Figura 3D) inmersas en un material poco soldado tamaño lapilli grueso. Esta facies predomina en los taludes de los conos. En forma subordinada, se observan algunos niveles homogéneos de granulometría fina que alcanza el tamaño ceniza media, así como también facies de lapillitas brechosas con aglutinación moderada (Figura 3E), integrada por una acumulación fundamentalmente de bombas masivas o vesiculadas que presentan diferentes grados de aplanamiento (hasta una relación espesor: longitud de 1:5).

Un rasgo típico, tanto del material piroclástico como de las lavas, es la presencia de xenolitos volcánicos y sedimentarios. Los primeros muestran una composición dacítica y su aparición se restringe a los centros occidentales alineados, de manera tal que probablemente provengan de lavas asociadas al Cerro Bayo de Archibarca que constituyen el sustrato de los centros máficos. Los xenolitos sedimentarios corresponden a areniscas cuarzosas y están presentes en todos los centros eruptivos estudiados.

Lavas. Los conos suelen estar intruidos por diques de lavas de color gris oscuro, generalmente de menos de 1 metro de espesor y caracterizadas por una intensa foliación que suele desarrollar plegamientos por flujo. El contacto entre estos diques y el material lapillítico de la pared del cono es una roca de aspecto heterogéneo y de alta dureza constituida por fragmentos muy deformados de color rojizo y vesiculados contenidos en una matriz coherente, gris oscura y de textura afírica, semejante a la lava.

Además, se encuentran salidas de lava en las paredes de los edificios volcánicos que tienen un escaso desarrollo longitudinal (< 100 m). Éstas presentan también una foliación intensa,

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Figura 2. Mapa geológico de la región de los Cerros Negros de Jama, Puna septentrional.


Figura 3. Fotografías de campo de la región de los Cerros Negros de Jama. (A) Cono oriental y colada de lava asociada que se extiende al norte. (B) Margen este de una de las lavas que enseña pliegues de flujo semejantes a los pliegues tectónicos tipo vaina o sheath folds. (C) Lapillitas brechosas de color rojizo en el talud de los conos. (D) Bombas globosas. (E) Apilamiento de bombas con diferente grado de aplastamiento. (F) Montículo piroclástico localizado en la superficie de la colada norte proveniente del cono occidental más septentrional.

en ocasiones con plegamientos por flujo, aunque pueden poseer sectores masivos o con alta vesicularidad. Es común la ocurrencia de xenolitos dacíticos, algunos de los cuales superan el tamaño bloque (> 50 cm de diámetro). En ocasiones se observan fragmentos escoriáceos y bombas incorporados a la lava al brechar ésta las paredes del cono durante su salida.

Las coladas lávicas asociadas a dos de los conos (C2 y C3 en Figura 2) que se extienden principalmente hacia el noreste fueron extruidas desde la base de los volcanes y habrían sido alimentadas por diques localizados por debajo de los mismos.

El cono de escorias occidental ubicado más al norte (C2 en Figura 2) presenta dos

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coladas superpuestas que se extienden hacia el noreste. Ambas están vesiculadas, pero se diferencian entre sí por la composición mineralógica. Mientras que el flujo inferior, de 3 km de longitud, 900 m de ancho y un espesor expuesto no mayor a los 2 m, consiste en una roca con fenocristales de piroxeno, la colada superior, emplazada sobre el sector oriental de esta última, presenta una asociación mineral dominantemente olivínica y se destaca por su menor extensión (1,2 km). Esta última exhibe un mayor espesor (hasta 4 m) y buza suavemente hacia el ONO. Su margen occidental se observa recto y el lineamiento que define parece corresponder a una estructura de rumbo N-S que se extiende atravesando los conos (Figura 2). Por el contrario, el margen oriental es abrupto, prácticamente vertical, y presenta una foliación intensa dominantemente subhorizontal que, ocasionalmente, desarrolla pliegues de flujo (Figura 3B) semejantes a los pliegues tectónicos tipo vaina o sheath folds que suelen observarse en reoignimbritas y otras lavas (e.g., Branney et al., 2004; Cabrera y Caffe, 2009).

El cono oriental (C3 en Figura 2), por su parte, posee asociados al menos cuatro flujos de lava de diferente longitud. Uno se extiende 2,5 km hacia el noroeste y alrededor de la misma distancia hacia el sudeste y consiste en una lava masiva. Al occidente de este flujo, desarrolladas sobre el mismo y localizadas próximas al cono, se encuentran otras dos coladas superpuestas. La colada inferior presenta 1,35 km de longitud, siendo la más extensa. Consiste en una lava vesiculada cuyo espesor expuesto es variable y no supera los 1,5 metros. La lava suprayacente es masiva y su longitud es de 700 metros, aproximadamente. El cuarto flujo posee 80 m de desarrollo hacia el sur. Alrededor de este centro aparecen abundantes salidas de lava cuyo desarrollo se restringe al pie del edificio volcánico. Todas las lavas son mineralógicamente equivalentes (olivínicas) y la diferencia entre ellas es fundamentalmente textural (ver más abajo).

Por otro lado, el Cerro El Chileno, localizado aproximadamente 3 km hacia el ONO del cono C3 (Figura 2), está conformado por al menos dos coladas de lavas máficas que se extienden en la dirección sudeste. Ambos flujos tienen cerca de 2 km de longitud y no poseen centro/s volcánico/s asociado/s. Sin embargo, ha podido identificarse la presencia de pequeños montículos piroclásticos de alrededor de 2 x 1 m de dimensión en planta en el tope de la colada ubicada al este, que sugieren la existencia de erupciones piroclásticas previas o coetáneas a la colada (ver discusión).

Finalmente, a 3,15 km al norte del Cerro El Chileno se encuentra una pequeña colada lávica de morfología subcircular en planta (230 m x 220 m) que podría estar relacionada a un probable cono de escoria ubicado aproximadamente 2 km más al norte, desarrollado sobre el cordón de rocas ordovícicas. Esta lava (J10-40, Figura 2) aparece desmembrada y se caracteriza por su color negro intenso y aspecto masivo.

MontíCuLos piroCLástiCos. En el margen oeste de la colada más occidental (Figura 3F) se encuentra un montículo muy semejante a los conos de escoria conformado casi enteramente por la facies de lapillitas brechosas. Esta estructura tiene dimensiones aproximadas de 20 m x 30 m en planta y exhibe una estratificación grosera inclinada únicamente hacia el noroeste. Las lapillitas brechosas son intruidas por un dique subvertical con intensa foliación y menos de 1 metro de espesor, alimentado directamente por la lava subyacente, según surge de su continuidad en el campo y semejanza litológica. Este dique se interpreta como una estructura tipo squeeze-up (e.g., Sumner, 1998). Las características generales del montículo, a saber: ausencia de cráter, dirección única de inclinación de la estratificación, ubicación respecto de la lava, presencia de estructuras tipo squeeze-up, permiten interpretarlo como un raft, es decir, una porción de la pared externa probablemente del cono C2 (Figura 2), que habría sido arrancada del mismo por la salida de los flujos de lava y transportadas por éstas por


flotación debido a su menor densidad. También se hallan rafts más pequeños, que consisten en depósitos de escoria muy desmembrados, probablemente derivados de porciones aún más pequeñas del cono. La estructura de squeeze-up interpretada habría sido generada por esfuerzos compresivos causados por el peso del raft transportado sobre la lava (Valentine et al., 2006). Este proceso por un lado provoca la fracturación de la superficie de la colada a partir de la disminución de la velocidad del flujo, y por otro el desplazamiento de magma desde el interior de la colada hasta intruir el mismo raft.

Características petrográficas de las rocas máficas de Jama

Las lavas y diques poseen texturas microporfíricas con < 10% de fenocristales. Estos últimos consisten principalmente en olivina (< 0,5 mm), aunque también se encuentran rocas constituidas por fenocristales exclusivamente de ortopiroxeno (< 0,5 mm) y por ambos minerales, en este caso con una relación modal promedio ol:opx 70:30. Los microfenocristales de olivina aparecen generalmente frescos, pero a veces están parcial a completamente iddingsitizados. Se caracterizan por mostrar una gran variedad de morfologías esqueléticas (Figura 4A), mucho más marcadas en los diques y en las bombas en relación a las coladas. Por otro lado, la mayoría de los cristales de olivina poseen abundantes inclusiones de minerales opacos. Los microfenocristales de ortopiroxeno también lucen frescos y con textura esquelética (Figura 4B).

Las pastas tienen dominantemente textura pilotáxica y los microlitos de plagioclasa son esqueléticos, usualmente con formas tipo hopper (Vernon, 2004). En ocasiones, se observan vesículas que pueden encontrarse parcial o totalmente rellenas por carbonatos, hematita, zeolitas y/o tridimita. Un rasgo que se destaca en los diques pero que se observa en casi todas las lavas es el bandeamiento, el cual se produce por la presencia de dominios milimétricos con distinta coloración del vidrio y por una diferencia en el grado de vesiculación, siendo la mineralogía homogénea en toda la roca.

Es común la presencia de xenocristales de cuarzo anhedrales (Figura 4C) de hasta 2 mm, con engolfamientos, bordes corroídos y, raras veces, extinción ondulosa. Éstos pueden o no hallarse rodeados por una corona de reacción conformada por microlitos de clinopiroxeno con o sin vidrio intersticial. Aunque son raros, también se distinguen xenocristales de plagioclasa, los cuales aparecen fragmentados e intensamente reabsorbidos a partir de sus bordes. Los xenolitos presentes coinciden con los observados macroscópicamente. Los de origen volcánico tienen composición fenodacítica. Los xenolitos sedimentarios son mucho más frecuentes y corresponden a fragmentos de cuarcitas que poseen rasgos de metamorfismo incipiente.

Es común la ocurrencia de agregados de formas pseudohexagonales (hasta 0,35 mm) constituidos en su mayoría por ortopiroxeno, aunque también los hay conformados por clinopiroxeno. Los cristales son esqueléticos y presentan dimensiones en general menores a los microlitos libres en la pasta, comúnmente poseen hábito acicular a plumoso (feathery) y se desarrollan radialmente hacia el centro de los mismos (Figura 4D). Frecuentemente contienen vidrio intersticial de color castaño. Estos agregados pueden coexistir con xenocristales de cuarzo que presentan una delgada (< 0,1 mm) corona de microlitos de clinopiroxeno y sólo en un caso ocurren junto con xenocristales de cuarzo sin coronas de reacción.

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Geoquímica de roca total

Se analizó el contenido de elementos mayores y trazas de 19 muestras por fluorescencia de rayos X (FRX) en el Laboratorio de Geoquímica del Instituto de Geología y Minería (Universidad Nacional de Jujuy) según la metodología descripta en Caffe et al. (2002). Para la obtención de la concentración de tierras raras y Ta se escogieron 14 muestras que se analizaron en los laboratorios comerciales de ALS-Chemex por el método de ICP-MS sobre perlas fundidas en matriz de Tetraborato de Li. Algunos elementos (e.g., Ba, Sr, Rb, Th, U, Ni, Cr, Zr, Nb) fueron también analizados por esta técnica para control interno, arrojando resultados que están en excelente concordancia (diferencias < 10 %) con los obtenidos por FRX.

eLeMentos Mayores y trazas. Todos los puntos muestreados que cuentan con análisis de concentración de elementos mayores y trazas están representados en la Figura 2. Resultados representativos de dichos análisis figuran en la Tabla 1.

El diagrama de clasificación TAS de Le Maitre et al. (1989) (Figura 5) indica que las rocas volcánicas de los Cerros Negros de Jama consisten en andesitas basálticas, andesitas y traquiandesitas, las cuales, según la clasificación de Peccerillo y Taylor (1976) forman parte de la serie calcoalcalina con alto K. El contenido de SiO2 calculado en base anhidra se encuentra en un rango de 53,1 a 58,5 % y, de acuerdo al índice de Shand, la totalidad de las muestras son metaluminosas [Al2O3mol / (CaOmol + Na2Omol + K2Omol) = 0,74-0,9]. Puede reconocerse un aumento progresivo del índice de Shand con la evolución de las rocas.

Las rocas analizadas presentan un amplio rango de contenido de MgO (3,5 – 7,6 %), Ni (60- 144 ppm) y Cr (180 - 454 ppm) (Tabla 1). La roca más máfica (J10-40) posee un Mg# (MgOmol/ FeOtmol + MgOmol) de 62 y 142 ppm de Ni, valores próximos a los de un magma primitivo (Wallace y Carmichael, 1999), a pesar de su contenido de SiO2 de 53,1% y clasifica como una andesita basáltica.

Figura 4. Microfotografías de las rocas volcánicas estudiadas. (A) Microfenocristal esquelético de olivina. (B) Microfenocristal esquelético de ortopiroxeno. (C) Xenocristal de cuarzo con corona de reacción de clinopiroxenos. (D) Agregado de microlitos de ortopiroxeno.


Los diagramas de variación (utilizando al MgO como índice de diferenciación) permiten diferenciar dos grupos (A y B) con patrones que generan una proyección disímil hacia un hipotético magma parental (Figura 6). El grupo A se encuentra constituido por rocas andesíticas a traquiandesíticas propias de los conos 1 y 2 y posee todo el espectro de asociaciones minerales descriptos anteriormente, mientras que el grupo B está formado por rocas andesítico basálticas exclusivamente olivínicas, pertenecientes al cono 3, al cerro El Chileno y a la muestra J10-40 (Figura 2).

En general, con el empobrecimiento del MgO las tendencias enseñan un descenso en el contenido de FeOt y un incremento en SiO2 y Al2O3 y, aunque con patrones más complejos, en Na2O y K2O (Figura 6). Por otro lado, el CaO presenta comportamientos opuestos ante la variación del MgO, con un empobrecimiento con la evolución para el grupo A y un tenue enriquecimiento para el B. Los diagramas de tendencia de P2O5 y TiO2 muestran dispersión en los datos.

En el diagrama de elementos traza extendido de McDonough y Sun (1995), las rocas volcánicas analizadas se encuentran enriquecidas en elementos litófilos (Ba, Rb, Th, U) respecto del manto primitivo y respecto a los elementos HFS (Figura 7A), lo que permitiría

Muestra J10-08 J10-10 J10-15 J10-16 J10-17 J10-18 J10-23 J10-29 J10-32 J10-40

SiO2 55,69 56,10 56,75 55,60 58,34 57,40 55,73 54,14 52,31 52,31 TiO2 1,43 1,45 1,45 1,46 1,39 1,41 1,42 1,33 1,18 1,18 Al2O3 15,64 15,63 15,70 15,73 15,78 15,67 15,30 15,52 15,14 15,15 FeOt 6,83 6,87 6,86 7,27 6,48 6,77 6,81 7,16 7,93 8,28 MnO 0,10 0,10 0,10 0,11 0,09 0,10 0,10 0,12 0,16 0,13 MgO 3,50 5,04 5,01 5,65 3,93 4,68 4,81 4,70 4,80 7,62 CaO 7,51 6,97 6,38 6,72 5,99 6,16 6,72 8,60 9,62 8,03 Na2O 3,14 3,26 3,12 3,09 3,56 3,26 2,80 2,77 2,50 2,62 K2O 2,52 2,56 2,67 2,54 3,08 2,81 3,17 2,27 2,01 1,79 P2O5 0,41 0,41 0,40 0,40 0,40 0,41 0,48 0,38 0,32 0,35 LOI 1,64 0,32 0,11 0,16 0,32 1,41 2,55 3,67 1,35 Total 98,42 98,37 98,77 99,49 99,92 99,75 99,50 100,33 99,64 99,74

Ni 60 75 72 87 73 78 88 130 139 142 Cr 194 184 193 231 196 193 223 365 415 454 Ba 660 652 683 632 689 677 834 547 408 469 Sr 685 682 674 664 672 660 805 592 584 629 Rb 83 75 80 73 103 87 92 67 60 60 Zr 288 291 300 269 320 308 307 237 186 169 Y 20 20 20 20 21 21 21 21 20 22 La 47,70 48,80 49,30 46,20 54,10 52,60 58,90 38,60 33,50 40,20 Sm 7,81 8,02 7,52 7,57 8,18 8,40 9,47 7,06 5,59 6,14 Eu 1,70 1,75 1,94 1,81 1,99 1,82 2,06 1,63 1,53 1,52 Yb 1,48 1,48 1,39 1,59 1,49 1,47 1,59 1,75 1,71 1,91

#Mg 47,74 56,65 56,57 58,05 51,93 55,21 55,77 53,94 57,82 62,11

Tabla1. Análisis geoquímicos de elementos mayoritarios (expresados en % en peso) y traza (expresados en ppm) de las rocas volcánicas máficas de la región de Jama.

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Figura 5. Diagrama TAS (Le Maitre et al., 1989). Los círculos rellenos representan al grupo A y los vacíos, al grupo B.

Figura 6. Diagrama de variación de elementos mayores utilizando al MgO como índice de diferenciación. Los valores corresponden a porcentajes en peso expresados en base anhidra. Referencias como la Figura 5.


Figura 7. (A) Diagrama de elementos traza normalizados respecto al manto primitivo de McDonough y Sun (1995). Los valores se expresan en ppm. (B) Diagrama de tierras raras normalizadas respecto al condrito de Sun y McDonough (1989). Los valores se expresan en ppm. Referencias como la Figura 5.

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inferir que estos magmas se originaron a partir de una fuente enriquecida por la adición de componentes derivados de la subducción (e.g., Kelemen et al., 2004). También se destacan anomalías negativas en Nb, Ta y P y picos positivos en Nd y Pb, carácter distintivo de ambientes de subducción. Además, las relaciones La/Ta (> 30) y Ba/La (< 15) tienen valores típicos de rocas calcoalcalinas de retroarco (Kay et al., 1994) y una buena correlación positiva con SiO2, con valores que se aproximan a los propios del arco (La/Ta ~ 55).

Elementos traza como el Ba, Sr, Rb y Zr también distinguen la presencia de los dos conjuntos definidos con los elementos mayoritarios (Figura 8). En ambos grupos, el Rb y, en menor medida, el Sr aumentan con la evolución. Por otra parte, el Ba se distribuye con diseños planos o levemente crecientes con el descenso del MgO para el conjunto de todas las muestras, aunque evidencia una fuerte dispersión a niveles intermedios de evolución (~5 % de MgO).

Figura 8. Diagrama de variación de elementos traza incompatibles utilizando al MgO como índice de diferenciación. Los valores se expresan en ppm. Referencias como la Figura 5.

Cr y Ni también muestran patrones de variación distintos para ambos conjuntos (Figura 9). Se destaca el importante gap que se genera entre ambos grupos (de 67 ppm en Ni y 140 ppm en Cr) para contenidos de MgO semejantes. Puede reconocerse que para el Cr los patrones enseñan pendientes similares, mientras que la tendencia del Ni correspondiente al grupo A es más empinada que la formada por el grupo B.

Los elementos incompatibles repiten la agrupación sugerida, tal como lo representa el diagrama Zr vs. MgO (Figura 8). Esto fortalece la hipótesis de la existencia de dos conjuntos de rocas que definirían diferentes patrones de evolución en función de la variación del MgO.

tierras raras. En el diagrama de tierras raras normalizadas al condrito de Sun y McDonough (1989) (Figura 7B) se puede observar que todas las muestras estudiadas presentan patrones de distribución que son a grandes rasgos parecidos. Presentan un enriquecimiento general en tierras raras livianas respecto de las pesadas. Asimismo, las rocas se caracterizan por


Figura 9. Diagrama de variación de elementos traza compatibles utilizando al MgO como índice de diferenciación y gráfico Ni versus Cr. Los valores se expresan en ppm. Referencias como la Figura 5.

sus pendientes moderadas a altas (La/Yb = 18 a 37) y por la presencia de leves a moderadas anomalías negativas de Eu (0,68 < Eu/Eu* < 0,85) con buena correlación con SiO2 y MgO.

Si bien existe cierto paralelismo entre los distintos patrones con un progresivo aumento en el contenido de los elementos de tierras raras livianas, se distingue un punto de inflexión en el Dy, a partir del cual los patrones se cruzan. En este punto de inflexión, puede observarse que el grupo de rocas que presenta las menores concentraciones de tierras raras livianas son las que poseen los mayores contenidos de tierras raras pesadas, es decir las pendientes más planas. Esta distribución en dos conjuntos de rocas con pendientes diferentes coincide con la división en los grupos A y B.

Los valores de La/Yb muestran una notable diferencia entre el grupo A (26,17 - 37,04) y el grupo B (18,29 - 22,06) con presencia de un gap entre ambos. Esta relación forma muy buenas correlaciones directas con el cociente Sm/Yb (Figura 10), mientras que si se compara con la razón La/Sm se forma una tendencia horizontal. Esto parece indicar que la variación en la relación La/Yb radica fundamentalmente en la variación en la concentración de las tierras raras medianas y pesadas. Por otro lado, se observa una correlación positiva entre Sr/Y y La/Yb (Figura 11A). Analizando el comportamiento individual del Sr y del Y puede reconocerse que mientras que el Sr varía con la evolución de los líquidos, el Y se mantiene constante (Figura 11B), tal que la variación de la relación Sr/Y refleja el comportamiento del Sr más que de los dos elementos.

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Figura 10. Diagrama Sm/Yb versus La/Yb. Referencias como la Figura 5.

Figura 11. (A) Diagrama Sr/Y versus La/Yb. (B) Diagrama Sr versus Y. Referencias como la Figura 5.

Discusiones

MeCanisMos de erupCión. A partir de la información de campo obtenida y las características generales de los depósitos piroclásticos se sugiere que las erupciones habrían sido relativamente tranquilas, principalmente de tipo estromboliano. Las raras capas de depósitos de granulometría fina (lapilli, ceniza) sugieren variaciones en el grado de fragmentación, contenido de volátiles y régimen de flujo, dando lugar a alternancias esporádicas hacia etapas más violentas, con un mejor desarrollo de columna eruptiva (Valentine et al., 2005; Pioli et al., 2008). Por otra parte, la presencia de niveles más soldados o intercalación de piroclastos fluidales (spatter; Sumner et al., 2005) hacia el techo observado en uno de los conos sugiere cambios en la velocidad de ascenso del magma, en transición a una dinámica de menor energía (hawaiano transicional) o de mayor tasa de descarga de material (Parfitt, 2004).


El contacto bandeado entre diques y pared del cono presenta una estructura semejante a la eutaxítica que caracteriza a los depósitos de spatter. Sin embargo, esta estructura muestra un desarrollo íntimamente relacionado con el cuerpo intrusivo y límites muy difusos, características incompatibles con un depósito piroclástico muy soldado. La formación del bandeamiento probablemente responda a la incorporación de fragmentos piroclásticos del cono por el dique durante su intrusión. Los primeros, sometidos a una intensa advección de calor desde la lava, habrían superado la temperatura de transición del vidrio, lo que condicionó su comportamiento plástico y deformación a causa del flujo propio de la lava en ascenso. Estructuras semejantes fueron descriptas e interpretadas de la misma forma por Cabrera y Caffe (2009) en Cerro Morado.

Las coladas de lava asociadas a los edificios volcánicos no poseen rasgos morfológicos superficiales como texturas aa o cordadas, crestas transversales de presión, albardones, túmulos u otros que permitan caracterizar al tipo de flujo (e.g., Kilburn, 2000). Las únicas estructuras visibles consisten en foliaciones por flujo, subverticales a subhorizontales y que, frecuentemente, desarrollan variados tipos de pliegues, los cuales han sido interpretados como indicadores de deformación continua de la lava durante el flujo (Cabrera y Caffe, 2009).

Las lavas no asociadas a edificios volcánicos sugerirían que podrían haber ocurrido erupciones fisurales, aunque la presencia de depósitos piroclásticos localizados sobre una de las coladas que conforman el Cerro El Chileno podría indicar la existencia de actividad estromboliana que habría dado lugar a la creación de un cono de escoria actualmente cubierto, o bien que fue totalmente erosionado.

Por último, la ocurrencia de los montículos de escoria, sumado a la presencia de bombas y lapilli desagregados sobre la superficie de las lavas, son características que evidenciarían la concomitancia de las erupciones explosivas y efusivas. Este fenómeno implica una geometría compleja del conducto alimentador de la erupción, cuyas bifurcaciones pueden causar que el magma se desgasifique diferencialmente. Así, una de sus porciones permite el escape y disrupción del magma, concentrando la actividad explosiva, mientras que ramas laterales descargan el magma desgasificado de manera tranquila (Pioli et al., 2008). Alternativa o complementariamente, estos rasgos sugieren la recurrencia de eventos de construcción y destrucción del edificio volcánico (Riggs y Duffield, 2008).

CaraCterístiCas físiCas de Los MagMas. Las texturas afíricas a microporfíricas (< 10 % de fenocristales) de estas rocas indican que no ha ocurrido cristalización significativa en cámaras magmáticas supracorticales. Esta característica sería consecuencia de la alta tasa de ascenso típica de magmas máficos (Huppert y Sparks, 1985). Sumado a esto, el desarrollo esquelético de los cristales de olivina y de ortopiroxeno, así como de microlitos de plagioclasa, ha sido adjudicado a un ascenso rápido y turbulento del magma y a un veloz enfriamiento (Faure et al., 2002; Mattioli et al., 2006; Conte et al., 2006). De acuerdo a que todas las fases cristalinas enseñan un crecimiento incompleto, desde los feno- o microfenocristales a los microlitos, estas condiciones habrían sido dominantes desde el inicio del desplazamiento de los líquidos desde un reservorio profundo hasta su erupción.

Por otro lado, la ausencia de microfenocristales de plagioclasa y anfíbol en la totalidad de las rocas volcánicas de los Cerros Negros de Jama indicaría que la temperatura de los magmas fue superior a los 1000 °C y que se encontraban virtualmente saturados en agua (≥ 5%) (Blatter y Carmichael, 1998; Pichavant et al., 2002; Barclay y Carmichael, 2004). Sin embargo, la presencia de diferentes asociaciones minerales (olivina, olivina + ortopiroxeno, ortopiroxeno) sugeriría cierta variación en la concentración de H2O, siendo las rocas ortopiroxénicas indicadoras de un contenido menor de volátiles (entre 2 y 5% de H2O; cf.

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Blatter y Carmichael, 1998; Pichavant et al., 2002). El alto contenido en volátiles que en general caracteriza a estos magmas habría contribuido para su rápido desplazamiento por la corteza por su menor densidad y viscosidad (que incrementan la flotabilidad en comparación con sus equivalentes más anhidros), así como para su erupción explosiva final.

XenoCristaLes y agregados de ortopiroXeno. Los xenocristales que más común-mente aparecen en las rocas de los Cerros Negros de Jama tienen apariencia ígnea, con engolfamientos, aspecto límpido, extinción uniforme y claras evidencias de haber coexistido con un fundido magmático (inclusiones fundidas o melt inclusions). A la vez, se distinguen texturalmente del cuarzo policristalino y con extinción ondulosa que conforman los xenolitos cuarcíticos.

La ocurrencia de xenocristales de cuarzo magmático en rocas andesítico basálticas ha sido interpretada como evidencia de mezcla de magmas derivados del manto con fundidos corticales de composición granítico/riolítica (Coira y Kay, 1993; Blatter y Carmichael, 1998). Otra posibilidad es que los xenocristales de cuarzo representen la asimilación profunda de rocas dacíticas semejantes a los xenolitos que comúnmente aparecen en las andesitas, y que a la vez son directamente correlacionables con las lavas dacíticas que hacen de sustrato de los Cerros Negros de Jama (e.g., Cerro Bayo). Ante la ausencia de datos adicionales (e.g., química mineral, isotopía, química de inclusiones vítreas en olivino y piroxeno), no es aún posible definir si el proceso de contaminación en Jama operó por mezcla con magmas ácidos o por asimilación de rocas magmáticas silíceas en ruta a la superficie. Sí es posible, en cambio, excluir como fuente potencial del cuarzo a los mismos xenolitos magmáticos hallados en lavas y piroclastitas máficas. En efecto, su incipiente estado de desagregación y escaso nivel de reacción con el líquido hospedante sugieren que deben haber sido incorporados en etapas inmediatamente previas a la erupción, con mínimo intercambio químico con el magma.

Es de notar que tanto el fenómeno de contaminación como el de mezcla darían como resultado la incorporación de otras fases además del cuarzo, como cristales de plagioclasa, feldespato potásico y/o de minerales ferromagnesianos. El carácter prácticamente monomineral de los xenocristales sugiere que las demás fases deben haber sido totalmente disueltas en los magmas andesíticos y andesíticos basálticos.

El protagonismo del cuarzo como xenocristal ha sido interpretado como consecuencia de la protección que ejercería la corona de reacción de piroxenos formada alrededor de este mineral (Donaldson, 1985; Blatter y Carmichael, 1998). Har (2005), sin embargo, interpretó la aparición de nidos de piroxeno de diseño radial inmersos en una masa vítrea y que aún preservaban la disposición en forma de corona como los productos de la disolución total de los xenocristales de cuarzo. Algo semejante proponen Cabrera y Caffe (2009) para agregados de ortopiroxeno presentes en otras andesitas de Puna septentrional. En las rocas estudiadas en este trabajo los agregados de piroxeno plumoso (ver más arriba) son también interpretados como el resultado de la reacción completa de xenocristales de cuarzo. El vidrio puede o no estar presente en dichos agregados y, si aparece, generalmente es intersticial entre los cristalitos de los agregados. Esto sugiere una elevada nucleación de cristales de piroxeno acompañada de una velocidad de crecimiento lo suficientemente elevada como para que la cristalización del agregado sea casi completa. Por lo tanto, esta inferencia es consistente con tiempos relativamente largos de residencia del xenocristal en el magma andesítico, o andesítico basáltico, y coherente con su incorporación en profundidad (previo a la erupción). El hecho de que prevalezcan agregados conformados por ortopiroxeno, en vez de clinopiroxeno, sería consecuencia de la incorporación temprana del xenocristal. Esto habría favorecido que los cristales de clinopiroxeno producidos por la reacción directa del


cuarzo con el líquido se reequilibraran por difusión (Har, 2005), pasando a la fase estable bajo esas condiciones, el ortopiroxeno, que constituye uno de los minerales modales más abundantes en los Cerros Negros de Jama. En resumen, la coexistencia de xenocristales de cuarzo con y sin corona de clinopiroxeno, de xenolitos cuarcíticos, así como de agregados pseudomorfos de orto- o clinopiroxeno, son interpretados como una evidencia adicional de contaminación a distintas profundidades durante el ascenso de los magmas.

interpretaCión de Los resuLtados geoquíMiCos. La presencia de dos grupos de muestras con patrones que generan una proyección disímil hacia un magma parental hipotético podría ser consecuencia de una divergencia temprana en la trayectoria de diferenciación o de una diferencia composicional de las fuentes que generaron estos magmas. Cualquiera fuera el caso, la disminución en el contenido de Fe2O3t y MgO evidencia claramente que en estos magmas se produjo la cristalización de piroxeno, olivina y óxidos de Fe y Ti. Sin embargo, de acuerdo al comportamiento del Ni y del Cr, parecería que en la evolución del grupo A la cristalización de olivina jugó un rol importante, mientras que en el grupo B lo fue el fraccionamiento de piroxeno.

Las rocas más máficas de esta región de la Puna jujeña enseñan concentraciones altas de MgO, Ni y Cr, en ocasiones cercanas a las propias de magmas primitivos, junto con altos contenidos relativos de SiO2, tal que son afines a las andesitas ricas en MgO (Wood y Turner, 2009) y no serían clasificadas como adakitas principalmente debido a su baja relación Sr/Y (< 40) (Defant y Drummond, 1990). Si bien los contenidos de algunos elementos mayoritarios, como Al2O3, CaO y TiO2, se solapan con los contenidos típicos de esta clase de andesitas orogénicas (Straub et al., 2008; Bryant et al., 2011), se diferencian de aquéllas por sus menores concentraciones de Na2O y mayores de K2O.

Por otra parte, es notable el amplio rango de concentraciones de algunos elementos mayores y traza para las composiciones intermedias (MgO ~5%). Aunque esto se observa al comparar la totalidad de las muestras en conjunto, es especialmente dentro del grupo A donde se produce una gran dispersión. Si bien esta característica se distingue en el comportamiento de la mayoría de los elementos, se destacan el CaO (6,16 - 9,62 %), el TiO2 (1,18 – 1,47 %), el K2O (2, 01 – 3,17 %), el Na2O (2,5 – 3,26 %), el P2O5 (0,32 – 0,5 %), el Ba (408 - 834 ppm), el Zr (186 - 308 ppm), el U (0,7 - 2,6 ppm), el Rb (60 - 93 ppm), el Ni (72 - 139 ppm) y el Cr (184 - 415 ppm). Para el caso de varios elementos (Ba, Rb, Sr, Zr, U, P) estos rasgos se explican mejor si ocurrió contaminación con diferentes materiales o asimilación cortical bajo condiciones de incompatibilidad variable, es decir, diferenciación de los magmas a condiciones báricas disímiles. Las anomalías de Eu observadas son también compatibles con este último proceso. Si bien valores de la relación Eu/Eu* < 1 podría indicar fraccionamiento críptico de plagioclasa, ausente como fenocristal de las rocas de Jama, el amplio rango de concentraciones de Sr para un mismo valor de Eu/Eu* es poco consistente con esa hipótesis. Dichas características en cambio son más coherentes con un proceso de contaminación (Kay et al., 1994; Krallmann, 1994), en la que la señal de fraccionamiento de plagioclasa pertenece a un potencial contaminante silíceo, ya sea este último incorporado por mezcla de magmas o asimilación profunda de rocas magmáticas. En ambos casos, el fenómeno de contaminación a profundidades variables podría verse favorecido por el ascenso turbulento de los magmas en su trayecto a superficie, proceso a su vez promovido por el mismo sobrecalentamiento del magma máfico (Huppert y Sparks, 1985). La composición química de óxidos mayoritarios en roca total, la ausencia total de fenocristales de hornblenda y plagioclasa, la cristalización esqueletal de olivina y/o piroxeno y la naturaleza prácticamente afírica de las rocas de Jama, son todos elementos que indican altas temperaturas y contenidos de agua próximos a la

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saturación (Blatter y Carmichael, 1998; Cervantes y Wallace, 2003; Barclay y Carmichael, 2004), es decir, condiciones de sobrecalentamiento magmático.

La variabilidad considerable en la relación La/Yb sugiere un fraccionamiento diferenciado de tierras raras pesadas, ya que los valores La/Sm son prácticamente constantes a la vez que los de Sm/Yb varían considerablemente. Este rasgo aparece acompañado de una correlación positiva entre La/Yb y Sr/Y, esta última causada por el exclusivo enriquecimiento en Sr a valores de Y fijos. A su vez, las muestras más máficas (MgO > 6%) de ambos grupos poseen valores La/Yb < 30. Esto sugiere que los magmas de Jama no serían el producto de la fusión de una peridotita con granate residual (Robinson y Wood, 1998) con lo que probablemente la variabilidad de la relación La/Yb de las lavas máficas de retroarco de la Puna, al igual que sucede con la anomalía de Eu, podría reflejar la mezcla con componentes corticales con diferentes valores de este cociente. Otras interpretaciones, como variabilidad causada por diferencias en el grado de fusión de la fuente mantélica (Knox et al., 1989; Kay et al., 1994) o control críptico sub- o intracortical de anfíbol (Davidson et al., 2007) son descartadas, a raíz de la pobre correlación de La/Yb con la pendiente de tierras raras livianas y con el contenido de tierras raras medias, respectivamente.

Conclusiones

La actividad asociada a los volcanes monogenéticos cenozoicos de esta región de la Puna septentrional aconteció con un estilo explosivo de tipo esencialmente estromboliano, acompañado por concomitantes emisiones de lavas. La petrografía y geoquímica observadas sugieren que estos magmas habrían tenido características cercanas a las de magmas primitivos de arco, con altas temperaturas (> 1000° C) y contenidos de agua ≤ 5 % para los ensambles olivínicos y levemente menos hidratados para los piroxénicos. Estos atributos habrían favorecido su rápido ascenso a superficie en forma turbulenta, sin una etapa de almacenamiento en una cámara magmática supracortical. Se propone que, dada la ubicua y simultánea presencia de xenocristales y xenolitos con diferentes grados de reacción, las propiedades reológicas y mecanismo de ascenso del magma habrían propiciado la asimilación de rocas magmáticas silíceas o la mezcla con magmas ácidos en condiciones termobáricas dispares camino a la superficie.

En Jama existen dos grupos geoquímicos diferentes de magmas máficos que, o bien representan la fusión de dos fuentes diferentes, o bien responden a mecanismos divergentes durante su evolución temprana. La validez de una u otra hipótesis podrá ser develada una vez que se incorpore información isotópica y de química mineral.

Las rocas más máficas encontradas son afines a las andesitas orogénicas ricas en MgO, pero se diferencian de éstas por su menor contenido de Na2O y mayor de K2O. La variabilidad geoquímica (e.g., CaO, TiO2, K2O, P2O5, Ba, Sr, Zr, Rb, Ni, Cr) que presentan rocas con grados evolutivos intermedios (MgO ~5 %), sugiere que, una vez que los dos grupos de magmas adquirieron su firma geoquímica particular, los mismos siguieron evolucionando por fraccionamiento y/o contaminación a distintas profundidades. Esto condicionó la estabilidad de las fases cristalizadas y/o residuales y por lo tanto el grado de compatibilidad/incompatibilidad de algunos elementos durante la evolución magmática.


Agradecimientos

Los autores agradecen la colaboración de R. Liquín (CONICET), P. Flores y P. Cachizumba (UNJu) en la confección de cortes delgados y preparación y ejecución de los análisis químicos. Esta contribución fue financiada por los proyectos SeCTER-UNJu 08/E028 y PIP CONICET 2010-2012 Nº 204. Por último, agradecemos la revisión de la Dra. Silvina Guzmán que contribuyó a la mejora del manuscrito.

Bibliografía

Aquater, S.A. 1980. [Exploración geotérmica en el área del Cerro Tuzgle, Provincia de Jujuy, República Argentina. Estudio de Prefactibilidad. Dirección de Minería de la Provincia de Jujuy, Argentina. 123 pp Inédito].

Barclay, J. y Carmichael, I.S.E. 2004. A hornblende basalt from western Mexico: water-saturated phase relations constrain a pressure-temperature window of eruptibility. Journal of Petrology, 45: 485-506.

Blatter, D.L. y Carmichael, I.S.E. 1998. Plagioclase-free andesites from Zitacuaro (Michoacan), Mexico: petrology and experimental constraints. Contributions to Mineralogy and Petrology, 132: 121-138.

Branney, M.J., Barry, T.L. y Godcheaux, M. 2004. Sheathfolds in rheomorphic ignimbrites. Bulletin of Volcanology, 66: 485–491.

Bryant, J.A., Yogodzinski, G.M. y Churikova, T.G. 2011 High-Mg# andesitic lavas of the Shisheisky Complex, Northern Kamchatka: implications for primitive calc-alkaline magmatism. Contributions to Mineralogy and Petrology, 161:791-810.

Cabrera, A.P. y Caffe, P.J. 2009. The Cerro Morado Andesites: Volcanic history and eruptive styles of a mafic volcanic field from northern Puna, Argentina. Journal of South American Earth Sciences, 28: 113-131.

Caffe, P.J., Trumbull, R.B., Coira, B.L. y Romer, R.L. 2002. Petrogenesis of Early Neogene magmatism in the Northern Puna; implications for magma genesis and crustal processes in the Central Andean Plateau. Journal of Petrology, 43: 907-942.

Cervantes P. y Wallace P.J. 2003. Role of H2O in subduction-zone magmatism: New insights from melt inclusions in high-Mg basalts from central Mexico. Geology, 31: 235-238.

Coira, B. y Kay, S.M. 1993. Implications of Quaternary volcanism at Cerro Tuzgle for crustal and mantle evolution of the Puna Plateau, Central Andes, Argentina. Contributions to Mineralogy and Petrology, 113: 40-58.

Coira, B., Caffe, P., Mahlburg Kay, S., Diaz, A. y Ramirez, A. 1996. Complejo volcánico de Vilama - Sistema caldérico del Cenozoico superior en Puna, Jujuy. XIII Congreso Geológico Argentino, Buenos Aires, Actas 3: 603-620.

Coira, B., Kay, S.M. y Viramonte, J.G. 1993. Upper Cenozoic magmatic evolution of the Argentine Puna - A model for changing subduction geometry. International Geology Review, 35: 677-720.

Conte, A.M., Perinelli, C. y Triglia, R. 2006. Cooling kinetics experiments on different Stromboli lavas: Effects on crystal morphologies and phases composition. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 155: 179-200.

Davidson, J., Turner, S., Handely, H., Macpherson, C. y Dosseto, A. 2007. Amphibole ‘‘sponge’’ in arc crust? Geology, 35: 787–790.

Defant, M.J. y Drummond, M.S. 1990. Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature, 347: 662–665.

Donaldson, C.H. 1985. The rate of dissolution of olivine, plagioclase and quartz in a basalt melt. Mineralogical Magazine, 69: 683-693.

Drew, S.T., Ducea, M.N. y Schoenbolhm, L.M. 2009. Mafic volcanism on the Puna Plateau, NW Argentina: Implications for lithospheric composition and evolution with an emphasis on lithospheric foundering. Lithosphere, 1: 305-318.

Faure, F., Trolliard, G., Nicollet, C. y Montel, J. 2002. A developmental model of olivine morphology as a function of the cooling rate and the degree of undercooling. Contributions to Mineralogy and Petrology, 145: 251-263.

Guzmán, S.R., Petrinovic, I.A. y Brod, J.A. 2006. Pleistocene mafic volcanoes in the Puna–Cordillera Oriental boundary, NW-Argentina. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 158: 51-69.

Guzmán, S.R., Petrinovic, I.A., Brod, J.A., Hongn, F.D., Seggiaro, R.E., Montero, C., Carniel, R., Dantas, E.L. y Sudo, M. 2011. Petrology of the Luingo caldera (SE margin of the Puna plateau): A middle Miocene window of the arc–back arc configuration. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 200: 171-191.

Har, N. 2005. Reaction coronas around quartz xenocrysts in the basaltic andesite from Detunata (Apuseni Mountains, Romania). Geologica Carpathica, 54: 369-378.

Huppert, H.E. y Sparks, R.S.J. 1985. Cooling and contamination of mafic and ultramafic magmas during ascent

71MARO y CAFFE

through continental crust. Earth and Planetary Science Letters, 74: 371-386.Kay, S.M., Coira, B. y Viramonte, J. 1994. Young mafic back arc volcanic rocks as indicators of continental

lithospheric delamination beneath the Argentine Puna plateau, central Andes. Journal of Geophysical Research, 99: 24323-24339.

Kay, S.M., Mpodozis, C. y Coira, B. 1999. Magmatism, tectonism, and mineral deposits of the Central Andes (22°-33°S latitude). Geology and Ore Deposits of the Central Andes, Society of Economic Geology Special Publication, 7: 27-59.

Kay, S.M., Coira, B., Caffe, P.J. y Chen, C-H. 2010. Regional chemical diversity, crustal and mantle sources and evolution of central Andean Puna Plateau Ignimbrites. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 198: 81-111.

Kelemen, P.B., Hanghj, K. y Greene, A.R. 2004. One view of the geochemistry of subduction-related magmatic arcs, with an emphasis on primitive andesite and lower crust. Treatise on Geochemistry, 3: 593–659.

Kilburn, C.R.J. 2000. Lava flows and flow fields. En: Sigurdsson, H., Houghton, B., McNutt, S.R., Rymer, H. y Stix, J. (Eds.), Encyclopedia of Volcanoes. Academic Press, San Diego, 291–305.

Knox, W.J., Kay, S.M. y Coira, B. 1989. Geochemical evidence on the origin of quaternary basaltic andesites of the Puna, northwestern Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 44: 194-206.

Krallmann, A. 1994. [Petrographische und geochemische unter-suchungen an jungen, basischen vulkaniten im bereich des Calama-Olacapato-El Toro lineamentes ostlich der vulkankette, NW.Argentinien. Clausthaler Geowissenschaftliche Dissertationen, Technischen Universitat Clausthal, 160 pp Inédito].

Le Maitre, R.W., Bateman, P., Dudek, A., Keller, J., Lameyre, J., Le Bas, M.J., Sabine, P.A., Schmid, R., Sorensen, H., Strekeisen, A., Woolley, A.R. y Zanettin, B. 1989. A classification of igneous rocks and glossary of terms. Blackwell Scientific Publications, London, 193 pp.

Mattioli, M., Renzulli, A., Menna, M. y Holm, P.M. 2006. Rapid ascent and contamination of magmas through the thick crust of the CVZ (Andes, Ollagüe region): Evidence from a nearly aphyric high-K andesite with skeletal olivines. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 158: 87-105.

McDonough, W.F. y Sun, S. 1995. The composition of the Earth. Chemical Geology, 120: 223-254.Parfitt, E.A. 2004. A discussion of the mechanisms of explosive basaltic eruptions. Journal of Volcanology and

Geothermal Research, 134: 77-107.Peccerillo, R. y Taylor, S.R. 1976. Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area,

northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology, 58: 63-81.Pichavant, M., Martel, C. Bourdier, J. y Scaillet, B. 2002. Physical conditions, structure, and dynamics of a zoned

magma chamber: Mount Pelé (Martinique, Lesser Antilles Arc). Journal of Geophysical Research, 107: 1-25.Pioli, L., Erlund, E., Johnson, E., Cashman, K., Wallace, P., Rosi, M. y Delgado Granados, H. 2008. Explosive

dynamics of violent Strombolian eruptions: The eruption of Parícutin Volcano 1943–1952 (Mexico). Earth and Planetary Science Letters, 271: 359-368.

Presta, J.F. 2011. [Volcanismo máfico de la región de El Toro (23°05’S – 66°42’O), Puna jujeña. Trabajo final, Universidad Nacional de Córdoba, Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, Escuela de Geología, 317 pp Inédito].

Prezzi, C.B. y Gotze, H. 2009. Estructura litosférica de los Andes Centrales a partir de un modelo gravimétrico 3D. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 65: 81-96.

Riggs, N.R. y Duffield, W.A. 2008. Interaction of cone destruction and conduit processes in a monogenetic scoria cone, Red Mountain, San Francisco Volcanic Field, northern Arizona, USA. Volcanic and Magmatic Studies Group, 2008 meeting, Dublin Ireland, Actas, 112.

Risse, A., Trumbull, R.B., Coira, B., Kay, S.M. y Van den Bogaard, P. 2008. 40Ar/39Ar geochronology of mafic volcanism in the back-arc region of the southern Puna plateau, Argentina. Journal of South American Earth Sciences, 26: 1-15.

Robinson, J.A.C. y Wood, B.J. 1998. The depth of the spinel to garnet transition at the peridotite solidus. Earth and Planetary Science Letters, 164: 277-284.

Straub, S.M., LaGatta, A.B., Martin-Del Pozzo, A.L. y Langmuir, C.H. 2008. Evidence from high-Ni olivines for a hybridized peridotite/pyroxenite source for orogenic andesites from the central Mexican Volcanic Belt. Geochemistry, Geophysics and Geosystems, 9: 1-33.

Sumner, J.M. 1998. Formation of clastogenic lava flows during fissure eruption and scoria cone collapse: the 1986 eruption of Izu-Oshima Volcano, eastern Japan. Bulletin of Volcanology, 60:195-212.

Sumner, J.M., Blake, S., Matela, R.L. y Wolff, J.A. 2005. Spatter. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 142: 49–65.

Sun, S.S. y McDonough, W.F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. En: Saunders, A.D. y Norry, M.J. (Eds.), Magmatism in Oceans Basins. Geolical Society of London, 42: 313-345.

Turner, J.C.M. 1964. Descripción geológica de la Hoja 2c Santa Victoria (Provincias de Salta y Jujuy). Boletín del


Instituto Nacional de Geología y Minería, 104: 83 pp.Valentine, G.A., Krier, D., Perry, F.V. y Heiken, G. 2005. Scoria cone construction mechanisms, Lathrop Wells

volcano, southern Nevada, USA. Geology, 33: 629-632.Valentine, G.A., Perry, F.V., Krier, D., Keating, G.N., Kelley, R.E. y Cogbill, A.H. 2006. Small-volume basaltic

volcanoes: Eruptive products and processes, and posteruptive geomorphic evolution in Crater Flat (Pleistocene), southern Nevada. Bulletin of the Geological Society of America, 18: 1313-1330.

Vernon, R.H. 2004. A practical guide for rock microstructure. Cambridge University Press. 594 pp.Vespermann, D. y Schmincke, H.U. 2000. Scoria cones and tuff rings. En: Sigurdsson, H., Houghton, B., McNutt,

S.R., Rymer, H. y Stix, J. (Eds.), Encyclopedia of Volcanoes. Academic Press, San Diego, 683–694.Wallace, P.J. y Carmichael, I.S.E. 1999. Quaternary volcanism near the Valley of Mexico: implications for

subduction zone magmatism and the effects of crustal thickness variations on primitive magma compositions. Contributions to Mineralalogy and Petrology, 135: 291-314.

Wood, B.J. y Turner, S.P. 2009. Origin of primitive high-Mg andesite: Constraints from natural examples and experiments. Earth and Planetary Science Letters, 283: 59-66.


73LÓPEZ Et aL.

1) INSUGEO - CONICET, Facultad de Ciencias Naturales e IML -UNT. Miguel Lillo 205. CP 4000. San Miguel de Tucumán – Argentina. E-mail: [email protected]) Departamento de Geología, Universidad de Huelva, E21071, Huelva, España.

Características petrográficas y geoquímicas de la Tonalita La Ovejería, borde oriental de la Sierra del Aconquija, Tafí del Valle, Tucumán: integración con la Granodiorita El InfiernilloJosé P. LÓPEZ1, Laura BELLOS1 y Antonio CASTRO2

Resumen: La Tonalita La Ovejería constituye un cuerpo elongado de rumbo submeridional, que aflora sobre la ladera oriental de Sierra del Aconquija, al oeste de la localidad de Tafí del Valle, provincia de Tucumán, Argentina, inmediatamente al sur de la Granodiorita El Infiernillo, con el cual guardaría una estrecha relación genética. Los afloramientos septentrionales se caracterizan por ser de grano medio, compuesta por plagioclasa, cuarzo y escaso microclino, junto a biotita y pistacita (± turmalina) minetras que en el extremo sur, el intrusivo presenta un tamaño de grano fino y una asociación mineral constituida por plagioclasa, cuarzo y escaso microclino, con biotita y titanita. Cortando a las tonalitas se observan diques graníticos de hasta 2 metros de potencia. Geoquímicamente, presenta características calcoalcalinas y peraluminosa. La Tonalita La Ovejería intruye a un basamento metamórfico constituido por esquistos de bajo grado metamórfico y su emplazamiento se habría producido durante el Paleozoico inferior y controlado estructuralmente por la Megafractura de Tafí de modo similar al de otros cuerpos intrusivos, de estrecha vinculación temporal. El intrusivo El Infiernillo está compuesto en su parte central, por granodioritas equigranulares de dos micas (± turmalina) y, en sus bordes N y NE se desarrollan tonalitas con biotita y epidoto, sin muscovita primaria, que correspondería a una facies de bordes. De acuerdo a las relaciones de campo y a las características petrográficas, geoquímicas y estructurales, la Tonalita La Ovejería correspondería también a la facies de borde del intrusivo El Infiernillo, en su límite meridional.

Abstract: The La Ovejería TOnaLiTe is a n-s eLOngaTed bOdy ThaT crOps OuT On The easTern side Of The sierra deL acOnquija, wesT Of Of Tafi deL vaLLe, Tucumán prOvince, argenTina. It is located just south of the larger, and probably genetically related, El Infiernillo Granodiorite . The studied pluton has a zoning determined by different grain sizes and mineralogies: the northern outcrops are medium-grained and composed of plagioclase, quartz scarce microcline, and biotite and pistacite (± tourmaline) as major accessories; the southern part of the intrusive is fine grained and composed of plagioclase, quartz scarce microcline, and biotite and sphene as accessory minerals. Two meter thick granitic dikes cross-cut the tonalites. The tonalite is calc-alkaline and peraluminous, with an ASI between 1.10 and 1.48. It intrudes metamorphic basement rocks composed of low grade schists that are characterized by an increase in static metamorphism, by syntectonic intrusions and by the intensity of flow folds. The emplacement of the La Ovejería Tonalite probably occurred during the Lower Paleozoic and was structurally controlled by the Tafi Megafracture, like the other intrusive bodies of the area. The El Infiernillo intrusive is composed of a two-mica (± tourmaline) equigranular granodiorite main facies and a biotite and epidote bearing (without primary muscovite) tonalitic border facies. According to field relations and petrographic, geochemical and structural data, the La Ovejería Tonalite may correspond to the northern border facies of the El Infiernillo intrusive.

Palabras claves: petrografía, geoquímica, Tonalita La Ovejería, Granodiorita El Infiernillo, Sierra del Aconquija.

Keywords: Petrography, Geochemistry, La Ovejeria Tonalite, El Infiernillo Granodiorite, Sierra del Aconquija


PEtrografía y gEoquímica dE La tonaLita La ovEjEría, tucumán74

Introducción

En el noroeste de la provincia de Tucumán, una importante estructura denominada Megafractura de Tafí (Baldis et al., 1975) separa a las Sierras del Aconquija de Cumbres Calchaquíes. Esta megafractura posee un rumbo general NNO- SSE y desplazamiento vertical normal inclinando al SO con una componente horizontal dextral (Gutiérrez y Mon, 2004). A lo largo de la Megafractura de Tafí se emplazaron, durante el Paleozoico Inferior, varios cuerpos graníticos en un basamento metamórfico de bajo y mediano grado, tanto en la Sierra del Aconquija como en Cumbres Calchaquíes. Las características petrológicas y geoquímicas, sus niveles de emplazamiento y la génesis de muchos de estos cuerpos fueron objeto de estudios realizados anteriormente (Saavedra et al., 1984; Toselli et al., 1985; López y Bellos, 2010). Uno de estos cuerpos plutónicos corresponde a la Tonalita La Ovejería la cual aflora en la ladera oriental de Sierra del Aconquija, al oeste de la localidad de Tafí del Valle, a los 26º 51´ latitud sur y 65º 40´ longitud oeste (Figura 1).

En esta contribución se realiza un estudio petrográfico y geoquímico de la Tonalita La Ovejería, con el objetivo de comparar e integrar este cuerpo plutónico con otro denominado Granodiorita El Infiernillo, en base a sus relaciones mineralógicas, químicas, condiciones de emplazamiento, relación con la roca de caja y tendencia evolutiva.

Antecedentes y geología del área de estudio

Las Sierras del Aconquija integran la faja oriental de las Sierras Pampeanas Noroccidentales (Caminos, 1979) y pertenecen a la zona V de la división tectonometamórfica del basamento del Noroeste Argentino (Willner y Miller, 1986; Wilner, 1990). Esta zona se caracteriza por un aumento del metamorfismo estático por intrusiones sintectónicas y por la intensidad en la expresión de pliegues de flujo.

En la zona estudiada, el basamento metamórfico sólo está representado por numerosos xenolitos incluidos en la Tonalita La Ovejería, con diferentes grados de asimilación (Figura 2A).

Los cuerpos plutónicos de la región se localizan a lo largo de la Megafractura de Tafí (Baldis, et al., 1975) e intruyeron durante el Ciclo Famatiniano (Aceñolaza y Toselli, 1981). Presentan características calcoalcalinas y peraluminosas, con emplazamiento tardío a postectónico (Toselli, 1992; Toselli et al., 1985). Particularmente, el intrusivo El Infiernillo aflora en el extremo septentrional de la sierra del Aconquija, y está compuesto predominantemente por granodioritas de dos micas, con desarrollo de tonalitas de bordes (Lisiak, 1987).

Granodiorita El Infiernillo

Estudios previos realizados en este intrusivo (Lisiak, 1990; Toselli, 1992), señalan que petrográficamente está compuesto por granodioritas dominantes en el sector central del cuerpo y tonalitas en sus bordes; presenta una textura equigranular, y sus constituyentes son plagioclasa, presente en dos generaciones, la más antigua de mayor tamaño, zonada y deformada y la más joven, con una composición algo más ácida, en individuos de menor tamaño, sin deformación y con zonación menos marcada; cuarzo, con texturas cataclásticas,

75LÓPEZ Et aL.

Figura 1. Esquema geológico de la zona de estudio.


Figura 2. (A) Xenolito de la roca de caja en la facies tonalítica de grano fino; (B) facies tonalítica de grano medio; (C) facies tonalítica de grano fino; (D) cristales de turmalita en la facies tonalítica de grano medio; (E) cristales de epidoto y titanita en la facies tonalítica de grano fino; (F) dique granítico en la Tonalita La Ovejería.

intercrecimientos mirmequíticos y microclino pertítico escaso o ausente. La biotita es el mineral accesorio principal y presenta en algunos casos pliegues kink, mientras que la muscovita está presente en menor proporción. En ocasiones se observa turmalina en granodioritas, mientras que las tonalitas biotíticas, sin muscovita primaria, presentan epidoto asociado a biotita. Lisiak (1990) señala que las tonalitas pasan transicionalmente a las granodioritas, que presentan xenolitos de rocas metamórficas segregadas (los que no se encuentran en las granodioritas) y postula que ambas facies se habrían generado durante el mismo ciclo magmático, diferenciándose las tonalitas más tempranamente que las granodioritas.

77LÓPEZ Et aL.

Tonalita La Ovejería

La Tonalita La Ovejería constituye un cuerpo elongado de rumbo submeridional de 6 Km2 de superficie, que aflora en el margen oriental de la sierra de Aconquija, intruyendo un basamento metamórfico constituido por esquistos bandeados de bajo grado (Figura 1).

Está compuesto por tonalitas que presentan una zonación determinada principalmente por diferentes granulometrías, agrupándose en dos facies: una de grano medio (Figura 2B) y otra de grano fino (Figura 2C). La primera se reconoce en los afloramientos septentrionales, y mineralógicamente está compuesta por plagioclasa, cuarzo y escaso microclino, junto a biotita y pistacita (± turmalina). Microscópicamente presenta textura inequigranular y xenomórfica, el mineral más abundante es la plagioclasa que se presenta con dos tamaños bien definidos, las mayores (hasta 3,5 mm) anhedrales y zonadas y las menores (hasta 2,5 mm) subhedrales; el cuarzo (0,5-1,0 mm) forma granos anhedrales, fracturados e intersticiales; el microclino (1 mm) es muy escaso e intersticial mientras que la biotita (2,4 mm) se presenta en láminas anhedrales y fracturadas. Se reconoce pistacita anhedral asociada a biotita o como alteración de plagioclasa. Localmente se observa el desarrollo de abundante turmalina, con formas anhedrales y fuertemente fracturadas (Figura 2D).

En el extremo sur del intrusivo las tonalitas son de color gris claro y grano fino, presentan una asociación mineral constituida por plagioclasa, cuarzo y escaso microclino, con biotita y titanita, como minerales accesorios. Poseen textura inequigranular y xenomórfica, la plagioclasa (0,4 - 1 mm) es euhedral a subhedral y zonada, el cuarzo (1,5 mm) es anhedral, mientras que el microclino es escaso y se observa en pequeños granos anhedrales e intersticiales de tamaños menores a 1 milímetro. La biotita (de hasta 2,5 mm) se encuentra alterada a pistacita y muscovita y presenta asociados cristales anhedrales y fracturados de titanita (Figura 2E).

Cortando a las tonalitas se observan diques de hasta 2 metros de potencia (Figura 2F), de composición granítica, con textura inequigranular de grano medio y xenomórfica; están compuestos por microclino de 4 mm de longitud, con numerosas inclusiones de cuarzo subredondeado; además se reconoce cuarzo anhedral y escasa plagioclasa subhedral a euhedral de hasta 2,0 mm. La muscovita es abundante y se presenta en láminas intersticiales o incluidas en el microclino.

Geoquímica

Los análisis químicos se realizaron sobre roca total en la Universidad de Granada (España) mediante Fluorescencia de Rayos X (Tabla 1).

En el diagrama AFM (Irvine y Baragar, 1971) (Figura 3) se representaron las rocas correspondientes a la Tonalita La Ovejería conjuntamente con granodioritas del intrusivo El Infiernillo y en él se puede ver una única tendencia calco-alcalina, con similar ubicación de las rocas de composición tonalítica, tanto del intrusivo de El Infiernillo como de La Ovejería, mientras que las granodioritas muestran una mayor evolución. El índice de saturación en alúmina (ISA) (Manniar y Piccoli, 1989) para todas las rocas varía entre 1,10 y 1,48, indicando características peraluminosas para todo el conjunto, con superposición de valores para las tonalitas de ambos intrusivos (Figura 4). Esto también se refleja en el diagrama A-B (Debon y Le Fort, 1983), en donde las muestras se proyectan principalmente en el campo moderadamente peraluminoso (MP), con una notoria dispersión de las tonalitas


SV-113 SV-112 SV-101 SV-110 SV-109 SV-107 SV-106 SV-105 SV-104 SV-103 SV-102 SV-111 SV-108 j k l b c d e m

SiO2 63,66 67,35 63,22 70,06 64,12 67,12 72,65 68,56 72,90 67,45 68,49 75,57 73,21 68,10 68,46 69,21 71,63 77,34 75,21 72,86 72,98Al2O3 18,13 16,01 21,42 15,51 18,13 16,92 14,94 16,34 15,01 16,10 15,90 14,60 14,80 15,92 15,80 15,92 14,81 13,21 13,95 14,92 15,12Fe2O3 4,70 4,01 2,71 2,99 4,27 3,46 2,30 3,19 2,17 3,82 3,57 0,55 2,22 3,80 2,94 3,31 3,52 1,08 2,90 3,52 1,05MnO 0,07 0,07 0,19 0,06 0,09 0,05 0,06 0,05 0,06 0,09 0,06 0,04 0,05 0,05 0,06 1,08 0,08 0,02 0,03 0,05 0,03MgO 1,51 1,72 0,96 1,19 1,76 1,50 0,55 1,25 0,50 1,73 1,58 0,06 0,57 2,93 1,06 1,13 0,34 0,10 0,30 0,44 0,41CaO 5,01 3,56 1,70 3,20 4,74 3,94 2,54 3,67 2,56 3,25 3,47 0,68 2,17 2,61 3,84 3,44 1,93 0,57 0,83 1,17 1,68Na2O 3,47 3,43 6,09 3,52 3,65 3,84 3,75 3,87 3,82 3,78 3,53 3,78 3,83 3,37 4,03 3,69 3,88 3,60 3,38 3,34 3,78K2O 1,46 2,05 1,29 1,53 1,48 1,68 1,95 1,42 1,91 1,83 1,76 3,53 1,87 1,95 2,14 1,87 1,93 2,80 2,11 2,65 3,85TiO2 0,71 0,52 0,37 0,41 0,56 0,45 0,26 0,48 0,26 0,61 0,51 0,03 0,27 0,10 0,51 0,58 0,14 0,00 0,04 0,30 0,18P2O5 0,21 0,14 0,48 0,12 0,19 0,10 0,09 0,15 0,09 0,12 0,12 0,08 0,09 0,19 0,96 0,05 0,16 0,11 0,15 0,18 0,15LOI 0,46 0,41 1,06 0,52 0,51 0,37 0,41 0,46 0,43 0,43 0,32 0,67 0,52 1,30 0,60 0,53 1,36 0,42 1,02 0,39 0,61Total 99,39 99,28 99,49 99,10 99,51 99,43 99,50 99,45 99,71 99,21 99,31 99,59 99,60 100,32 99,60 99,81 99,78 99,25 99,26 99,82 99,84

* datos tomados de Lisiak (1987)

El Infiernillo*

tonalitas granodioritastonalitasdiques

granodioríticos

La Ovejería




El Infiernillo*


granodioríticos

La Ovejería

Tabla 1. Análisis químicos sobre roca total de elementos mayores y menores (expresados en peso %).

* Datos tomados de Lisiak (1987)

de El Infiernillo, pero con una franca tendencia evolutiva hacia el campo de los granitoides peraluminosos félsicos (PF) donde se proyectan las granodioritas (Figura 5).

En los diagramas de variación de óxidos vs. SiO2 (Figura 6) en los que se representa a la Tonalita La Ovejería y a la Granodiorita El Infiernillo, se observa una tendencia negativa para el Al2O3, TiO2, CaO, Fe2O3, MgO y MnO, mientras que el K2O muestra una correlación positiva con la SiO2 con leve dispersión y el Na2O no presenta variación con el aumento de la SiO2. También en estos diagramas se observa una clara similitud entre las rocas tonalíticas de ambos plutones.

Interpretación y conclusiones

La Tonalita La Ovejería presenta características calcoalcalinas, moderada a fuertemente peraluminosas y tanto su mineralogía como su quimismo y relaciones de campo indicarían,




El Infiernillo*


granodioríticos

La Ovejería

79LÓPEZ Et aL.

Figura 3. Diagrama AFM (Irvine y Bargar, 1971).

Figura 4. Diagrama de Manniar y Piccoli (1989) utilizando los índices de Shand. Símbolos como en figura anterior.


Figura 5. Diagrama A-B de Debon y Le Fort (1983) modificado por Villaseca et al. (1998). Campos: granitoides muy peraluminosos félsicos (PF), granitoides altamente peraluminosos (AP), granitoides moderadamente peraluminosos (MP) y granitoides débilmente peraluminosos (DP).

preliminarmente, que correspondería a una facies de borde de la Granodiorita El Infiernillo, en su límite meridional. En este sentido, Lisiak (1990) señala estas relaciones para pequeños afloramientos tonalíticos del extremo NE de aquel plutón.

La Tonalita La Ovejería correspondería a una facies diferenciada más tempranamente que la Granodiorita El Infiernillo y presenta características comunes al resto de los intrusivos de la región (López y Bellos, 2010). Su emplazamiento y cristalización se habría producido en altos niveles corticales y, del análisis petrográfico y microestructural surge que las rocas analizadas no poseen deformación, por lo que se infieren características tardías a postectónicas con respecto a la deformación y el ascenso y emplazamiento del magma estaría relacionado con una zona de fallamiento distensivo, estructuralmente controlado por la Megafractura de Tafí (Toselli et al., 1989).

Pertenecería al grupo de granitoides tardíos D2 de Sierras Pampeanas Orientales de acuerdo a la clasificación de Rapela et al. (1990). Toselli et al. (1987) en base a características isotópicas tales como las relaciones iniciales 87Sr/86Sr y єNd para los granitoides de El infiernillo y Loma Pelada, indican que en la génesis de los magmas hubo una mezcla entre componentes corticales y mantélicos. Asimismo, Sales et al. (1998) obtienen una relación inicial 87Sr/86Sr para el Granito Loma Pelada de 0,7058 llegando a una conclusión similar.

81LÓPEZ Et aL.

Aunque no se cuenta con dataciones geocronológicas de este cuerpo en particular, la Tonalita La Ovejería podría tener una edad similar. Edades de 507 a 460 Ma para la cristalización de los cuerpos más antiguos (granodioritas de dos micas) y 446 a 424 Ma para los más jóvenes, que corresponderían a los granitos muscovíticos más evolucionados, fueron obtenidas por Toselli et al (1985) para otros intrusivos de la zona. Sales et al. (1998) determinaron para el Granito Loma Pelada una edad de 470 ± 10 Ma por el método Rb/Sr en roca total.

Figura 6. Diagramas de variación de elementos mayores vs. SiO2. Símbolos como en figura anterior.


Agradecimientos

El presente trabajo fue financiado por el proyecto CIUNT 26/G427. Los autores agradecen al Dr. Lucio Pinotti por las correcciones realizadas a este trabajo y al Dr. Pablo Grosse por su colaboración.

Bibliografía

Aceñolaza, F.G. y Toselli, A.J. 1981. Geología del NW Argentino. Publicación Especial Nº 1287 de la Facultad de Ciencias Naturales, Universidad Nacional de Tucumán, 212 pp.

Baldis, B., Viramonte, J. y Salfity, J. 1975. Geotectónica de la comarca comprendida entre el Cratógeno Central Argentino y el borde austral de la Puna. II Congreso Iberoamericano de Geología Económica, Buenos Aires, Actas 4: 25-44.

Caminos, R. 1979. Sierras Pampeanas Noroccidentales, Salta, Tucumán, Catamarca, La Rioja y San Juan. In: II Simposio Geología Regional Argentina, Academia Nacional de Ciencias de Córdoba, Córdoba, Actas I: 225-291.

Debon, F y Le Fort, P. 1983. A chemical-mineralogical classification of common plutonic rocks and association. Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences, 73: 135-149.

Gutiérrez, A. y Mon, R. 2004. Megageomorfología del valle de Tafí-Aconquija, Tucumán. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 59: 303-311.

Irvine, T.N. y Baragar, W.R.A. 1971. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences, 8: 523-548.

Lisiak, J.H. 1987. [Contribución al conocimiento geológico de la región de Macho Huañusca y zonas aledañas, con especial referencia a las rocas graníticas. Departamento Tafí del Valle, Provincia de Tucumán, República Argentina. Tesis de Licenciatura, Universidad Nacional de Tucumán, 142 pp. Inédito].

Lisiak, J.H. 1990. Petrografía y geoquímica de las granodioritas de El Infiernillo, Sierra del Aconquija, Tucumán, Argentina. XI Congreso Geológico Argentino, San Juan, Actas 1: 68-71.

López, J.P. y Bellos, L. 2010. Petrología y geoquímica del Granito Los Cuartos, Tafí del Valle, Tucumán, noroeste de Argentina: integración al esquema magmático regional. Estudios Geológicos, 66: 147-156.

Manniar, P.D. y Piccoli, P.M. 1989. Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin, 101: 635-643.

Rapela, C., Toselli, A.J., Heaman, L. y Saavedra, J. 1990. Granite plutonism of the Sierras Pampeanas; An inner cordilleran Paleozoic arc in the Southern Andes. En: Rapela, C.W. y Kay, S. (Eds.), Plutonism from Antarctica to Alaska. The Geological Society of America, Special Paper 241: 77-90.

Saavedra, J., Toselli, A. y Rossi de Toselli, J. 1984. Aspectos Geológicos y geoquímicos del granito peralumínico de Loma Pelada, Tafí del Valle, Tucumán, Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 39: 121-27.

Sales, A., Petronilho, L. y Kawashita, K. 1998. Datación de la edad geocronológica de rocas graníticas mediante el uso de un Spike combinado Rubidio/Estroncio. Información Tecnológica, 9: 379-386.

Toselli, A. 1992. El magmatismo del Noroeste Argentino. Reseña sistemática e interpretación. Serie de Correlación Geológica 8, 243 pp.

Toselli, A., Rossi de Toselli, J., Saavedra, J., Pellitero, E. 1985. Los granitoides de la Megafractura de Tafí, Tucumán, Argentina. Comunicaciones, 35: 237-241.

Toselli, A., Rapela, C. y Saavedra, J. 1987. [Guía de campo Simposio Internacional de Granitos Fanerozoicos Circumpacíficos. X Congreso Geológico Argentino, Tucumán. Inédito].

Toselli, A., Rossi de Toselli, J., Saavedra, J., Pellitero, E. 1989. Granitoids of the Tafí Megafracture (Sierras Pampeanas, Argentina) : Petrogenetic implications. Journal of South American Earth Science, 2: 199-204.

Villaseca, C., Barbero, L. y Herreros, V. 1998. A re-examination of the tipology of peraluminous granite types in intracontinental orogenic belt. Transactions of the Royal Society of Edimburgh: Earth Sciences, 89:113-119.

Willner, A. 1990. División tectonometamórfica del basamento de Noroeste Argentino. Serie Correlación Geológica, 4: 113-159.

Willner, A. y Miller, H. 1986. Structural division and evolution of the Lower Paleozoic Basement in the NW Argentine Andes. Zbl. Geol. Palaontm, I: 1245-1255.


83GAIDO et Al.

Características geológicas de los pórfiros dacíticos y su roca hospedante, quebrada del Peñasquito, Precordillera occidental de San JuanMaria Fernanda GAIDO1, Marcelo I. CEGARRA2 y Gabriela ANSELMI2

Resumen: En la quebrada del Peñasquito, ubicada en la sierra del Tontal en las coordenadas S 31º 40’ 44,5’’ – O 69º 14’ 05’’, a una altura de 2.953 m.s.n.m, se emplazan una sucesión de diques de composición dacítica y edad desconocida, que intruyen subconcordantemente a las areniscas de la Formación Don Polo de edad ordovícica. Desde el punto de vista estructural las areniscas intruidas por los pórfiros presentan un plegamiento simétrico de corta longitud de onda (400 m). Los diques poseen actitud N0º/85ºO-N30º/75ºO; los espesores entre 3 y 25 m. La textura al microscopio es porfírica y la composición es de cuarzo, plagioclasa, biotita y hematita. Poseen un alto grado de alteración por oxidación que le confiere una coloración amarillenta, fácilmente visible mediante imagen satelital. Es notable la abundancia de venas de cuarzo plegadas que acompañan a los diques, las que se encuentran asociadas a anticlinales, fracturas y zonas de cizalla brechadas, con estructuras sigmoidales e indicadores cinemáticos con componentes de rumbo de desplazamiento dextral.

Los diques descriptos podrían corresponder al magmatismo permo-triásico o al mioceno. Las mineralizaciones de cobre vinculadas al magmatismo dacítico pérmico se encuentran hacia el sur del área, en Pampa de los Pozos y Yalguaraz. Sin embargo, los diques de Peñasquito presentan una mayor similitud con diques dacíticos descriptos en la quebrada del Carrizal, 7 km al norte del área de estudio. Por tal motivo son asignados al magmatismo mioceno de la región. Se sugieren estudios exploratorios en la zona para determinar la presencia de mineralización.

Abstract: GeoloGical characteristics of the dacitic porphyries and their host rock, Quebrada del peñasQuito, western precordillera of san Juan. At Peñasquito creek, in the sierra del Tontal (S 31º 40’ 44,5” - W 69º 14’ 05”), western San Juan province, at an altitude of 2,953 m.s.n.m, a succession of dacitic dykes of unknown age are recognized, intruding subconcordantly sandstones of the Don Polo Formation of Ordovician age. The sandstones intruded by the dykes present short wavelength symmetrical folding (400 m). The dikes have attitudes of N0º/85ºO-N30º/75ºO, with thicknesses ranging between 3 and 25 m. Microscopically, they present a porfiric texture, composed of quartz, plagioclase, biotite and hematite. A deep alteration (oxidation) confers a yellowish color to the dykes, easily visible by means of satellite imagery. There are numerous folded veins of quartz that accompany the dikes, associated to anticline folds, fractures and shear zones, with sigmoid structures and cinematic indicators with dextral displacement indicators.

The dikes may correspond to a Permian-Triasic or Miocene magmatism. The closest dacitic magmatism of Permian age has been recognized to the south of the area, in Pampa de los Pozos and Yalguaraz, with copper mineralization. However, Peñasquito´s dykes have a greater similarity with dacitic dikes described at Carrizal creek, 7 km to the north of the study area. For this reason are assigned to the Miocene magmatism recognized in the region. Exploratory studies are suggested to determine the presence of mineralization.

Palabras Clave: Pórfiros. Dacitas. Magmatismo. Mioceno. Peñasquito. Precordillera. San Juan.

Key Words: Porphyry. Dacite. Magmatism. Miocene. Peñasquito. Precordillera. San Juan.

Introducción

En el marco de la confección de la hoja geológica 3169-33, Villa Pituil, a escala 1:100.000, (Gaido et al., 2008), se localizaron y cartografiaron pórfiros dacíticos ubicados en proximidades del Distrito Minero El Tontal (Bassi, 1990).

1) SEGEMAR, Delegación Córdoba. Celso Barrios 1712, CP5014, Córdoba2) SEGEMAR, Sede Central. Av. Julio A. Roca 651, 10º piso, CP1322, Ciudad Autónoma de Buenos Aires.


CArACterístICAs GeOlóGICAs De lOs pórfIrOs DACítICOs…84

El propósito de esta contribución es el de realizar un aporte geológico que permita conocer nuevos aspectos de la evolución magmática de la región y su vinculación con otras áreas de características similares e interés metalogenético como son las emplazadas en distintas zonas de la Precordillera de La Rioja, San Juan y Mendoza y en el ámbito de la Cordillera Frontal.

Ubicación, accesos y metodología de trabajo. La quebrada del Peñasquito se ubica en la sierra del Tontal, en las coordenadas S31º 40’ 44,5’’- O69º 14’ 05’’, a una altura de 2.953 m.s.n.m (Figura 1) y fuera del ámbito del Parque Nacional El Leoncito.

El acceso se realiza a partir de la RP Nº 412, por la quebrada del Carrizal, hasta la coordenada S31º 35’ 07.9’’- O69º 23’ 44.7’’, donde uno de los brazos de la huella se dirige hacia el sureste y llega hasta la quebrada del Peñasquito. El total de recorrido desde la RP Nº 412 hasta la boca de la quebrada del Peñasquito es de 32 km y demanda aproximadamente 2 horas de conducción.

La metodología de trabajo empleada consistió en investigación bibliográfica sobre la geología del área, interpretación de imágenes satelitales Aster (SEGEMAR) y fotos aéreas a escala 1:50.000 y confección del mapa geológico sobre la base topográfica del IGM, Villa Pituil, 3169-33, escala 1:100.000.

Figura 1. Ubicación y acceso a la quebrada del Peñasquito, Precordillera occidental.

85GAIDO et Al.

En el campo se trabajó con GPS Garmin map 60CS (Datum WGS84) para ubicar las muestras de rocas y para las mediciones de actitud se empleó brújula estructural Brunton.

Se confeccionaron y analizaron cortes delgados representativos de los diques muestreados.

Geología del área

La estratigrafía del área de estudio está compuesta por sedimentitas paleozoicas que conforman una secuencia marina ordovícica integrada por calizas, brechas calcáreas y pelíticas (Formación Los Sombreros); areniscas y pelitas con intercalaciones de andesitas y basaltos (Formación Cabeceras); grauvacas, subgrauvacas, areniscas, limolitas y pelitas de la Formación Don Polo (Quartino et al., 1971) y una secuencia glacimarina carbonífero-pérmica integrada por diamictitas, areniscas y pelitas (Formación Ansilta) que apoya en relación de discordancia angular y erosiva sobre las sedimentitas ordovícicas. La Formación Don Polo es intruida por una sucesión de diques porfíricos de composición dacítica que han sido incluidos en la Formación Cerro Redondo (Cortés, 1992) que agrupa un conjunto de rocas intrusivas neógenas, principalmente miocenas. Depósitos neógenos continentales están representados por conglomerados, areniscas, limolitas y tobas (Formación Lomas del Inca). Depósitos cuaternarios pedemontanos antiguos y coluvio-aluviales recientes completan la estratigrafía del área (Figura 2).

Figura 2. Mapa geológico de la quebrada del Peñasquito, modificado de Gaido et al. (2008).

Características litológicas y estructurales de la roca hospedante

En el área de la quebrada del Peñasquito los afloramientos de la Formación Don Polo conforman una faja elongada en sentido norte-sur que se extiende en el cordón montañoso denominado Cerros de la Ciénaga del Medio, de la sierra del Tontal, ubicado entre las pampas del Peñasco al oeste y de las Cabeceras al este.

La litología está compuesta por una sucesión de rocas clásticas representadas por grauvacas, subgrauvacas, limolitas, pelitas y niveles variables de areniscas. Los colores


característicos de la unidad son el verde oscuro, gris oscuro o azulado; el espesor calculado es de 500 a 800 m.

Las grauvacas se presentan en bancos estratificados, masivos y laminados, de espesores que van desde los 30 cm hasta 1 m, con clivaje poco marcado o ausente. Las limolitas y areniscas finas poseen un clivaje muy marcado; en sectores las rocas adquieren un aspecto esquistoso en el que se observan marcados kink bands. La estructura en las secuencias pelíticas homogéneas es más compleja y está representada por una sucesión de pliegues apretados con una longitud de onda menor a los 100 m y un cizallamiento dúctil sobreimpuesto al clivaje de crenulación.

La secuencia litológica está intruida por abundantes venas de cuarzo (Figura 3) que se encuentran asociadas a anticlinales, fracturas y zonas de cizalla brechadas; presentan estructuras sigmoidales e indicadores cinemáticos que denotan componentes de rumbo con desplazamiento dextral. En esta zona la faja muestra una deformación más intensa, caracterizada por un sistema de pliegues simétricos y de corta longitud de onda (400 m como máximo). El plegamiento general de la unidad es simétrico, con vergencia al NE; está formado por una sucesión de pliegues apretados, en general homoclinales, cuyos planos axiales tienen rumbo N315º e inclinación SO.

La Formación Don Polo posee un suave metamorfismo cuya influencia puede observarse en cortes delgados realizados en metagrauvacas que presentan una textura blastopsamítica en la que aún es posible identificar restos de la textura original; posee clastos relictuales de cuarzo y plagioclasa y blastos neoformados de muscovita, illita y clorita que crecen bordeando los clastos de cuarzo y plagioclasa, produciendo un contorno difuso. La foliación penetrativa (S1) tiene un rumbo submeridiano (N340º) con inclinaciones de alto ángulo al oeste (entre 70º y 90°).

Figura 3. Venas de cuarzo plegadas que intruyen las sedimentitas de la Formación Don Polo.

87GAIDO et Al.

La secuencia está intruida por numerosos diques de composición ácida, muy alterados, presumiblemente con mineralización asociada.

Se reconocen al menos dos episodios de deformación: uno antiguo (Paleozoico), representado por un clivaje pizarreño subvertical y otro posterior (¿Terciario?) que se sobreimpone, desarrollando un clivaje de crenulación subhorizontal S2, coincidente con superficies axiales de pliegues tipo kink. La deformación frágil está representada por numerosas brechas tectónicas y corrimientos de bajo y alto ángulo.

Dataciones radimétricas realizadas mediante el método K/Ar sobre minerales de illita, que indicarían la edad del metamorfismo actuante en la unidad, arrojaron una edad de 420,5±4,3 a 410,8±4,4 Ma (Buggisch y Von Gosen, 1994).

Características litológicas de los pórfiros dacíticos

Los diques de la quebrada del Peñasquito, clasificados como pórfiros dacíticos (Lagorio, 2008) son tabulares, subparalelos e intruyen subconcordantemente a la secuencia metasedimentaria de la Formación Don Polo (Figura 4). Poseen rumbos N0º-30º y buzamientos de alto ángulo al oeste; los espesores rondan los 3 a 25 m. Macroscópicamente son porfíricos y están compuestos por cuarzo, plagioclasa, biotita y abundante hematita. Presentan un alto grado de alteración por oxidación que le confiere una fuerte coloración amarillenta.

Al microscopio se observa una textura porfírica constituida por fenocristales de cuarzo, plagioclasa y hornblenda junto a cristales menores con la misma mineralogía más la presencia de ortosa.

La hornblenda presenta deformación y se encuentra alterada a biotita, clorita y grumos de titanita. Parte del cuarzo de grano fino es de origen secundario (silicificación).

Figura 4. Aspecto de pórfiros dacíticos de la quebrada del Peñasquito.


Discusión

Los diques descriptos podrían corresponder al magmatismo permo-triásico o al magmatismo mioceno.

Existen mineralizaciones de cobre ubicadas al sur del área de estudio, en Pampa de los Pozos y Yalguaraz. En esta última zona se destaca el pórfiro cuprífero homónimo que se vincula al magmatismo dacítico de edad pérmica (Sillitoe, 1977; Williams y Madrid, 1998). En la misma zona el magmatismo andesítico es post mineral, de probable edad terciaria (Madrid y Williams, 1999).

Al norte del área de estudio, en el denominado Distrito Minero El Tontal (con mineralización de Pb, Ag y Zn), se realizaron análisis químicos en diques dacíticos ubicados en la quebrada del Carrizal, que confirman la clasificación dacítica e indican una procedencia subvolcánica subalcalina con marcada tendencia calcolacalina, alto contenido de K, naturaleza metaluminosa y ambiente geotectónico de arco volcánico (Gaido, 2006). Estos diques han sido atribuidos al magmatismo mioceno (Belvideri et al., 1993; Leveratto, 1976).

Dataciones realizadas sobre pórfiros andesíticos ubicados en la serranía de las Piedras Pintadas y sierra de Barreal arrojaron una edad de 20,1±2,5 Ma (Leveratto, 1976).

Bajo la denominación de Formación Cerro Redondo (Cortés, 1992), se agrupa a un conjunto de rocas intrusivas terciarias que conforman cuerpos discordantes o tabulares concordantes de variado tamaño, de composición andesítica a dacítica, texturas porfíricas con pastas afaníticas y fenocristales de plagioclasa, anfíbol, biotita, cuarzo, opacos, titanita y epidoto, aflorantes en el ámbito de la Precordillera de Mendoza y del sur de San Juan. Dataciones K-Ar sobre una dacita del cerrito del Tigre, al sur de la estancia Yalguaraz arrojó una edad de 24,0±1 Ma (Cortés et al., 1999). La afinidad geoquímica (Koukharsky, 1996) es equivalente a la de los diques da la quebrada del Carrizal (Gaido, 2006).

Los pórfiros dacíticos de la quebrada del Peñasquito se correlacionan, por su yacencia, características petrográficas y relaciones temporales con los diques de la Formación Cerro Redondo y con los de la quebrada del Carrizal (Gaido et al., 2008).

Se sugieren estudios sistemáticos en la zona para determinar la presencia de mineralización asociada a los pórfiros dacíticos de la quebrada del Peñasquito.

Bibliografía

Bassi, H. 1990. Evaluación geológico-minera del yacimiento argentífero Carmen Alto, Distrito Tontal, San Juan. XI Congreso Geológico Argentino, San Juan, Actas 1: 390-393.

Belvideri, I., Grassi, I. Lanzilotta, J. y Treo, C. 1993. Observaciones estructurales y petrográficas en el cerro Los Puentes. Consideraciones sobre su mineralización, Calingasta, San Juan. XII Congreso Geológico Argentino, Mendoza, Actas 5: 140-149.

Buggisch, W. y Von Gosen, W. 1994. The age of Early Paleozoic deformation and metamorphism in the Argentine Precordillera – Evidence from K–Ar data. Zentralblatt Geologie und Palaöntologie, Teil 1: 275-286.

Cortés, J.M. 1992. Lavas almohadilladas en el Grupo Ciénaga del Medio, extremo noroccidental de la Precordillera mendocina. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 47: 115-117.

Cortés, J.M., Gonzalez Bonorino, G. Koukharsky, M.L. Brodkorb, A. y Pereyra, F. 1999. Hoja Geológica 3369-03 Yalguaraz, Mendoza. Carta Geológica de la República Argentina Escala 1:100.000. Servicio Geológico Minero Argentino, Boletín 280, mapa y texto publicado en versión preliminar, Buenos Aires. 118 pp.

Gaido, M.F. 2006. [Informe Geoquímico Hoja Geológica 3169-27-Barreal. Biblioteca SEGEMAR Córdoba. 18 pp. Inédito].Gaido, M.F., Cegarra, M. Anselmi, G. y Yamín, M. 2008. [Hoja Geológica 3169-33, Villa Pituil, 1:100.000, provincia de

San Juan. Biblioteca SEGEMAR Córdoba. 81 pp. Inédito].Koukharsky, M. 1996. [Hoja 3369-03, Yalguaraz, provincias de San Juan y Mendoza. Escala 1:100.000. Informe Petrológico.

Servicio Geológico Minero Argentino, Buenos Aires. 70 pp. Inédito].

89GAIDO et Al.

Lagorio, S. 2008. [Informe petrográfico de la hoja 3169-33- Villa Pituil, escala 1:100.000. Biblioteca SEGEMAR Córdoba. 15 pp. Inédito].

Leveratto, M.A. 1976. Edad de intrusivos cenozoicos en la Precordillera de San Juan y su implicancia estratigráfica. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 31: 53-88.

Madrid, J. y Williams, W. 1999. Pórfido cuprífero de Yalguaraz, Mendoza. En: Zappettini, E. (Ed.), Recursos Minerales de la República Argentina, SEGEMAR, Buenos Aires, Anales 35: 789-796.

Quartino, B.J., Zardini, R.A. y Amos, A.J. 1971. Estudio y Exploración Geológica de la Región Barreal–Calingasta. Provincia de San Juan–República Argentina., Monografía N° 1, Asociación Geológica Argentina, Buenos Aires, 184 pp.

Sillitoe, R.H. 1977. Permo-Carboniferous, Upper Cretaceous, and Miocene porphyry copper-type mineralization in the Argentinian Andes. Economic Geology, 72: 99-109.

Williams, W.C. y Madrid, J. 1998. El pórfiro cuprífero San Jorge, Mendoza. En Zappettini, E. (Ed.), Recursos Minerales de la República Argentina. Instituto de Geología y Recursos Minerales, SEGEMAR, Buenos Aires, Anales 35, 1: 797-808.

Recibido: 26 de octubre de 2011 Aceptado: 7 de diciembre de 2011

91GALLARD-ESQUIVEL Et AL.

Depósitos epitermales de baja sulfuración ricos en sulfuros de metales base, distrito aurífero La Carolina, San Luis, ArgentinaMaría Cecilia GALLARD-ESQUIVEL1, Nilda Esther URBINA2, Patricia SRUOGA3, María Silvia JAPAS4

Resumen: El distrito aurífero La Carolina se halla en el extremo occidental de la Faja Metalogenética de San Luis, la cual está espacial y genéticamente vinculada al volcanismo mesosilícico mioplioceno. La ubicación de esta faja es consecuencia de la migración hacia el este del arco volcánico debido a la horizontalización de la Placa de Nazca entre los 27°-33° LS, conocido como el segmento de Flat-Slab Pampeana. La actividad volcánica en el distrito comenzó a los 8,2 Ma y finalizó a los 6,3 Ma. Comprende lavas y piroclastitas de composición andesítica, dacítica, lacítica y traquítica. Los magmas mesosilícicos pertenecen a las suites calcoalcalina normal y de alto K hasta shoshonítica. El análisis estructural muestra que las estructuras antiguas controlaron fuertemente el emplazamiento de las rocas volcánicas y depósitos minerales asociados, como así también, ha permitido reconocer la existencia de una estructura principal de tipo pull apart. En dicho distrito existen ocho pequeños prospectos mineralizados. La mineralogía consiste de pirita, pirita-arsenical, galena, esfalerita, marcasita, melnikovita, calcopirita, pirrotina, arsenopirita, tennantita-tetrahedrita, pirargirita, hessita, silvanita, pearceita, argirodita, oro, plata, greigita, boulangerita, jamesonita y electrum. La ganga es cuarzo, calcita, calcedonia y adularia subordinada. La alteración hidrotermal comprende sericita, illita, illita/esmectita, silicificación y alteración propilítica. Estudios de inclusiones fluidas indican que el rango de temperatura de formación varía entre 230°-330°C. En base a la mineralogía, texturas, alteración hidrotermal, temperaturas de formación, química de los fluidos y geoquímica prospectiva las manifestaciones minerales han sido clasificadas como depósitos epitermales de baja sulfuración ricos en sulfuros de metales base.

Abstract: Low-suLfidation epithermaL base-metaL suLfide-rich deposits, La caroLina goLd-bearing district, san Luis, argentina. La Carolina gold-bearing district is located at the western end of the Metallogenetic Belt of San Luis, which is spatially and genetically related to the mesosilicic volcanism of mio-pliocene age. The volcanic arc experienced an eastward migration, due to the flattening of the Nazca plate in the segment 27°-33°S, known as the Pampean flat-slab. At La Carolina, the volcanic activity occurred between 8.2 and 6.3 Ma. It encompasses lavas and pyroclastics of andesitic, dacitic, latitic and trachytic composition. The mesosilicic magmas belong to normal to high-k calc-alkaline and shoshonitic suites. Structural analysis shows that previous structures have strongly controlled the emplacement of volcanic rocks and related mineral deposits at La Carolina allowing to define a pull-apart. In this gold-bearing district there are eigth small mineralized prospects. The mineralogy consists of pyrite, arsenic rich pyrite, galena, sphalerite, marcasite, melnikovite, chalcopyrite, pyrrhotite, arsenopyrite, tennantite-tetrahedrite, digenite, covellite, bornite, pyrargiryte, hessite, silvanite, pearceite, argirodite, gold, silver, greigite, boulangerite, jamesonite and electrum. The gangue consists of quartz, calcite, chalcedony and minor adularia. The hydrothermal alteration is widespread and comprise phyllic and argillic mineral assemblages characterized by sericite, illite, interstratified I/S, and silicic; propylitic alteration is also present as an outer halo. Fluid inclusions studies show that the formation temperatures range between 230º to 330º C. Boiling and mixing with meteoric water led to mineral precipitation. Based on the mineralogy, textures, hydrothermal alteration, formation temperatures, fluid chemistry and prospective geochemistry the mineralizations have been classified as low-sulfidation epithermal base-metal sulfide-rich deposits.

Palabras clave: Depósitos epitermales de baja sulfuración. Pull apart. Distrito aurífero La Carolina. San Luis. Argentina.

Key words: Low-sulfidation epithermal deposits. Pull apart. La Carolina gold-bearing district. San Luis. Argentina.

1) CONICET-Universidad Nacional de San Luis, Argentina. Ejército de los Andes 950. E.mail: [email protected]) Universidad Nacional de San Luis, Argentina. E-mail: [email protected]) CONICET-SEGEMAR, Argentina. E-mail: [email protected]) IGEBA (CONICET-UBA), Depto. de Cs. Geológicas, Argentina. E-mail: [email protected].


DEpóSItoS EpItERmALES, LA CARoLInA, SAn LUIS92

Introducción

La Faja Metalogenética de San Luis se halla localizada a 750 km al este de la trinchera oceánica. Dicha faja es una consecuencia directa de la horizontalización de la Placa de Nazca en el segmento 27º-33º S, conocido como flat slab Pampeana. Esto causó la migración del arco magmático andino hacia el antepaís en tiempos mio-pliocenos. Esta faja comprende una serie de distritos metalogenéticos vinculados espacial y genéticamente a los campos volcánicos La Carolina, Cañada Honda, Cerros Largos-Cerros del Rosario y el Morro que se disponen siguiendo una orientación ONO. El volcanismo es de tipo calcoalcalino normal a alto K y shoshonítico. Se inició a los 12-13 Ma en la mitad occidental de la faja y finalizó a los 1,9 Ma en la parte oriental, indicando un rápido desplazamiento del frente volcánico a lo largo de los aproximadamente 80 km que comprende. En el distrito aurífero La Carolina la actividad volcánica ocurrió entre los 8,2 y 6,3 Ma. (Urbina y Sruoga, 2009 y referencias allí citadas).

Las volcanitas están representadas por rocas lávicas (domos y coladas), hipabisales (dique) y volcaniclásticas (surges, ignimbritas y brechas hidromagmáticas) de composición andesítica, lacítica y traquítica. Este campo volcánico es interpretado como un sistema de maar-diatrema-domo que fue acompañado por la formación de depósitos vetiformes y del tipo stockwork/diseminados de la clase epitermal de baja sulfuración (Sruoga et al., 1996; Urbina et al., 1997).

La roca de caja de las volcanitas está constituida por rocas del basamento ígneo-metamórfico de edad precámbrica-paleozoica.

El campo volcánico La Carolina

El basamento del área de estudio está constituido por micaesquistos y gneises del Complejo Metamórfico Pringles (Sims et al., 1997). Estas rocas metamórficas corresponden a las facies esquistos verdes y anfibolita y presentan a escala regional una fábrica definida por una foliación-esquistosidad de rumbo general NNE (Ortiz Suárez 1999) a N-NNE (Japas et al., 2011).

El campo volcánico La Carolina se extiende en un área de aproximadamente 14 km2 y abarcó un lapso de tan solo 2 Ma (8,2 a 6,3 Ma, Urbina y Sruoga, 2009).

Las rocas volcánicas incluyen facies lávico-hipabisales constituidas por coladas, domos y diques; y facies volcaniclásticas: brechas hidromagmáticas, depósitos de surges y flujos densos (Figura 1).

Facies lávico-hipabisal. Las facies lávicas son las más abundantes y se hallan integradas por domos y coladas de composición modal andesítica y lacítica, mientras que la facies hipabisal se halla representada por un dique traquítico de orientación N-S que corresponde al estadio póstumo de la evolución magmática del distrito. Los domos muestran un fuerte control estructural, se hallan alineados en una dirección NNE. Las coladas se encuentran genéticamente asociadas a los domos y volumétricamente subordinadas. Estos cuerpos lávicos muestran localmente disyunción columnar y en los sectores distales exhiben brechamiento autoclástico, producido por la fragmentación de la lava durante su avance.

De acuerdo al estudio petrográfico, las facies lávicas se clasifican como andesitas, lacitas y traquitas. La Figura 2 exhibe la composición de las volcanitas.

Las andesitas presentan textura porfírica, porfírica seriada y excepcionalmente glomeroporfírica. En la mayoría de los casos la pasta es felsítica a microfelsítica, está


compuesta por agregados anhedrales de feldespato potásico, plagioclasa y cuarzo. Los minerales esenciales que las constituyen, en orden decreciente de abundancia, son: plagioclasa, sanidina y anfíbol alterado. Los minerales accesorios, en orden decreciente de abundancia, son: minerales opacos, apatita, titanita, biotita y circón (Figura 3 A y B).

Las lacitas presentan textura porfírica seriada a glomeroporfírica. La textura más frecuente de la pasta es felsítica, en donde se observan microlitos de feldespato potásico y cuarzo intersticial. También se observaron texturas microfelsíticas, microgranosa (plagioclasa + sanidina + cuarzo) y más raramente micropoiquilítica con una impregnación muy intensa de minerales opacos. Los minerales esenciales que las componen en orden decreciente de

Figura 1. Mapa geológico del distrito aurífero La Carolina.


abundancia son: plagioclasa, sanidina, hornblenda y clinopiroxeno. Los minerales accesorios son opacos, apatita, titanita, biotita y circón (Figura 4 A y B).

Las traquitas corresponden a una facies hipabisal, con textura porfírica. Están compuestas por fenocristales de sanidina, plagioclasa y cuarzo en una pasta felsítica. Presenta abundantes minerales opacos. Cabe aclarar que la clasificación por conteo modal de fenocristales indica que la roca corresponde a una traquita, no obstante no exhibe la textura traquítica que caracteriza a este tipo de rocas.

Facies volcaniclásticas. Dichas facies reúnen subfacies piroclásticas y autoclásticas, que incluyen surges, flujos densos, brechas hidromagmáticas y brechas autoclásticas. La mineralización de origen epitermal se halla espacialmente vinculada a las brechas de origen hidromagmático (freatomagmáticas/freáticas?) acorde a la clasificación de Sillitoe (1985) y localmente a las brechas autoclásticas. Los surges afloran en cercanías del Cerro Porongo y El Quemado. Corresponden a bancos de tobas lapillíticas litocristalinas con intercalaciones de tobas finas, presentan estratificación entrecruzada de bajo ángulo (Figura 5 A y B). Se observó la presencia de fragmentos de impactos balísticos “bomb sag”. En función de sus características estos depósitos han sido interpretados como flujos diluidos de tipo base surges, húmedos, de baja temperatura (Cas y Wright, 1987). Los flujos densos se hallan pobremente representados. Afloran como bancos masivos de aproximadamente 6 m de espesor, su base

Figura 2. Diagrama QAPF que exhibe la composición modal de las volcanitas.

Figura 3. Fotomicrografía de lavas andesíticas tomada con aumento 5x, Pl: plagioclasa y Hbl: hornblenda.


no está expuesta y se disponen por debajo de potentes brechas freatomagmáticas/freáticas (?). Contienen litoclastos de metamorfitas, granitoides y volcanitas inmersos en una matriz con alteración hidrotermal penetrativa, razón por la que no se han preservado los vitroclastos. Esta ignimbrita de composición modal lacítica, arrojó una edad K/Ar sobre concentrado de sanidina de 7,8 ± 0,2 Ma. (Ibañes et al., 2011). Las subfacies autoclásticas afloran en los sectores frontales y laterales de las coladas lávicas y en los sectores medio-superiores de los domos El Quemado, Los Mellizos y Cerro Mogote (Figura 1). Son brechas monolitológicas, clasto sostén con autoclastos de hasta 1,5 m. Las brechas freatomagmáticas/freáticas (?) son las de mayor distribución areal en la zona. La base de estos afloramientos no se encuentra expuesta, y en muchos sectores, las coladas de lava se hallan por encima de ellas. En algunos sectores, presentan una grosera estratificación planar de bancos de aproximadamente 80 cm, aunque generalmente son masivas (Figura 6). Se caracterizan por presentar textura matriz sostén (70% aprox.) y pobre selección textural, puesto que el tamaño de los líticos varía entre 3 mm y 1 m, con un tamaño promedio de 20 cm. La distribución de los líticos dentro de la matriz es caótica y en ciertos sectores hay acumulación de líticos de gran tamaño (30-40 cm) y exhiben una gradación a textura clasto sostén hacia el techo de los mismos. Son polimícticas, compuestas predominantemente por litoclastos angulosos a subangulosos de basamento metamórfico (micaesquistos, metacuarcitas y metagranitoides), litoclastos subredondeados a redondeados de volcanitas como andesitas, lacitas y traquitas, alteradas hidrotermalmente y en escasas ocasiones frescas. También se observaron litoclastos de brechas de eventos previos. La matriz es clástica, finamente molida y se halla fuertemente argilizada. Cabe destacar que no se ha reconocido macro y/o microscópicamente componentes juveniles, lo que se atribuye a la fuerte alteración hidrotermal que obliteró las características originales de la matriz.

Los depósitos descriptos han sido interpretados como parte de una asociación litofacial de origen hidromagmático de acuerdo a la clasificación de Sillitoe (1985). En particular, los depósitos de tipo “base surge” que se extienden al pie del cerro Porongo y El Quemado, resultan diagnósticos para plantear una estructura maar-diatrema y anillos de toba (Sruoga et al., 1996).

Figura 4. Fotomicrografía de lavas lacíticas tomada con aumento 5x, Pl: plagioclasa; Hbl: hornblenda; Cpx: clinopiroxeno; Ttn: titanita y Sa: sanidina.


Estructura

El análisis estructural llevado a cabo en el área revela que las estructuras previas habrían ejercido un importante control en el emplazamiento de las rocas volcánicas y mineralizaciones asociadas. Dos juegos de fallas principales N y NNE (Japas et al., 2011), paralelas a la foliación del basamento, delimitan este distrito volcánico de forma romboidal (Figura 7). Las fallas ~N indican movimientos de desplazamiento lateral derecho dominante, mientras que aquéllas NNE revelan componentes importantes de desplazamiento vertical (Japas et al., 2011).

La presencia de un suave alabeo (~30º) en la traza de la foliación regional de rumbo N-NNE del basamento condicionó el desarrollo de un pandeo de alivio (releasing bend) de disposición NNE. De esta manera, y a partir del desplazamiento lateral derecho de estas fracturas de rumbo ~N, se desarrolló una estructura de tipo pull apart, la cual favoreció el ascenso y emplazamiento del volcanismo y mineralizaciones asociadas en el distrito La Carolina. En una etapa más tardía, fallas de rumbo ONO y desplazamiento oblicuo (normal-sinestral) segmentaron esta estructura mayor (Figura 1).

Estos resultados concuerdan con aquéllos obtenidos en el vecino distrito de Cañada Honda (Japas et al., 2010) en cuanto confirman la importancia que habrían tenido las estructuras de desplazamiento de rumbo en el control del emplazamiento del volcanismo neógeno en el sector occidental de la Faja Volcánica Terciaria (Japas et al., 2011).

Figura 5. A. Base surges con estructura entrecruzada de bajo ángulo. B. Se observa los impactos de bomb sag y la deformación de la laminación.

Figura 6. Brecha freatomagmática/freática (?), masiva, matriz soportada, polimíctica, con líticos angulosos a subredondeados y con pobre selección textural.


Depósitos epitermales de baja sulfuración ricos en sulfuros de metales base

El distrito aurífero La Carolina posee ocho pequeños sectores mineralizados que de sur a norte son: Cerro Mogote, Puesto La Estancia, La Guillermina, El Camino, Puesto Olguín, La Ilusión, La Luisa y Cerro El Corte (Figura 1). Cada uno de éstos sectores se hallan delimitados por una conspicua alteración hidrotermal. La mineralización no es observable en superficie porque ha sido afectada por procesos de oxidación. Ésta solo puede ser detectada en subsuelo a través del estudio de testigos de perforación. Dichas zonas de alteración hidrotermal ocupan estrechas áreas siendo la mayor de todas ellas la correspondiente al sector Puesto La Estancia con una superficie de 600 por 400 m. Tales manifestaciones minerales muestran una íntima relación espacio-temporal con el volcanismo neógeno y gran parte de ellas, están hospedadas por brechas hidrotermales. Cabe destacar que en este trabajo se ha utilizado la denominación brecha hidrotermal según el sentido asignado por Sillitoe (1985), para describir, en un sentido amplio, productos tanto de procesos hidrotermales-magmáticos como hidromagmáticos.

Figura 7. Dibujo esquemático del modelo de pull-apart, tomado de Japas et al. (2011), propuesto para el dar explicación al emplazamiento del Campo Volcánico La Carolina. El pull-apart se habría generado a partir del desplazamiento lateral derecho de fracturas paralelas a la foliación N-NNE del basamento (estructura principal), y habría sido deformado tardíamente por fracturas transversales ONO-NO de desplazamiento oblicuo (directo-senestral) en el sector principal del distrito. Nótese que el área NO de Tres Cerritos preserva la morfología original.


La mineralización está estrechamente asociada a brechas hidrotermales en Cerro Mogote, La Guillermina, El Camino, Puesto Olguín y La Ilusión. En menor medida, se vinculan a rocas lávicas en Puesto La Estancia y Cerro El Corte. Estas manifestaciones minerales se encuentran localizadas a lo largo o próximas a fracturas que constituyen intersecciones de bordes de diatrema o intersecciones entre fracturas del basamento y bordes de diatrema, área La Luisa. En estos prospectos la mineralización es de baja ley, se encuentra diseminada, en venillas y en stockworks.

Las brechas hidrotermales presentan líticos angulares de volcanitas, metamorfitas, litoclastos de brechas preexistentes, como así también, cristaloclastos de sanidina, cuarzo, grafito y granate. La matriz es harina de roca y el cemento es cuarzo hidrotermal más sulfuros. Tanto los líticos como la matriz están afectados en grado variable por alteración arcillosa, clorítica y silícica (Gallard, 2007). Las brechas de Cerro Mogote presentan anomalías del orden de 0,08 ppm Au, 3,04 ppm Ag y 0,008 % Pb y las de La Guillermina de 0,1 ppm Au y 0,01 % Cu (Gallard et al., 2009). Las lavas del área de Puesto La Estancia poseen una pasta vítrea muy desvitrificada, fenocristales de sanidina sericitizada, plagioclasa argilizada y oquedades de anfíboles. Son frecuentes los parches y venillas de calcita esparítica y micrítica. Estas lavas arrojan valores de 0,03 ppm Au, 13,74 ppm Ag, 0,2 % Pb y 0,2 % Zn (Gallard et al., 2009).

Otro tipo de depósito en este distrito está representado por vetas hospedadas por rocas del basamento ígneo-metamórfico. Dichas vetas (La Carolina, La Estancia y La Luisa) están ubicadas en las adyacencias del complejo maar-diatrema-domo (Urbina y Sruoga, 2009). La veta La Estancia (Márquez Zavalía y Galliski, 1994) está hospedada por el basamento y presenta una ley media: 6,75 g/t Au, 103 g/t Ag, 0,03 % Cu, 2,23 % Pb y 0,1 % Zn (Gallard et al., 2009). La mineralogía presente en todos los sectores, tanto en los yacimientos diseminados, como en los stockworks y vetiformes, consiste fundamentalmente en pirita, pirita arsenical, galena, esfalerita, calcopirita, pirrotina, arsenopirita, tennantita-tetrahedrita, digenita, covellina, bornita, pirargirita, hessita, silvanita, marcasita, melnikovita, pearceíta, argirodita, oro, plata, greigita, boulangerita, jamesonita, electrum. La ganga comprende cuarzo, calcita, calcedonia y en menor proporción adularia.

Cabe destacar que debido a la difícil determinación óptica de varios minerales presentes en brechas hidrotermales del Cerro Mogote y de las lavas del área Puesto La Estancia, se han realizado estudios de microsonda electrónica. Urbina et al. (1998), hallaron la presencia de hessita y silvanita, mientras que Gallard et al. (2010), determinaron la existencia de argirodita y pearceíta, caracterizando la especie mineral de la serie tennantita-tetraedrita como el término enriquecido en arsénico: tennantita.

La secuencia paragenética fue construida en base a la interpretación de las texturas observadas microscópicamente y se presenta en la Figura 8. Se excluyen aquellos minerales cuyas relaciones texturales con el resto no fueron observadas. No obstante, se puede afirmar que hessita y silvanita son posteriores a calcopirita, que melnikovita reemplaza a pirita y que marcasita sucedió a ambas. En tanto, se asume que bornita se formó más o menos contemporáneamente con covellina y digenita, minerales a los que comúnmente se asocia.

En el sector SE del distrito se ha reconocido una brecha hidrotermal que se ha denominado brecha hidrotermal calcedónica (Figura 9). Se trata de una brecha polimíctica compuesta por líticos angulosos de volcanitas y metamorfitas con bajo grado de selección textural. Está cementada por calcedonia rítmicamente bandeada y calcita que se dispone en drusas y en venillas que cortan a calcedonia. Estudios de DRX realizados sobre los clastos de volcanitas indican la presencia de arcillas interestratificadas (I/S) mientras que los realizados sobre


calcedonia demuestran la existencia de adularia e illita pura. Esta brecha podría corresponder a los niveles silíceos de un sistema de baja sulfuración cuya expresión superficial puede haber sido una descarga de tipo hot spring con emanaciones de sinter silíceo.

La alteración hidrotermal es muy penetrativa y se halla afectando a todas las rocas volcánicas del distrito y acompaña a la mineralización epitermal. Comprende sericita, illita, illita/esmectita interestratificadas, esmectita, silicificación y alteración propilítica.

estudios de inclusiones Fluidas. Se efectuaron estudios de inclusiones fluidas preliminares en muestras de testigos de la perforación M-DDH-51 correspondiente al Cerro Mogote (en cuarzo y esfalerita) y sobre la brecha hidrotermal calcedónica (en calcita), que indican fenómenos de ebullición, mezcla con aguas meteóricas e inmiscibilidad de fluidos.

Figura 8. Cuadro paragenético. Estadio Hipogénico. I: corresponde al primer brechamiento. II: corresponde al episodio principal de brechamiento con la mayor introducción de mineralización. III: probable existencia de otra fracturación. Estadio Supergénico. IV: corresponde a procesos de oxidación secundaria.

Figura 9. Brecha hidrotermal caldecónica, con dos generaciones de calcedonia y calcita rodeando a un litoclasto de volcanita que se halla argilizado.


Las inclusiones H2O-CO2-N2-NaCl (Tipo 2), son inclusiones primarias tardías, halladas en cuarzo hidrotermal. Presentan salinidades intermedias (5-13 % equivalente en peso de NaCl) y dos poblaciones de inclusiones, unas que homogeneizan a líquido y otras a vapor a la misma temperatura, condición esta última, única de la curva de ebullición del agua donde ambas fases pueden coexistir (Figura 10). Esto representa el evento hidrotermal temprano. Las inclusiones Tipo 3, presentes en cuarzo y esfalerita, contienen CO2-N2 y trazas de CH4. Las Tipo 4, H2O-NaCl, también halladas en cuarzo y esfalerita, presentan bajas salinidades ~3 % equivalente en peso de NaCl. Las Th de homogeneización a líquido varían entre 248 y 328ºC. Mientras que las inclusiones Tipo 4 (Figura 11) halladas en calcita presentan Th de 130º-136ºC y siempre homogeneizan a líquido (Sosa et al., 2009).

En base a la mineralogía, texturas, alteración hidrotermal, temperaturas de formación, química de los fluidos y geoquímica prospectiva, las manifestaciones minerales han sido clasificadas como depósitos epitermales de baja sulfuración ricos en sulfuros de metales base.

Figura 11. Inclusiones fluidas de baja salinidad “H2O-NaCl”, Tipo 4. A. Medidas en cuarzo hidrotermal. B. Medidas en calcita proveniente de la brecha hidrotermal calcedónica.

Figura 10. Inclusiones fluidas Tipo 2 “H2O-NaCl-CO2-N2” encontradas en cuarzo hidrotermal.

Conclusiones

El volcanismo neógeno representado en el distrito aurífero La Carolina está caracterizado por magmas mesosilícicos correspondientes a las series calcoalcalinas normal, de alto potasio y shoshonítica. El conjunto de sus asociaciones litofaciales representa un complejo volcánico tipo maar-diatrema-domo.


La foliación de las rocas correspondientes al Complejo Metamórfico Pringles (Precámbrico tardío-Cámbrico) ejercieron un fuerte control en el emplazamiento de las rocas volcánicas y mineralizaciones asociadas. El análisis estructural permitió reconocer la existencia de una estructura principal de tipo pull apart, la cual se generó a partir del desplazamiento lateral derecho de fracturas paralelas a la foliación de rumbo ~N del basamento.

Las manifestaciones minerales presentes en el distrito aurífero La Carolina poseen una estrecha relación genética con el volcanismo neógeno. Sobre la base de estudios detallados de mineralogía, texturas y paragénesis de las asociaciones minerales de mena y ganga e inclusiones fluidas, estos depósitos se han clasificado como epitermales de baja sulfuración ricos en sulfuros de metales base.

Agradecimientos

Las autoras agradecen a la UNSL por el apoyo económico a la investigación a través del Proyecto de Ciencia y Técnica 348903 y al PICTO 2008-00012. Al Comité Editorial de la revista y al Dr. Raúl Fernández por las correcciones y sugerencias que ayudaron a mejorar el presente trabajo.

Bibliografía

Cas, R.A.F. y Wright, J.V. 1987. Volcanic successions, modern and ancient. Chapman & Hall, 526 pp.Gallard, C. 2007. [Geología y metalogénesis del sector sureste del distrito aurífero La Carolina, provincia de San Luis. Tesis de

Licenciatura, Universidad Nacional de San Luis, 110 pp. y anexos, Inédito].Gallard, M.C., Urbina, N.E. y Sruoga, P. 2009. Geología y metalogénesis del sector sureste del distrito aurífero La

Carolina, provincia de San Luis, Argentina. IX Congreso de Geología Económica, Catamarca, Actas: 99-102.Gallard, M.C., Roquet, M.B. y Urbina N.E. 2010. Presencia de argirodita y pearceíta, en la perforación M-DDH-51,

Cerro Mogote, distrito aurífero La Carolina, provincia de San Luis, Argentina. 10º Congreso de Mineralogía y Metalogenia, Río Cuarto, Córdoba, Actas: 79-84.

Ibañes, O., Sruoga, P. y Urbina, N.E. 2011. Volcanismo mioplioceno y mineralización asociada en el sector noreste del distrito La Carolina, San Luis, Argentina. XVIII Congreso Geológico Argentino, Neuquén, Actas en CD-ROM, S16.

Japas, M.S., Urbina, N.E. y Sruoga P. 2010. Control estructural en el emplazamiento del volcanismo y mineralizaciones neógenas, distrito Cañada Honda, San Luis. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 67: 494-506.

Japas, M.S., Urbina, N.E., Sruoga, P. y Gallard, M.C. 2011. Pull apart La Carolina, Faja Volcánica Terciaria, San Luis. XVIII Congreso Geológico Argentino, Neuquén, Actas en CD-ROM, S12.

Márquez Zavalía, M.F. y Galliski, M.A. 1994. Mineralogía y paragénesis de “La Estancia”, un depósito epitermal de la Sierra de San Luis. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 49: 39-47.

Ortiz Suárez, A. 1999. [Geología y petrología del área San Francisco del Monte de Oro, San Luis. Tesis Doctoral, Universidad Nacional de San Luis, 259 pp. Inédito].

Sillitoe, R. H. 1985. Ore-Related Breccias in Volcanoplutonic Arcs. Economic Geology, 80: 1467-1514.Sims, J., Stuart-Smith, P. y Skirrow, R. 1997. Informe geológico y metalogenético de las sierras de San Luis

y Comenchingones. Provincias de San Luis y Córdoba. Anales del Instituto de Geología y Recursos Minerales del SEGEMAR, 28, 148 pp.

Sosa G., Van den Kerkhof, A.M, Urbina, N., Gallard, C. 2009. Fluid inclusions and cathodoluminescence of hydrothermal breccias from the La Carolina volcanic field, San Luis, Argentina: Implications for the genesis of ore mineralization in epithermal systems. International Lateinamerika–Kolloquium, Göttingen, Germany, Abstracts: 270-273.

Sruoga, P., Urbina, N. y Malvicini, L. 1996. El volcanismo Terciario y los depósitos hidrotermales (Au, Cu) asociados en La Carolina y Diente Verde, San Luis, Argentina. XIII Congreso Geológico Argentino, Buenos Aires, Actas 3: 89-100.

Urbina, N.E., Sruoga, P. y Malvicini, L. 1997. Late Tertiary gold-bearing volcanic belt in the Sierras Pampeanas of San Luis, Argentina. International Geology Review, 39: 287-306.


Urbina, N.E., Guerstein, P.G y Malvicini, L. 1998. Hallazgo de teluluros de Ag y Au-Ag en el yacimiento diseminado La Carolina, provincia de San Luis, Argentina. III Congreso de Mineralogía y Metalogenia, Bahía Blanca, Argentina, Actas: 275-279.

Urbina, N.E. y Sruoga P. 2009. La Faja Metalogenética San Luis (FMSL), Sierras Pampeanas, Argentina: Mineralización y geocronología en el contexto metalogenético regional. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 64: 635-645.

Recibido: 21 de octubre de 2011 Aceptado: 13 de diciembre de 2011

103DEMARTIS et al.

Geoquímica y metalogénesis de las pegmatitas y granitos asociados del sector sur del distrito Comechingones, CórdobaManuel DEMARTIS1, Eugenio ARAGÓN2, Jorge E. CONIGLIO3, Lucio P. PINOTTI1, Fernando J. D`ERAMO1, Leonardo A. AGULLEIRO INSÚA3, María Natalia MAFFINI1 y Hugo A. PETRELLI3

Resumen: El distrito pegmatítico Comechingones, ubicado en el faldeo oriental de la sierra homónima, en la provincia de Córdoba, involucra pegmatitas graníticas correspondientes a la clase de Elementos Raros, tipo berilo, subtipo berilo-columbita-fosfatos, algunas en transición a la clase muscovítica, con mineralizaciones de Be-Nb-Ta-U y minerales industriales. Dos tipos de pegmatitas graníticas han sido descriptas en el sector sur del distrito: pegmatitas tipo I, con tamaños que en total pueden alcanzan los 1000 metros de longitud y superar los 50 de ancho, internamente zonadas y portadoras de Be, Nb-Ta y U; y pegmatitas tipo II, de menores dimensiones, no zonadas, ricas en cuarzo de alta pureza, carentes de mineralizaciones metalíferas, y asociadas espacial y genéticamente con leucogranitos aplíticos. En este trabajo se presentan y discuten los datos geoquímicos preliminares de ambos tipos de pegmatitas y granitos asociados. Los datos geoquímicos obtenidos, apoyados con descripciones de campo y petrográficas, permiten establecer que las dos tipologías de pegmatitas corresponden a dos eventos magmáticos diferentes (muy probablemente diacrónicos). El primero generó las pegmatitas tipo I, las cuales de sur a norte presentan un aumento en el grado de fraccionamiento desde pegmatitas poco evolucionadas y sin mineralizaciones de elementos raros, hasta pegmatitas evolucionadas con depósitos metalíferos de interés económico. El segundo evento dio origen a las pegmatitas tipo II y a los granitos aplíticos, y carece de especialización metalogenética, evidenciado por los indicadores de diferenciación magmática sistemáticamente inferiores a los de las pegmatitas tipo I y a la carencia de mineralizaciones metalíferas.

Abstract: Geochemical and metalloGenetical study of the peGmatites and associated Granites from southern comechinGones peGmatitic field, córdoba. The Comechingones pegmatitic field (CPF) is located in the eastern flank of the Sierra de Comechingones, Córdoba province. It is composed of granite pegmatites belonging to the Rare-Element class, beryl type, beryl-columbite-phosphate subtype; some of them are transitional into the Muscovite class. Beryllium, Nb, Ta and U deposits, as well as high-quality industrial mineral deposits, are frequently associated with these pegmatites. In the southern part of the CPF two different pegmatite types have been described. Type I pegmatites constitute large zoned bodies with up to 1000 m long and 50 m thick, and may constitute rare element deposits, whereas type II pegmatites occur as small, unzoned quartz-rich dykes, without metalliferous mineralizations, spatial and genetically associated with aplitic leucogranites. Preliminary geochemical data from both pegmatites types and granites are presented and discussed in this contribution. Geochemical evidences, supported by field and petrographic observations, suggest that the two types of pegmatites identified in the study area represent two different, probably diachronic, magmatic stages. Type I pegmatites display a geochemical gradation in a S-N direction, from barren pegmatites in the south to fractionated pegmatites in the northern part of the study area, and are the lithological product of the first magmatic stage. The second stage lead to the crystallization of aplitic granites and barren type II pegmatites, geochemically less fractionated than type II pegmatites.

Palabras Claves: Geoquímica. Metalogénesis. Pegmatitas LCT. Granitos. Distrito pegmatítico Comechingones. Sierras Pampeanas de Córdoba

Keywords: Geochemistry. Metallogenesis. LCT pegmatites. Granites. Comechingones pegmatitic field. Sierras Pampeanas de Córdoba.

1) CONICET – Depto. Geología, Universidad Nacional de Río Cuarto. E-mail: [email protected], [email protected], [email protected], [email protected] 2) Universidad Nacional de La Plata – CONICET. E-mail: [email protected] 3) Depto de Geología, Universidad Nacional de Río Cuarto. E-mail: [email protected], [email protected], [email protected]


Geoquímica y metaloGénesis del distrito peGmatítico comechinGones104

Introducción

Si bien existen antecedentes en lo referido a la caracterización y descripción geológico-mineralógica-económica de las pegmatitas del distrito pegmatítico Comechingones (DPC), Sierras de Córdoba, hasta el momento se carece por completo de análisis químicos de las pegmatitas y granitos del distrito.

En trabajos previos realizados en el sector sur del DPC, se ha observado que las pegmatitas aflorantes poseen notables diferencias en cuanto a la yacencia, dimensiones, mineralizaciones, estructura interna y las condiciones físico-químicas de los fluidos mineralizadores (Demartis et al., 2005; 2008; 2010a y b). A partir de estas observaciones se planteó un modelo de evolución que explica estas diferencias (Demartis, 2010). En el presente trabajo, se exponen los datos geoquímicos obtenidos a partir del muestreo de roca total y mineralógico sobre pegmatitas y granitos de la porción sur del DPC, los cuales aportan nuevas evidencias que apoyan fuertemente la hipótesis planteada en el modelo propuesto. Este modelo constituye una herramienta útil para la prospección tanto de minerales metalíferos como no metalíferos asociados con este tipo de rocas.

Distrito pegmatítico Comechingones

El DPC ocupa un área de aproximadamente 800 km2, y se ubica en el sector noroccidental de la sierra homónima, dentro del ámbito de las Sierras Pampeanas de Córdoba (Figura 1a y b). Ha sido definido, caracterizado y clasificado por Galliski (1994, 1999), quien clasifica a las pegmatitas de este distrito dentro de la signatura geoquímica LCT, en la clase Elemento Raros, tipo berilo, subtipo berilo-columbita-fosfato, aunque algunas pegmatitas se consideran en transición a la clase Muscovita. Teniendo en cuenta el nuevo esquema de clasificación propuesto por Černý y Ercit (2005), estas pegmatitas poseen características correspondientes a la clase Muscovita-Elementos Raros. Hub (1994, 1995) distinguió cinco grupos pegmatíticos para todo el DPC, de norte a sur: grupos El Catre, Cerro de Agustín, Cerro Redondo, Cerro de las Ovejas y Cerro El Tren. Demartis (2010) agregó dos grupos en el sector sur del DPC: grupos Electra y Otto (Figuras 1b y c).

Las rocas hospedantes de las pegmatitas y granitos del sector sur del DPC están constituidas por gneises, migmatitas, anfibolitas y otros protolitos cámbricos que han sido afectados por la deformación de la faja de cizalla Guacha Corral (FCGC), desarrollada durante el ciclo Famatiniano, dando como resultado milonitas, proto y ultramilonitas (Martino et al., 1995; Fagiano et al., 2002; Whitmeyer y Simpson, 2003; Fagiano, 2007). Las pegmatitas y granitos del área de estudio se emplazaron sincinemáticamente con la deformación de la FCGC (Agulleiro Insúa et al. 2006; Demartis et al. 2011a).

En el área de estudio del presente trabajo, correspondiente a la porción sur del DPC (Figura 1c), se identificaron y describieron dos tipos de pegmatitas, tipo I y tipo II, sobre la base de sus morfologías, dimensiones, estructura interna, mineralizaciones, etc.

Las pegmatitas tipo I predominan en el sector occidental del área de estudio, y afloran en tres de los cuatro grupos pegmatíticos establecidos previamente para el área de estudio (Figura 1c): grupos Cerro de las Ovejas, Cerro El Tren y Electra. Poseen morfologías lenticulares a tabulares, y en general no superan los 200 m en su máxima extensión. Generalmente se presentan como conjuntos de pegmatitas conformando extensas corridas pegmatíticas que pueden superar los 1000 m de largo y 50 m de ancho, donde cada una de estas corridas está constituida internamente por varios cuerpos lenticulares de pegmatitas.

105DEMARTIS et al.

Cada pegmatita posee individualmente zonación interna, la cual está caracterizada, desde el exterior al interior, por una zona de borde discontinua (muscovita ± cuarzo y albita), zona de pared de grano grueso (cuarzo + muscovita ± albita), zona intermedia de grano grueso a muy grueso (microclino + cuarzo + muscovita + albita), y una zona de núcleo cuarzoso, con megacristales de microclino y muscovita subordinados. En general la zona intermedia es ampliamente dominante volumétricamente sobre las demás, y en aquellas pegmatitas donde no se ha observado zonación interna, las mineralogías y texturas corresponden a las de las zonas intermedias. Entre los minerales accesorios pueden nombrarse granate, berilo, triplita (y sus productos de alteración secundaria), columbita-tantalita, y minerales de uranio, que se asocian generalmente a las zonas intermedias o núcleo. También poseen unidades

Figura 1. a) Bosquejo geológico simplificado de las Sierras Pampeanas Orientales, con la localización del recuadro correspondiente al mapa de la Figura 1b. b) Mapa geológico simplificado de la Sierra de Comechingones, mostrando la localización del distrito pegmatítico Comechingones (DPC) y del mapa de la Figura 1c. Los óvalos muestran la ubicación y extensión aproximada de los siete grupos pegmatíticos que conforman el DPC: 1) grupo El Catre; 2) grupo Cerro de Agustín; 3) grupo Cerro Redondo; 4) grupo Cerro de las Ovejas; 5) grupo Cerro El Tren; 6) grupo Electra; 7) grupo Otto. BA: batolito de Achala; BCA: batolito Cerro Áspero. c) Mapa geológico del área de estudio mostrando la ubicación de los muestreos para análisis geoquímicos con sus respectivos rótulos y tipos de muestreo (ver texto). Los óvalos muestran, nuevamente, la ubicación y extensión aproximada de los cuatro grupos pegmatíticos del área de estudio. FCGC: faja de cizalla Guacha Corral.


de reemplazo que afectan esencialmente a las zonas intermedias, y están compuestas de albita + lepidolita + turmalina + cuarzo + montebrasita + muscovita (Demartis et al., 2011b). Este tipo de pegmatitas poseen mineralizaciones de Be, Nb-Ta y U, además de minerales industriales de alta calidad, tales como cuarzo, feldespato y micas. No obstante, las mineralizaciones metalíferas no ocurren uniformemente sino que se concentran mayormente en las pegmatitas del grupo Cerro de las Ovejas, al norte del área de estudio. Por su parte, las pegmatitas del grupo Cerro El Tren son en general estériles, con escasos ejemplos de mineralizaciones de berilo, mientras que las pegmatitas del grupo Electra carecen por completo de mineralizaciones metalíferas de interés. Se determinaron condiciones de presión y temperatura de formación de 5 kb y alrededor de 600ºC para los cuarzos de núcleo de las pegmatitas tipo I (Demartis et al. 2010a).

Las pegmatitas tipo II no poseen zonación, son de dimensiones considerablemente menores (generalmente no superan los 150 m de corrida), presentan morfologías tabulares y no están mineralizadas. Se restringen esencialmente al sector oriental del área de estudio y afloran en el grupo Otto (Figura 1). Están compuestas, en gran medida, de cuarzo de alta pureza (>99,98 % de SiO2; Demartis et al., 2005 y 2009), en general con texturas macizas, aunque en algunos casos se han podido observar texturas crustiformes, y generalmente presentan variaciones de rumbo y buzamiento en armonía con la orientación de la roca hospedante. En los sectores de quiebres de rumbos se han descripto intercrecimiento de cuarzo con microclino y muscovita subordinados, con típicas texturas pegmatíticas, y también se observan granate y berilo como accesorios frecuentes. Las condiciones de presión y temperatura de formación estimadas para los cuarzos de las pegmatitas tipo II son de alrededor de 2,5 kb y 450ºC (Demartis et al., 2005 y 2010a).

Las pegmatitas tipo II se encuentran frecuentemente asociadas espacial y genéticamente a granitos aplíticos conformando asociaciones aplopegmatíticas. Estos granitos son leucocráticos y poseen morfologías tabulares, longitudes que varían desde escasos metros hasta unos pocos cientos de metros, potencias desde decímetros hasta 10 m, y presentan usualmente contactos concordantes y armónicos con la foliación milonítica de las rocas hospedantes. Mineralógicamente están compuestos de cuarzo, microclino, plagioclasa (~An15), muscovita, con biotita y granate en menor proporción, además de circón, monacita y apatita como fases minerales accesorias.

Muestreo

En este trabajo, se efectuaron dos tipos de muestreos y análisis, cuya ubicación se presenta en la Figura 1: 1) muestreo para análisis geoquímico de roca total en pegmatitas tipo I y en granitos aplíticos, y 2) muestreo para análisis geoquímico de feldespatos potásicos en pegmatitas tipo I (correspondientes a las zonas de núcleo) y tipo II. Todos los análisis fueron realizados mediante ICP-MS e ICP-OES en el laboratorio comercial ACTLABS, Canadá.

El muestreo de roca total en pegmatitas se efectuó en las zonas intermedias de pegmatitas tipo I, debido a que estas zonas en la mayoría de los casos representan más del 75% de la superficie aflorante. Para la toma de estas muestras se seleccionaron aquellas pegmatitas donde las zonas intermedias superan el 90% de su superficie total aflorante y sus texturas no presentan heterogeneidades importantes. En cada punto se realizó un muestreo sistemático de esquirlas de roca fresca hasta totalizar por lo menos 30 kg por muestra. Los datos obtenidos de estos análisis se utilizaron esencialmente para efectuar comparaciones regionales dentro del área.

107DEMARTIS et al.

Tabla 1. Análisis químicos de roca total de zonas intermedias de pegmatitas tipo I y granitos aplíticos. ISA (Índice de Saturación de alúmina) = [Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)]molar

Geoquímica de roca total

Los valores de índices de saturación de alúmina (ISA) de los análisis geoquímicos de roca total de pegmatitas tipo I y granitos aplíticos son mayores a 1 (entre 1,21 y 1,73 para pegmatitas tipo I; y entre 1,37 y 1,62 para granitos aplíticos), indicando así un carácter netamente peralu-minoso (Tabla 1). En cuanto a los elementos mayoritarios, tanto las pegmatitas tipo I y los granitos aplíticos están fuertemente empobrecido en CaO, MgO, Fe2O3 y TiO2, poseen fuerte enriquecimiento en SiO2 y álcalis (Na2O y K2O), y leve enriquecimiento en P2O5 (Tabla 1).

Los elementos LILE (large ione lithophile elements), tales como Rb, Cs, Sr y Ba, así como las relaciones K/Rb, K/Cs y otras, constituyen los mejores indicadores de fraccionamiento en los granitos y pegmatitas del área de estudio. Estos indicadores también han sido aplicados exitosamente en otros ejemplos de Argentina y del mundo (Goad y Černý, 1981; Černý et al., 1985; Da Silva et al., 1995; Galliski et al., 1997; Fuertes-Fuente y Martin-Izard, 1998; Quéméneur y Lagache, 1999; Alfonso et al., 2003; Černý et al., 2005; Sardi y Lozano Fernández, 2010).

En las Figuras 2a y b se presentan los valores de K/Rb y K/Cs vs. los contenidos de Rb y Cs de las pegmatitas tipo I y de los granitos aplíticos. Observando los resultados de los análisis de las pegmatitas tipo I, se advierten significativas diferencias, desde valores altos de K/Rb y K/Cs y bajos contenidos en Rb y Cs (muestra “104-1” y “L3”) en las pegmatitas ubicadas al sur del área de estudio, hasta comportamientos inversos en las

An L3 104-1 Ad1 N-Otto XIX Otto VI 115 133 98 100 105-2 118 131

SiO2 óxidos (% peso) 74,99 76,46 77,28 76,98 77,72 76,44 76,39 76,27 75,67 75,08 78,21 75,56 75,56

Al2O3 14,26 14,69 14,11 14,71 13,75 14,6 14,53 14,64 15,46 14,46 14,41 14,56 15,29

Fe2O3(T) 0,63 0,5 0,21 0,41 0,88 0,45 0,74 0,58 0,82 1 0,54 0,74 0,82

MnO 0,052 0,008 0,007 0,017 0,01 0,13 0,068 0,03 0,048 0,024 0,041 0,053 0,015

MgO 0,08 0,11 0,05 0,09 0,17 0,05 0,06 0,12 0,15 0,25 0,17 0,05 0,2

CaO 0,14 0,27 0,85 0,58 0,98 0,52 0,77 0,65 0,8 0,49 0,67 0,92 0,53

Na2O 2,96 2,06 4,45 5,79 2,6 3,47 2,97 2,92 3,16 3,22 3,07 2,95 3,59

K2O 4,08 4,11 2,61 1,24 2,47 3,5 2,67 2,61 3,43 3,56 2,38 3,8 2,81

TiO2 0,012 0,012 0,012 0,013 0,08 0,012 0,016 0,023 0,036 0,113 0,018 0,021 0,06

P2O5 0,11 0,12 0,15 0,07 0,04 0,06 0,05 0,15 0,19 0,05 0,05 0,06 0,11

LOI 1,3 1,47 0,73 1,09 1,48 1,07 1,43 1,45 1,22 1,44 1,29 1,09 1,4

Total 98,62 99,79 100,5 101 100,2 100,3 99,71 99,44 101 99,69 100,9 99,81 100,4

ISA 1,49 1,76 1,21 1,23 1,57 1,4 1,58 1,66 1,49 1,44 1,63 1,37 1,54

Rb ppm 380 105 64 84 70 113 105 83 127 110 89 96 84

Cs 7,6 2,9 1,3 6,6 1,8 0,9 1 2 2,6 4,4 1,8 0,6 1,8

Ba < 3 144 56 9 387 23 193 62 137 413 64 393 141

Sr 3 37 60 13 82 9 32 41 38 103 28 70 38

Be 7 3 3 3 1 3 3 5 7 2 5 2 3

Nb 23,3 3 2 7 8,4 16,1 11,5 6,5 11 10 9 8 8

Ta 9,88 2,2 1,8 2,7 2,58 4,64 4,25 3,96 3,6 2,1 3,2 2,6 2,7

U 0,51 0,4 0,5 0,5 1,02 0,8 1,24 1,16 2,2 0,8 1,3 1,7 1,5

Li 23 6 6 10 15 2 3 6 8 26 6 3 7

K/Rb 89,1 324,9 338,5 122,5 292,9 257,1 211,1 261 224,2 268,7 222 328,6 277,7

K/Cs 4.457 11.765 16.667 1.560 11.391 32.283 22.165 10.833 10.952 6.717 10.976 52.576 12.960

Pegmatitas tipo I Granitos aplíticos


muestras “An” y “Ad1”, correspondientes a las pegmatitas ubicadas al norte. Al comparar las zonas intermedias de las pegmatitas tipo I analizadas con otros ejemplos locales y mundiales de granitos y pegmatitas asociadas (batolito Cerro Áspero, Coniglio, 2006; y batolito Lac du Bonnet, Manitoba, Canadá, Černý et al., 1985; Figuras 2a y b) se puede ver que, excepto la muestra “Ad”, el resto posee una buena correlación con los granitos del batolito Lac du Bonnet e inclusive con el tren evolutivo del batolito Cerro Áspero (Coniglio, 2006; Pinotti et al., 2002).

Los granitos aplíticos poseen grados de fraccionamiento relativamente bajos, con bajos contenidos de Rb (entre 70 y 127 ppm) y Cs (entre 0,6 y 4,4 ppm), y altas relaciones K/Rb (entre 211 y 329) y K/Cs (entre 6.717 y 52.576). Esto concuerda ampliamente con las relaciones de yacencia que se observan en el campo y los datos geoquímicos que se presentan más adelante.

Los comportamientos observados para Ba y Sr son en general inversos a los de Rb y Cs, por lo tanto las concentraciones de Ba y Sr disminuyen a medida que aumenta el grado de fraccionamiento. Esto se debe a que son compatibles con los feldespatos que cristalizan a partir de un fundido granítico, e ingresan tempranamente en la estructura cristalina de estos minerales, empobreciendo gradualmente el líquido residual en estos elementos. En

Figura 2. a) Gráfico K/Rb vs. Rb de pegmatitas tipo I y granitos aplíticos del área de estudio. Las flechas rellenas de colores grises muestran el tren evolutivo del Batolito Cerro Áspero (BCA) (Coniglio, 2006); se muestran también las facies del batolito de Lac du Bonnet (LdB), Manitoba, Canadá (Černý et al., 1985); y las distintas facies del granito Osis Lake (OL), Manitoba, Canadá (Černý y Brisbin, 1982). b) Gráfico K/Cs vs. Cs de pegmatitas tipo I y granitos aplíticos del área de estudio. Se muestran también las facies del batolito de Lac du Bonnet (LdB), Manitoba, Canadá (Černý et al., 1985). c) Gráfico K/Rb vs. Ba de pegmatitas tipo I y granitos aplíticos del área de estudio. d) Gráfico K/Rb vs. Sr de pegmatitas tipo I y granitos aplíticos del área de estudio. Los rótulos marcados en los gráficos corresponden a las muestras de pegmatitas tipo I, solamente.

109DEMARTIS et al.

las Figuras 2c y d se graficaron Ba y Sr en función del cociente K/Rb, donde se observa que las muestras “L3” y “104-1” de las pegmatitas tipo I ubicadas al sur del área de estudio poseen relativamente altos contenidos en Ba y Sr y mayores valores K/Rb con respecto a las muestras “An” y “Ad1” ubicadas al norte del área.

Los granitos aplíticos, por su parte, poseen contenidos en Ba y Sr superiores a las pegmatitas tipo I, lo cual es consistente con lo planteado para Rb y Cs. En general, las variaciones de los contenidos en Ba y Sr entre muestras de granitos aplíticos se correlacionan bastante bien con los contenidos de CaO, lo cual a su vez depende de la proporción de plagioclasa que cristaliza.

Figura 3. Gráfico de barras comparando los contenidos de Be, Nb, Ta, U, P y Li entre las cuatro muestras de zonas intermedias de pegmatitas tipo I.


En la Figura 3 se muestran, de manera comparativa mediante un gráfico de barras, los contenidos relativos de Be, Nb, Ta, U, P y Li en las diferentes muestras de pegmatitas tipo I. En este gráfico, la mayoría de estos elementos muestran un enriquecimiento progresivo desde las muestras “L3” y “104-1”, ubicadas al sur del área de estudio, hasta las muestras “Ad1” y “An”, ubicadas al norte del área, donde ocurren los depósitos metalíferos más importantes. Lo contrario sucede con el U y el P, donde las muestras de pegmatitas ubicadas al sur del área de estudio muestran contenidos iguales o mayores a las del norte.

Tabla 2. Análisis químicos de feldespatos potásicos de zonas de núcleo de pegmatitas tipo I, y feldespatos potásicos de pegmatitas tipo II.

Figura 4. Diagrama Ab-An-Or de los feldespatos potásicos de pegmatitas tipo I y II, calculados a partir de análisis químicos en base a 8 oxígenos.

FK-117 FK-An FK-Camino FK-S-Elec FK-13 GP-L2 GP-106 GP-107 FK-Otto V FK-Otto II-III FK-Otto XIX

SiO2 óxidos (% peso) 65,97 65,42 65,14 65,51 65,07 72,18 71,71 73,21 65,36 65,18 65,93

Al2O3 18,5 18,74 18,68 18,31 18,47 14,34 14,76 14,94 18,52 18,38 17,67

Fe2O3(T) 0,03 0,02 0,02 0,03 0,07 0,13 0,07 0,04 0,04 0,05 0,05

MnO 0,002 0,002 0,002 0,002 0,002 0,002 0,006 0,004 0,002 0,002 0,002

CaO 0,04 0,02 0,07 0,08 0,07 0,08 0,07 0,23 0,05 0,13 0,05

Na2O 3,01 2,54 3,58 2,85 2,37 1,91 1,97 2,74 3,49 2,15 0,52

K2O 11,84 12,53 11,23 12,08 13,18 10,16 9,8 8,92 11,42 12,37 14,96

P2O5 0,21 0,41 0,45 0,14 0,15 0,11 0,1 0,09 0,22 0,17 0,08

LOI 0,21 0,22 0,05 0,13 0,23 0,24 0,22 0,3 0,05 0,34 0,01

Total 99,81 99,9 99,24 99,13 99,62 99,16 98,74 100,5 99,15 98,79 99,27

Or (%) 72 76,4 67,1 73,3 78,3 77,4 76,2 67,2 68,1 78,6 94,7

Ab (%) 27,8 23,5 32,5 26,3 21,4 22,1 23,3 31,4 31,6 20,8 5

An (%) 0,2 0,1 0,4 0,4 0,3 0,5 0,5 1,5 0,3 0,7 0,3

Rb ppm 874 1000 666 338 337 240 303 302 881 248 286

Cs 4,4 170 13,3 10,1 6,3 8,7 9,9 7,7 4,2 2,7 3,6

Sr 3 10 10 75 92 129 73 80 7 149 90

Ba 14 6 20 189 410 574 241 261 14 325 612

Ga 14 17 9 7 8 6 6 7 24 7 11

K/Rb 112,5 104 140 296,7 324,7 351,4 268,5 245,2 107,6 414,1 434,2

K/Cs 22.338 612 7.009 9.929 17.367 9.695 8.218 9.617 22.572 38.033 34.497

Pegmatitas tipo I Pegmatitas tipo II

111DEMARTIS et al.

Geoquímica de feldespatos potásicos

Los feldespatos potásicos de las pegmatitas tipo I y II analizados poseen en general texturas pertíticas, y composicionalmente corresponden a feldespatos alcalinos, con contenidos de An despreciables (generalmente <1%), cuyas composiciones varían entre Or79Ab21 y Or67Ab33 (Tabla 2 y Figura 4). La muestra “FK-Otto XIX” constituye un caso particular, ya que presenta un enriquecimiento extremo en el componente Or, con composición Or95Ab5. Si bien no se observa una diferencia marcada en las composiciones de los feldespatos de pegmatitas tipo I y pegmatitas tipo II, las pegmatitas tipo I tienen en general mayores contenidos en Ab y menores en Or con respecto a la tipo II. Asimismo, no se pudo establecer claramente una tendencia en los contenidos de Ab y Or entre las diferentes muestras de feldespatos de pegmatitas tipo I.

En las Figuras 5a y b se grafican los valores de K/Rb y K/Cs vs. los contenidos de Rb y Cs de los feldespatos potásicos de las pegmatitas tipo I y tipo II, utilizados como indicadores de fraccionamiento. En este gráfico se observa que los feldespatos de las pegmatitas tipo I poseen relativamente mayores contenidos de Rb y menores relaciones K/Rb con respecto a los de las pegmatitas tipo II, excepto el caso de la muestra “Otto V”, correspondiente a feldespato potásico de una pegmatita tipo I situada en el grupo Otto. A su vez, si se evalúan solamente las pegmatitas tipo I, se puede observar un incremento de los contenidos de Rb y una disminución de K/Rb desde las muestras “GP-L2”, “FK-S-Elec” y “FK-013”, ubicadas al sur del área de estudio (grupo Electra, Figura 1), hasta las muestras “FK-117” y “FK-An”, ubicadas al norte del área, en el grupo Cerro de las Ovejas (Figura 1). Estos datos indican que las pegmatitas tipo I poseen mayor grado de fraccionamiento con respecto a las pegmatitas tipo II, y dentro de las pegmatitas tipo I el grado de fraccionamiento aumenta en sentido sur-norte. Si se comparan los feldespatos de las pegmatitas I y II del área con los feldespatos potásicos en granitos de otros sectores del mundo (granitos de diversos sectores de Australia, y el granito de Galway, Irlanda) y con feldespatos potásicos en pegmatitas con diferentes grados de evolución (pegmatitas de los grupos Shatford Lake, Greer Lake, Red Cross Lake y la pegmatita Tanco, en el estado de Manitoba, Canadá; tomados de Černý et al., 1985), graficados en la Figura 5a y b, puede observarse una clara correspondencia de las pegmatitas en estudio con respecto a las pegmatitas con bajo grado de evolución o poco fraccionamiento y a granitos parentales. En el extremos opuesto de los gráficos mostrados en las Figuras 5a y b, se encuentra la pegmatita “Tanco”, ejemplo mundial de pegmatita altamente fraccionada de la clase Elementos Raros, tipo complejo, subtipo petalita, donde los valores de K/Rb y Rb se grafican bastante lejos del tren evolutivo de las pegmatitas en estudio.

En las Figuras 6a y b se grafican K/Rb vs. Cs y K/Cs vs. Rb, respectivamente, donde se muestran comparativamente los feldespatos potásicos de pegmatitas I y II, y los campos de pegmatitas de diferentes clases, tipos y subtipos, estériles y mineralizadas, definidos por Galliski et al. (1997) a partir muestras de feldespatos potásicos de zonas intermedias de pegmatitas de diferentes distritos de la Provincia Pegmatítica Pampeana. En ambas figuras, la mayoría de las muestras de feldespatos potásicos de las pegmatitas tipo I y II se graficaron en el campo que agrupa a pegmatitas de clase Muscovita o clase Elementos Raros estériles. Solamente la muestra “FK-An” se graficó en el campo correspondiente a pegmatitas de clase Elementos Raros, tipo Berilo y tipo Complejo, subtipo Espodumeno. Estos gráficos indican nuevamente que las pegmatitas del grupo Cerro de las Ovejas, ubicadas al norte del área de estudio, poseen un mayor grado de fraccionamiento, ya que, a diferencia del resto, se correlacionan con pegmatitas con mineralizaciones de elementos raros de la Provincia Pegmatítica Pampeana (Galliski et al., 1997).


Comportamientos similares a los establecidos hasta el momento fueron observados también en el diagrama K/Rb vs. P2O5 (Figura 6c). Si bien la mayoría de las muestras (excepto las muestras “FK-Otto XIX” y “GP-107”) se grafican por encima del límite de 0,1% P2O5, que separa las pegmatitas de clase Muscovita y estériles por debajo de las pegmatitas más evolucionadas por encima (Galliski et al., 1997), las pegmatitas tipo II poseen valores significativamente menores en P2O5 que las pegmatitas tipo I. Entre las pegmatitas tipo I se observa nuevamente un aumento de P2O5 y menores valores de K/Rb en las pegmatitas de los grupos Cerro El Tren y Cerro de las Ovejas, al norte del área de estudio (muestras “FK-An”, “FK-117” y “FK-Camino”), con respecto a las pegmatitas del grupo Electra, ubicadas al sur (muestras “FK-S-Elec”, “FK-013”, “GP-L2”, “GP-106” y “GP-107”).

En la Figura 6d se relacionan los valores de Al/Ga vs. los contenidos de Ga. Debido a que, en rocas graníticas, el Ga normalmente ingresa en las estructuras cristalinas de aluminosilicatos sustituyendo al Al, la relación Al/Ga posee cierta relevancia para evaluar el grado evolutivo de una determinada suite de rocas (Černý et al., 1985). En este gráfico feldespatos potásicos de pegmatitas tipo I muestran mayores concentraciones de Ga y menores valores de Al/Ga con respecto a los de las pegmatitas tipo II, y las mismas variaciones ocurren entre las pegmatitas tipo I del grupo Cerro de las Ovejas con respecto a las de los grupos Cerro el Tren y Electra, correspondiéndose con lo observado en los demás gráficos.

Figura 5. a) Gráfico K/Rb vs. Rb de feldespatos potásicos de pegmatitas tipo I y II. Se muestran también los datos de feldespatos potásicos de diversos granitos de Australia, del granito de Galway, Irlanda, y de feldespatos potásicos de distintas pegmatitas del estado de Manitoba, Canadá (tomados de Černý et al., 1985). b) Gráfico K/Cs vs. Cs de feldespatos potásicos de pegmatitas tipo I y II. Se muestran también los datos de feldespatos potásicos de distintas pegmatitas (tomados de Černý et al., 1985). Las leyendas son iguales a las de la Figura 4.

113DEMARTIS et al.

Figura 6. a) Gráfico K/Rb vs. Cs de feldespatos potásicos de pegmatitas tipo I y II. b) Gráfico K/Cs vs. Rb de feldespatos potásicos de pegmatitas tipo I y II. Tanto en la Figura 6a como 6b se muestran también los campos correspondientes a pegmatitas de diferentes clases, tipos y subtipos, estériles y mineralizadas, establecidos por Galliski et al. (1997) a partir de pegmatitas de diferentes distritos de la Provincia Pegmatítica Pampeana. c) Gráfico K/Rb vs. P2O5 de feldespatos potásicos de pegmatitas tipo I y II. Se muestra también un límite de 0,1% P2O5 establecido por Galliski et al. (1997), el cual separa los feldespatos de las pegmatitas de clase Muscovita y estériles a contenidos menores a 0,1% P2O5 de las pegmatitas más evolucionadas. d) Gráfico Al/Ga vs. Ga de feldespatos potásicos de pegmatitas tipo I y II. Las leyendas son iguales a las de la Figura 4.

Discusión y conclusiones

El incremento en el grado de fraccionamiento de las pegmatitas tipo I en sentido S-N, observado en las Figuras 2a, 2b, 5a y 5b, junto con las diferencias encontradas en los patrones de elementos de tierras raras (Demartis, 2010), se corresponde ampliamente con las características mineralógicas y metalogenéticas de los tres grupos de pegmatitas tipo I del área de estudio (de sur a norte, grupos Electra – Cerro El Tren – Cerro de las Ovejas). Las mineralizaciones metalíferas más importantes se localizan espacialmente en las pegmatitas del grupo Cerro de las Ovejas (el más septentrional y con mineralizaciones de Be, Nb-Ta y U, entre otros), geoquímicamente más fraccionadas (alto Rb y bajo K/Rb). Las pegmatitas menos fraccionadas (bajo Rb y alto K/Rb) corresponden a pegmatitas estériles o pegmatitas donde no se han encontrado mineralizaciones metalíferas importantes (grupo Electra). Las pegmatitas del grupo Cerro El Tren poseen mineralizaciones de elementos raros que constituyen un caso intermedio entre los dos grupos anteriores, lo cual se ve reflejado, por ejemplo, en el tren evolutivo de los feldespatos potásicos de la Figura 5a.

Los bajos contenidos en U y P, observados en la Figura 3, correspondientes a muestras de geoquímica de roca total en zonas intermedias de las pegmatitas del grupo Cerro de las


Ovejas, pueden explicarse mediante el fraccionamiento de fases minerales ricas en U y P (óxidos de U y fosfatos) que cristalizaron durante la formación de las zonas intermedias de pegmatitas tipo I. La cristalización de estos minerales, los cuales ocurren en masas de minerales distribuidos heterogéneamente en las zonas intermedias de las pegmatitas del grupo Cerro de las Ovejas, habría empobrecido relativamente el magma en estos elementos. Teniendo en cuenta que el muestreo de las pegmatitas tipo I se efectuó en sectores de las zonas intermedias que no incluyeron las masas de fosfatos ni minerales de U, es coherente encontrar bajos contenidos de estos elementos, ya que las muestran representarían el fundido relativamente deprimido en U y P. Por otra parte, los demás elementos de la Figura 3 (Be, Nb, Ta, Li) son constituyentes estructurales esenciales de minerales accesorios que generalmente se asocian a las zonas de núcleo o unidades de reemplazo en las pegmatitas del grupo Cerro de las Ovejas (berilo y columbita-tantalita se observan frecuentemente asociados a cuarzo de núcleo, mientras que lepidolita y turmalina de Li-Na ocurren en unidades de reemplazo ricas en albita). Por lo tanto, si el muestreo representa el magma presente durante la cristalización de las zonas intermedias, previo a la cristalización de estos minerales, es razonable esperar mayores contenidos en las pegmatitas de este grupo con respecto a la de los grupos Cerro El Tren y Electra, tal como se observa en la Figura 3.

A partir de lo expuesto en el presente trabajo, se concluye que las diferentes tipologías de pegmatitas (pegmatitas tipo I y tipo II), aflorando conjuntamente dentro de la FCGC, podría ser explicada a partir de dos eventos magmático-pegmatíticos, con diferentes grados de fraccionamientos alcanzados.

El primer evento magmático generó las pegmatitas tipo I, y muestra, de sur a norte, un aumento en el grado de fraccionamiento desde pegmatitas no evolucionadas, con K/Rb mayores a 100, bajos contenidos de Cs y Rb, y sin mineralizaciones de elementos raros, hasta pegmatitas evolucionadas, con K/Rb menores a 100, altos contenidos de Cs y Rb, mineralizaciones de Be, Nb-Ta, U, y enriquecimiento tardío de Li y Na, a juzgar por la ocurrencia de las unidades de reemplazo.

El segundo evento magmático carece de especialización metalogenética, y dio origen a las pegmatitas tipo II. Sobre la base de relaciones de campo y modelado geoquímico (Demartis, 2010), se establece que los magmas parentales de estas pegmatitas están representados por los granitos aplíticos. La carencia de mineralizaciones de elementos raros de interés en las pegmatitas tipo II, junto con los altos valores de K/Rb de los feldespatos y de los granitos aplíticos, bajos contenidos de Rb y Cs, etc., son indicios de que este segundo evento magmático no alcanzó un grado de evolución semejante al del primero, por lo que sus productos pegmatíticos no poseen mineralizaciones de elementos raros.

Las diferencias geoquímicas observadas en este trabajo apoya la hipótesis planteada en trabajos previos (Demartis, 2010; Demartis et al., 2010a; Demartis et al., 2010b) mediante la cual se establece, a partir de evidencias de campo petro-estructurales y modelado de fluidos, que ambos tipos de pegmatitas son productos magmáticos originados a partir de dos eventos ocurridos a condiciones de P y T diferentes, en distintos momentos del desarrollo de la FCGC, bajo regímenes deformacionales diferentes. Las evidencias texturales, mineralógicas, geoquímicas y estructurales, junto con aquellas observadas en el modelado de fluidos, permiten establecer que, a diferencia de las pegmatitas tipo I, las pegmatitas tipo II corresponderían a un evento ocurrido en niveles estructurales considerablemente superiores, y representarían la transición desde el estadio estrictamente pegmatítico al hidrotermal. La identificación y distinción de los tipos de pegmatitas trabajados y la formulación del modelo evolutivo de las pegmatitas del sector sur del DPC, constituye una herramienta fundamental

115DEMARTIS et al.

para la prospección de depósitos de minerales metalíferos y no metalíferos asociados con los distintos tipos de pegmatitas identificados.

Agradecimientos

Los autores desean agradecer al Dr. Fernando Colombo por su exhaustiva e inestimable revisión del manuscrito. El presente trabajo ha sido realizado a partir de dos proyectos de investigación: PICT-1477 y PIP-CONICET N° 916, financiados por la ANPCyT y el CONICET, respectivamente; y a partir del programa PPI 18/C 360 (2009-2010), financiado por la Secretaría de Ciencia y Técnica de la Universidad Nacional de Río Cuarto.

Bibliografía

Agulleiro Insúa, L., Demartis, M., D’Eramo, F., Pinotti, L. y Coniglio, J. 2006. Emplazamiento de leucogranitos y pegmatitas asociadas en la faja de cizalla Guacha Corral, Sa de Comehingones, Córdoba. XIII Reunión de Tectónica, San Luis, Pág. 11. (Publicación únicamente en CD-ROM).

Alfonso, P., Melgarejo, J.C., Yusta, I. y Velasco, F. 2003. Geochemistry of feldspars and muscovite in granitic pegmatites from the Cap de Creus Field, Catalonia, Spain. The Canadian Mineralogist, 41: 103-116.

Černý, P. y Brisbin, W.C. 1982. The Osis Lake pegmatitic granite, Winnipeg River District, southeastern Manitoba. En: P. Černý, (Ed.), Granitic pegmatites in Science and Industry. Mineralogical Association of Canadá, Short Course Handbook, 8: 545-555.

Černý, P. y Ercit, T.S. 2005. The classification of granitic pegmatites revisited. The Canadian Mineralogist, 43: 2005-2026.

Černý, P., Masau, M., Goad, B.E. y Ferreira, K. 2005. The Greer Lake leucogranite, Manitoba, and the origin of lepidolite-subtype granitic pegmatites. Lithos, 80: 305-321.

Černý, P., Meintzer, R.E. y Anderson, A. J. 1985. Extreme fractionation in rare-element granitic pegmatites: selected examples of data and mechanisms. The Canadian Mineralogist, 23: 381-421.

Coniglio, J.E. 2006. [Evolución petrológica y metalogenética del batolito Cerro Áspero en relación con el ciclo geoquímico endógeno del flúor. Sierra de Comehingones, Córdoba. Tesis Doctoral, Universidad Nacional de Río Cuarto, 170 pp. Inédito].

Da Silva, M.R.R., Höll, R. y Beurlen, H. 1995. Borborema Pegmatitic Province: geological and geochemical characteristics. Journal of South American Earth Sciences, 8: 355-364.

Demartis, M. 2010. [Emplazamiento y petrogénesis de las pegmatitas y granitoides asociados. Sector central de la Sierra de Comechingones, Córdoba, Argentina. Tesis Doctoral, Universidad Nacional de Río Cuarto. 265 pp. Inédito].

Demartis, M., Coniglio, J.E., Petrelli, H.A., D’eramo, F.J., Pinotti, L.P., Agulleiro Insúa, L.A. y Pérez Xavier, R. 2005. Condiciones físico-químicas de los fluidos formadores de pegmatitas graníticas no zonadas del sector sur del Distrito Pegmatítico Comechingones, Córdoba, Argentina. XVI Congreso Geológico Argentino, La Plata, Actas 1: 611-618.

Demartis, M., Coniglio, J.E., Pinotti, L.P., DÈramo, F.J., Petrelli, H.A., Oddino, H., Silva, D. 2008. Condiciones P-T de cristalización de cuarzos deformados de las pegmatitas del Distrito Comechingones, Córdoba, estimadas a partir de inclusiones fluidas. IX Congreso de Mineralogía y Metalogenia, Buenos Aires, Actas: 23-30.

Demartis, M., Petrelli, H., Coniglio, J., D’Eramo, F., Pinotti, L, Agulleiro Insúa, L.A. y Demartis, P.N. 2009. Proyecto de inversión minera para la explotación y comercialización del yacimiento de cuarzo pegmatítico Otto XIX, Distrito Pegmatítico Comechingones, Córdoba. IX Congreso Argentino de Geología Económica, San Fernando del Valle de Catamarca, Actas: 329-337.

Demartis, M., Coniglio, J.E., Pinotti, L.P., DÈramo, F.J., Agulleiro Insúa, L.A., Muñoz, A.A. y Petrelli, H.A. 2010a. Modelado de fluidos de las pegmatitas de la porción sur del distrito Comechingones, Córdoba, a partir de nuevos datos de isótopos estables. X Congreso de Mineralogía y Metalogenia, Río Cuarto, Actas: 171-178.

Demartis, M., Pinotti, L., DÉramo, F., Coniglio, J., Agulleiro Insúa, L. y Petrelli, H. 2010b. Emplazamiento de pegmatitas graníticas del sector sur del Distrito Pegmatítico Comechingones, Córdoba. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 67: 536-544.

Demartis, M., Pinotti, L.P., Coniglio, J.E., D’Eramo, F.J., Tubía, J.M., Aragón, E. y Agulleiro Insúa, L.A. 2011a. Ascent and emplacement of pegmatitic melts in a major reverse shear zone (Sierras de Córdoba, Argentina). Journal of Structural Geology, 33: 1334-1346.


Demartis, M., Melgarejo Draper, J.C., Alfonso, P., Coniglio, J.E., Pinotti, L.P. y D’Eramo, F.J. 2011b. Mineralogy of a highly fractionated replacement unit from ‘Ángel’ Pegmatite, Comechingones Pegmatitic Field, Córdoba, Argentina. Asociación Geológica Argentina, Serie D, Publicación Especial Nº14: 69-70.

Fagiano, M. 2007. [Geología y Petrología del basamento cristalino de las Albahacas, sur de la Sierra de Comechingones, Córdoba. Tesis Doctoral, Universidad Nacional de Río Cuarto, 380 pp. Inédito].

Fagiano, M., Pinotti, L., Esparza, A.M. y Martino, R. 2002. La faja de cizalla Guacha Corral, Sierras Pampeanas de Córdoba, Argentina. XV Congreso Geológico Argentino, El Calafate, Actas: 259-264.

Fuertes-Fuente, M. y Martin-Izard, A. 1998. The Forcarei Sur rare-element granitic pegmatite field and associated mineralization, Galicia, Spain. The Canadian Mineralogist, 36: 303-325.

Galliski, M. 1994. La Provincia Pegmatítica Pampeana. I: Tipología y distribución de sus distritos económicos. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 49: 99-112.

Galliski, M. 1999. Distrito pegmatítico Comechingones, Córdoba. En: Zappettini, E.O. (Ed.), Recursos Minerales de la República Argentina. Instituto de Geología y Recursos Minerales SEGEMAR, Anales 35: 361-364.

Galliski, M., Perino, E., Gasquez, J., Márquez Zavalía, M.F. y Olsina, R. 1997. Geoquímica de feldespatos potásicos y moscovitas como guía de exploración de pegmatitas graníticas de algunos distritos de la Provincia Pegmatítica Pampeana. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 52: 24-32.

Goad, B.E. y Černý, P. 1981. Peraluminous pegmatitic granites and their pegmatite aureoles in the Winnipeg River District, Southeastern Manitoba. The Canadian Mineralogist, 19: 177-194.

Hub, C.C. 1994. [Estudio geológico-económico de pegmatitas del Distrito Comechingones. Informe Beca CONICOR, provincia de Córdoba, 156 pp. Inédito].

Hub, C.C. 1995. [Estudio geológico-económico de pegmatitas del Distrito Comechingones. Informe Beca CONICOR, provincia de Córdoba, 172 pp. Inédito].

Martino, R., Kramer, P., Escayola, M., Giambastiani, M. y Arnosio, M. 1995. Transecta de las Sierras Pampeanas de Córdoba a los 32° S. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 50: 60-77.

Pinotti, L.P., Coniglio, J.E., Esparza, A.M., D’Eramo, F.J. y Llambías, E.J. 2002. Nearly circular plutons emplaced by stoping at shallow crustal levels, Cerro Aspero batholith, Sierras Pampeanas de Córdoba, Argentina. Journal of South American Earth Sciences, 15: 251-265.

Quéméneur, J. y Lagache, M. 1999. Comparative study of two pegmatitic fields from Mina Gerais, Brazil, using the Rb and Cs contents of micas and feldspars. Revista Brasileira de Geociências, 29: 27-32.

Sardi, F. y Lozano Fernández, R. 2010. Estudio geoquímico preliminar sobre la composición de feldespatos potásicos y muscovitas de pegmatitas de las Sierras de Velasco y Mazán, provincia de La Rioja. X Congreso de Mineralogía y Metalogenia, Río Cuarto, Actas: 233-240.

Whitmeyer, S.J. y Simpson, C. 2003. High strain-rate deformation fabrics characterize a kilometers-thick Paleozoic fault zone in the Eastern Sierras Pampeanas, central Argentina. Journal of Structural Geology, 25: 909–922.


117GARGIULO y BJERG

Mineralización de talco asociada a los cuerpos ultramáficos de la Faja del Río de Las Tunas, Cordillera Frontal de MendozaMaría Florencia GARGIULO1 y Ernesto A. BJERG1

Resumen: El objetivo de este trabajo es dar a conocer las características de la mineralización de talco vinculada a los cuerpos ultramáficos de la Faja del Río de Las Tunas, correspondiente al Distrito Minero Salamanca, Cordillera Frontal de Mendoza. De acuerdo a la secuencia de formación de las paragénesis minerales establecidas en las muestras estudiadas, pueden distinguirse al menos tres generaciones diferentes de talco relacionadas a estos cuerpos: 1º) Cristalizado en las metaperidotitas y vinculado a la etapa de metamorfismo regional progrado; 2º) cristalizado en las zonas de reacción (principalmente en la zona de talco) generadas entre las metaperidotitas y su roca de caja. Tales zonas de reacción se vinculan al metasomatismo generado por el gradiente de potencial geoquímico entre estas litologías durante el estadio retrógrado del ciclo de metamorfismo regional. 3º) Cristalizado en zonas de cizalla que atraviesan a los cuerpos ultramáficos. En estos sectores se observa serpentinización extrema de los cuerpos ultramáficos, que deriva posteriormente en un proceso de talquización muy intenso, vinculado con un estadío hidrotermal. La circulación de fluidos relativamente enriquecidos en CO2, concentrados en estas zonas, provoca el cese de la cristalización de serpentina y favorece la generación de talco y/o carbonatos. El talco que se explota es el que corresponde a las zonas de cizalla y a las zonas de reacción. Son predominantemente de tipo industrial, asbestinas o talcoesquistos. Las concentraciones de talco vinculadas al estadio hidrotermal son las que localmente pueden tener mayor pureza y alcanzar calidades de talco de primera y extra.

Abstract: Talc mineralizaTion relaTed To The ulTramafic bodies of The río de las Tunas belT, fronTal cordillera of mendoza province. This contribution shows the main characteristics of the talc mineralization related to the Río de Las Tunas ultramafic bodies in the Salamanca Mining District, Frontal Cordillera of Mendoza province. According to the parageneses defined on the studied samples, three generations of talc were established: 1º) crystallized in metaperidotites and related to the prograde stage of the regional metamorphism; 2º) crystallized in reaction zones (mostly in the talc zone) developed at the boundary between metaperidotites and their country-rocks. These reaction zones evidence a metasomatic process due to geochemical gradient between the ultramafic body and their country-rocks. This process was developed during the retrogression of the regional metamorphic cycle. 3º) Talc present in shear-zones that cut across the ultramafic bodies. The extreme serpentinization of the ultramafic bodies is concentrated in shear-zones where the serpentine is subsequently replaced by talc ± carbonates related with a hydrothermal stage. Aqueous fluids relatively enriched in CO2 flowed through these shear-zones causing the cease of serpentine formation favoring the talc and/or carbonates. Mined talc deposits are those in shear zones and reaction zones. They are mostly industrial-, asbestine- or talcschist-type. The talc related to the hydrothermal stage can locally reach first and extra qualities.

Palabras claves: Talco. Cuerpos ultramáficos. Faja del Río de Las Tunas. Cordillera Frontal. Mendoza.

Key words: Talc. Ultramaphic bodies. Río de Las Tunas belt. Frontal Cordillera. Mendoza.

Introducción

Los cuerpos ultramáficos referidos en este trabajo afloran unos 35 km al oeste del poblado de Villa Tupungato (Mendoza) y forman parte de la Faja Máfica-Ultramáfica de la Cordillera Frontal (Villar, 1975) de tipo alpina, e integran la faja de “Ofiolitas famatinianas” definida

1) INGEOSUR – CONICET – Universidad Nacional del Sur, Departamento de Geología, San Juan 670, B8000ICN, Bahía Blanca, Argentina. E-mail: [email protected]


MInERALIzAcIón dE TALcO dE LA FAJA dEL RíO dE LAs TUnAs, MEndOzA118

por Haller y Ramos (1984). En particular, los afloramientos estudiados corresponden a la Asociación de Cuerpos Ultrabásicos del Complejo Guarguaráz (López et al., 2001; López y Gregori, 2004) y pertenecen al Distrito Minero Salamanca. Se encuentran alineados en dirección NE-SO en el faldeo oriental de la Cuchilla de Guarguaráz e integran el sector norte de la Faja Máfica-Ultramáfica del Río de Las Tunas (Figura 1). Esta faja está integrada por cuerpos discontinuos y de extensión regional que poseen orientación NE-SO, emplazados tectónicamente en unidades pertenecientes a la Asociación Metasedimentaria y a la Asociación Volcánica-Subvolcánica Básica del Complejo Guarguaráz (López et al., 2001; López y Gregori, 2004), equivalente local del Complejo Metamórfico de la Cordillera Frontal (Polanski, 1972). Las unidades que representan al Complejo Guarguaráz dentro del área de estudio se encuentran intruidas por cuerpos plutónicos de composición tonalítica a granodiorítica y diques de dioritas correspondientes al Ciclo Magmático Gondwánico (Llambías et al., 1993).

Muchas de las mineralizaciones de talco de este sector fueron previamente estudiadas y descriptas, entre otros, por Zardini (1960); Maiza et al. (1978); Gregori y Bjerg (1992); Fallet y Zanoni (1999); Kostadinoff et al. (2004); Gargiulo (2010) y Gargiulo et al. (2011).

Figura 1: A) Mapa de Argentina con límite entre provincias y países vecinos. La provincia de Mendoza se destaca en gris. El rectángulo gris claro indica el área ampliada en la figura B. B) Mapa de ubicación del área de estudio. El rectángulo gris corresponde al área de trabajo. C) Bosquejo geológico del sector norte de la Faja Máfica-Ultramáfica del Río de Las Tunas (modificado de Polanski, 1972 y Bjerg et al., 1990).

119GARGIULO y BJERG

Metodología

Se colectaron muestras de metaperidotitas y serpentinitas, además de muestras correspondientes a las zonas de reacción generadas entre las metaperidotitas y su roca de caja. Se efectuaron secciones delgadas para el estudio petrográfico-mineralógico con microscopio de polarización. En base a las fases minerales y a las secuencias de cristalización identificadas durante este estudio, se seleccionaron muestras representativas, se efectuaron secciones pulidas de las mismas que fueron posteriormente cubiertas con pátina de carbón. Luego, se las introdujo en un equipo de microsonda electrónica para su análisis. Se utilizó un sistema de energía dispersiva (Energy Dispersive System, EDS) LINK ISIS y un sistema dispersivo de onda (Wave Dispersive System, WDS) MICROSPEC en un equipo de microsonda Jeol SEM 6310 con microscopio de barrido electrónico incorporado, perteneciente al Instituto de Ciencias de la Tierra, Mineralogía y Petrología de la Universidad Karl-Franzens de la ciudad de Graz, Austria y un equipo de microsonda electrónica Jeol JXA-8200 Superprobe perteneciente al Departamento de Geología de la Universidad de Minería de la ciudad de Leoben, Austria. Las condiciones estándar utilizadas para realizar las rutinas de análisis de silicatos fueron un haz de 5 μm de diámetro (a fin de minimizar la migración de los álcalis) con una corriente de 5 nA y voltaje de 15 kV. Los minerales naturales utilizados como patrones estándar para la calibración de cada elemento analizado fueron: Si, Al, Na, Fe (kaersutita); Mg (olivina); K (adularia); Mn (rodonita); Cr (cromita); Ca, Ti (titanita); Zn (gahnita); P (apatita); F (F-apatita); Cl (atacamita). El límite de detección para esta rutina varía entre 0,05 y 0,1% en peso para el sistema de dispersión de onda MICROSPEC, con el cual se midieron los contenidos de Na y F. Para el resto de los elementos se utilizó el sistema de energía dispersiva LINK ISIS cuyo límite de detección varía entre 0,1 y 0,5% en peso. Los efectos de matriz fueron corregidos en función del número atómico, absorción y fluorescencia (ZAF) y según Bence y Albee (1968). Las abreviaturas utilizadas para los minerales son las sugeridas por Kretz (1983).

Resultados

En el área de estudio afloran las tres asociaciones litoestratigráficas que integran al Complejo Guarguaráz (López y Gregori, 2004), donde se identificaron las siguientes litologías: 1) Asociación Metasedimentaria (MA): numerosas variedades de esquistos entre las que se destacan esquistos micáceos cuarzo-feldespáticos gris-rosados, esquistos biotítico-cloríticos castaño-verdosos, esquistos biotíticos castaños con lentes de cuarzo, esquistos gnéisicos cuarzo-biotítico-granatíferos castaño-grisáceos, esquistos epidóticos (metamargas), esquistos carbonáticos y mármoles. 2) Asociación Volcánica-Subvolcánica Básica (SV-VA): ortoanfibolitas masivas, ortoanfibolitas laminadas y ortoanfibolitas gnéisicas. Esta unidad representa al grupo de rocas máficas de la Faja del Río de Las Tunas. 3) Asociación de Cuerpos Ultrabásicos: metaperidotitas y serpentinitas, referidas globalmente en este trabajo como rocas o cuerpos ultramáficos (UM). Con respecto a la discriminación realizada entre metaperidotitas y serpentinitas correspondientes a la Asociación de Cuerpos Ultrabásicos del Complejo Guarguaráz, véase Gargiulo et al. (2011).

Las metaperidotitas estudiadas afloran de manera concordante con la esquistosidad general del basamento y pueden estar en contacto tanto con los niveles de esquistos micáceos castaño-verdosos o niveles carbonáticos, ambos correspondientes a la Asociación Metasedimentaria; como también con cuerpos de ortoanfibolitas de la Asociación Volcánica-Subvolcánica Básica.


CaraCterístiCas de las metaperidotitas del seCtor norte de la Faja del río de las tunas. Son rocas ultramáficas parcialmente serpentinizadas que generalmente desarrollan foliación grosera y espaciada, con dominios de clivaje de diseño entrelazado, donde se concentran principalmente los óxidos de hierro, ocasionalmente acompañados por relictos de olivina o minerales de reemplazo como clorita y talco. Los microlitones conforman dominios discretos, usualmente lentiformes y discontinuos, aunque en algunos casos pueden llegar a formar laminación grosera. En las estructuras pseudo-laminares se observan capas donde se concentran los minerales de reemplazo, representados por agregados del grupo de la serpentina, brucita, clorita magnesiana, talco, tremolita (frecuentemente alineada de forma paralela a la foliación) y, ocasionalmente, carbonatos. Tales bandas alternan con otras donde se preservan relictos de los minerales magmáticos primarios, principalmente representados por cumulatos de olivina, eventualmente acompañados por clinopiroxeno orto o mesocumular y/u otras fases subordinadas intersticiales como minerales del grupo del espinelo y escaso ortopiroxeno. En las metaperidotitas se destaca la presencia de sulfuros diseminados generalmente de disposición intersticial entre los cristales cumuláticos de olivina, donde se distinguen individuos de pentlandita y pirrotina, ocasionalmente asociados a calcopirita subordinada, además de pirita, esfalerita, mackinawita y vallerita. Los protolitos establecidos para las metaperidotitas estudiadas son: dunitas, dunitas espinélicas, dunitas clinopiroxénicas, wehrlitas, clinopiroxenitas olivínicas y clinopiroxenitas. Las variedades más abundantes son las dunitas y las clinopiroxenitas olivínicas y, en menor medida, las dunitas espinélicas. Para más detalles, véase Gargiulo (2010) y Gargiulo et al. (2011).

CaraCterístiCas de las zonas de reaCCión entre los Cuerpos ultramáFiCos y su enCajonante. Es frecuente que en el contacto entre el cuerpo ultramáfico y su encajonante metasedimentario u ortoanfibolítico se generen zonas de reacción que muestran lateralmente una clara variación transicional en la composición mineralógica, representada por la siguiente sucesión: Roca de caja metasedimentaria (esquistos castaño-verdosos o esquistos gnéisicos) u ortoanfibolitas → zona de clorita (cloritita verde-azulada = zona de “blackwall”) → zona de anfíbol (masas fibrosas principalmente de Tr/Act) → zona de talco (esquisto talco-anfibólico o esquisto talcoso) → cuerpo metaperidotítico. Eventualmente, puede desarrollarse también una zona de biotita muy estrecha (no más de 10 cm de potencia), entre la zona de clorita y la roca de caja esquistosa o gnéisica. Cuando la roca de caja es carbonática, es común también que se desarrolle una zona de carbonato o lentes de magnesita.

El ancho de afloramiento de cada una de estas zonas puede variar entre unos 10 y 100 cm aproximadamente y depende principalmente del tamaño del cuerpo ultramáfico al que se relacionan. Cuanto más grande es el cuerpo, mayor desarrollo tiene cada una de las zonas minerales indicadas. La zona de reacción, desde el cuerpo ultramáfico hasta la roca de caja, puede variar en el sector relevado entre 1 y 5 m de potencia aproximadamente.

La zona de clorita, también conocida en la literatura como “blackwall”, se encuentra en el sector más cercano a la roca de caja y está constituida por masas de clorita de color verde oscuro-azulado, estructura planar esquistosa y textura lepidoblástica. Lateralmente, pasa de manera transicional a sectores de color verde pálido blanquecino, constituidos por agregados de anfíbol fibroso y brillo vítreo, que representan a la zona de anfíbol. Las fibras pueden alcanzar hasta 10 cm de largo y generalmente están alineadas, conformando textura nematoblástica; aunque también es frecuente que se desarrollen agregados radiales a modo de “soles”. Eventualmente, estas zonas pueden ser lentiformes y sus tamaños nunca superan los 2 m de largo y 70 cm de potencia, por lo que se diferencian claramente de los cuerpos de ortoanfibolitas de la Asociación SV-VA, que siempre tienen colores oscuros y cuyos afloramientos son mucho más potentes (espesores entre 3 y 100 m aproximadamente).

121GARGIULO y BJERG

Luego, se pasa transicionalmente a esquistos talco-anfibólicos y talcosos, que representan a la zona de talco, siempre más cercana al cuerpo ultramáfico. Cuando los esquistos tienen mayor proporción de serpentina, clorita y/o anfíbol en cantidades subordinadas, adquieren coloración gris oscura con tonalidades verdosas y brillo graso; mientras que cuando la zona de talco es más pura, el color es más blanquecino. Sin embargo, aún en estos casos, es muy frecuente encontrar pequeñas lentes de clorititas verde oscuro y/o lentes de agregados de anfíboles fibrosos dentro de la zona de talco.

El carácter transicional entre cada una de las zonas también queda evidenciado a través de las variaciones de color y brillo de los agregados cristalinos. De este modo, cuando la proporción de talco en la zona de anfíbol es alta, el brillo de los cristales fibrosos de anfíbol se hace más sedoso a graso y la coloración general del conjunto es más blanquecina, debido a los agregados granulares muy finos de talco intercrecidos entre las fibras del anfíbol. Asimismo, cuanto mayor es la proporción de clorita, serpentinas y/o anfíbol en la zona de talco, la coloración del conjunto se torna verde más oscura y el brillo es perlado a mate. Información detallada respecto a las características de tales zonas de reacción puede consultarse en Gargiulo (2010) y Gargiulo et al. (2010).

zonas de Cizalla. Tienen la misma dirección NE-SO que la elongación de los cuerpos ultramáficos de esta faja y que la esquistosidad dominante del basamento metasedimentario. Las inclinaciones son de alto ángulo entre 50° y 85° al NO y el ancho de los afloramientos varían entre unos 20 cm y 100 m aproximadamente. En estos sectores, los cuerpos ultramáficos poseen alteración extrema que da lugar a la formación de verdaderas serpentinitas y esquistos talco-anfibólicos o talcosos; los que se manifiestan también a partir de su coloración verde pálida a blanquecina. En las zonas de cizalla más anchas se observa la mayor complejidad textural de las serpentinitas como resultado de la alteración que afectó al cuerpo ultramáfico original, evidenciando superposición de eventos y concentración de fluidos circulantes en ellas (Gargiulo, 2010). Reiterados pulsos de intensa serpentinización penetrativa obliteran por completo la textura del cuerpo ultramáfico original y provocan la alteración extrema de estos cuerpos. A su vez, en estas zonas de cizalla se concentran sectores talquizados en donde se han efectuado labores para su explotación. En general, el talco está intercrecido con las serpentinas y puede estar acompañado por cantidades subordinadas, pero con proporciones variables, de anfíbol (Tr/Act), clorita y/o carbonatos, lo que afecta la calidad del talco extraído. En algunos casos, se observa también el desarrollo de vetas de talco blanco de mayor pureza, de entre 10 y 70 cm de potencia, que atraviesan a las serpentinitas y/o al esquisto talco-anfibólico con rumbo N14°E e inclinación de 86°NO. Además, las zonas de cizalla que atraviesan a los esquistos de la Asociación Metasedimentaria o a las ortoanfibolitas de la Asociación Volcánica-Subvolcánica Básica del Complejo Guarguaráz, dan lugar a la formación de zonas cloritizadas.

GeneraCiones de talCo estableCidas para el área de estudio. De acuerdo a las secuencias de formación de las paragénesis minerales establecidas por Gargiulo (2010) y Gargiulo et al. (2011) pueden distinguirse, al menos, tres generaciones diferentes de talco relacionadas a los cuerpos ultramáficos del área de estudio: 1) asociado a las metaperidotitas como fases de reemplazo de los minerales primarios, 2) asociado a las zonas de reacción entre los cuerpos ultramáficos y la roca de caja y 3) asociado a las zonas de cizalla o fracturas que atraviesan a los cuerpos ultramáficos.

El talco asociado a la primera generación es relativamente escaso (Figura 2A-D), debido a que la serpentinización posterior sobreimpuesta es muy intensa. Por esta razón, el talco remanente de este estadío no siempre se preserva en las asociaciones minerales de las metaperidotitas (véase Gargiulo, 2010 y Gargiulo et al., 2011).


Las concentraciones de talco asociadas a las zonas de reacción y a las zonas de cizalla que afectan a los cuerpos ultramáficos de la Faja del Río de Las Tunas son las que alcanzan los mayores volúmenes y donde se encuentran las labores de explotación (Figura 2E-F y Figura 3A-D).

Figura 2: A-D Microfotografías con analizador intercalado mostrando la relación de cristalización entre los agregados de talco y las demás fases minerales identificadas en las metaperidotitas del área de estudio: (A) Talco (Tlc) reemplazando cristales de diópsido (Cpx) relíctico y serpentina (Srp). (B) Tlc reemplazando cristales de olivina (Ol) relíctica y Srp. Asimismo, Ol, Srp y Tlc son parcialmente reemplazados por tremolita (Amp). (C) Tlc reemplazando Srp. (D) Tlc reemplazando Srp y Ol relíctica y siendo, a su vez, parcialmente reemplazado por tremolita (Amp). E-F Fotografías de afloramiento de las zonas de reacción vinculadas a los cuerpos ultramáficos del área de estudio.

123GARGIULO y BJERG

Figura 3: Fotos de afloramiento de los sectores talquizados vinculados a las serpentinitas de las zonas de cizalla. (A-B) zona talquizada cercana a la Mina 12 Hermanos. (C) Labores de talco de la Mina Juan José. (D) Labores de extracción de talco al SE de la Mina 12 Hermanos.


ComposiCión químiCa del talCo del área de estudio. Se han analizado cristales de talco en metaperidotitas y aquellos generados en las zonas de reacción, cuyas composiciones representativas se detallan en la Tabla 1. Composiciones del talco formado en las zonas de cizalla dentro del área de estudio fueron reportadas previamente por Gregori y Bjerg (1992).

Haciendo una comparación entre estos resultados, podemos ver que los cristales de talco desarrollados como reemplazo de las fases magmáticas primarias de los cuerpos ultramáficos presentan composiciones similares a aquellas reportadas para talcos ferríferos (~ 5% en

Tabla 1: Análisis representativos del contenido de elementos mayoritarios en cristales de talco en metaperidotitas y zonas de reacción.

n.a.: Elemento no analizado d.l.d.: Concentración por debajo del límite de detección instrumental FeO*: Concentración de hierro expresada como FeO total Fe*: Contenido de hierro expresado como Fe2+ Todas las concentraciones de óxidos están expresadas como % en peso Los contenidos iónicos están expresados como elementos por fórmula unidad (e.f.u.)

125GARGIULO y BJERG

peso de FeO*) de complejos máficos-ultramáficos afectados por metamorfismo regional en el sector norte de Omán y del sector noroeste de Turquía (Deer et al., 2009). Estos autores también reportan composiciones de talco con valores de más del 10% en peso de FeO* en complejos metaofiolíticos de los Alpes italianos. Sin embargo, el volumen del talco perteneciente a esta generación es muy reducido y de difícil extracción respecto al talco generado en las zonas de reacción y en las zonas de cizalla del área de estudio.

El talco desarrollado en las zonas de reacción es más pobre en sílice y magnesio y está relativamente enriquecido en calcio y en hierro, principalmente en aquellas zonas de reacción vinculadas a rocas de caja carbonáticas.

Las composiciones del talco cristalizado en las zonas de cizalla (Gregori y Bjerg, 1992), son las que poseen mayores contenidos de aluminio, hierro y calcio debido a la presencia de impurezas de clorita, anfíboles y carbonatos, que pueden encontrarse como fases subordinadas en estos sectores talquizados. Sin embargo, algunas de las vetas de talco vinculadas a las zonas de cizalla pueden alcanzar composiciones relativamente puras como es el caso de las vetas superficiales en la Mina Olga Luisa y de las labores situadas al SE de la Mina 12 Hermanos (Figura 1B y Figura 3D).

Discusión

asoCiaCiones minerales y seCuenCias de CristalizaCión en las metaperidotitas del seCtor norte de la Faja del río de las tunas. A partir del estudio petrográfico-mineralógico efectuado por Gargiulo (2010), Gargiulo et al. (2010) y Gargiulo et al. (2011), complementado con la determinación de las composiciones químicas de los minerales analizados por tales autores, se puede caracterizar al conjunto de cuerpos ultramáficos de este sector como integrados por las siguientes fases: 1) Minerales primarios relícticos: a) Silicatos: Fo-Di-(Opx). b) Óxidos: (Chr/Spl). c) Sulfuros: Po-Pn-Ccp. 2) Minerales de reemplazo: a) Silicatos: Srp-Brc-Cln-Tr-Tlc-(Ath). b) Óxidos: Mgt-CrMgt-FeChr-(Spl/Ple). c) Sulfuros: Mck-Vall. 3) Minerales carbonatados tardíos: Cal/Dol/(Mgs). Las fases señaladas entre paréntesis indican aquellas que están presentes solo en unas pocas muestras. Las abreviaturas Cln, CrMgt, FeChr, Ple, Mck y Vall, corresponden a los minerales clinocloro, cromomagnetita, ferricromita, pleonasto, mackinawita y vallerita, respectivamente.

La secuencia de cristalización general observada en las metaperidotitas es: Fo±Di(±Spls.l.±Opx) → Srp+Mgt(±Brc±Cln) → Tr±Tlc → ±Ath → ±Spl/Ple±Opx.

Si bien no todas las fases mencionadas están presentes en todas las muestras estudiadas, es posible verificar que la secuencia general se cumple en los casos analizados (Gargiulo, 2010; Gargiulo et al., 2011).

Cuando la serpentinización de la roca es parcial, las fases primarias relícticas suelen quedar preservadas a través de toda la secuencia de cristalización señalada, con la excepción del Opx que muy pocas veces se preserva y del Spls.l. primario que suele ser posteriormente reemplazado por la serie ferricromita (FeChr) – cromomagnetita (CrMgt) – magnetita (Mgt), (Bjerg et al., 1993; Gargiulo, 2010; Gargiulo et al., 2011). En la mayoría de los casos, las fases silicáticas de reemplazo previas al estadío siguiente, también suelen quedar preservadas. Esto implica que, sea cual sea el o los procesos generadores, las reacciones que tuvieron lugar fueron incompletas.

Gargiulo (2010) y Gargiulo et al. (2011) demuestran a través de evidencias petrográficas que una nueva generación de minerales del grupo de la serpentina reemplaza a los cristales de Chl y Amp a través de texturas pseudomórficas, seguidas por texturas no pseudomórficas y/o


de recristalización, que afectan a las metaperidotitas de manera más generalizada. Mientras que las texturas de relleno de venillas muestran la sucesión: Ctl → Tlc → Carb o venillas discordantes de calcita masiva.

En particular para los minerales del grupo del espinelo, también se distinguen dos secuencias de reemplazo: a) Chr/Al-Spl (castaño-rojizo) primario (no siempre preservado) → FeChr → CrMgt → Mgt. b) Spls.s./Ple (verde) secundario → Mgt.

Gargiulo (2010) y Gargiulo et al. (2011) interpretan las paragénesis minerales de las metaperidotitas del sector norte de la Faja del Río de Las Tunas como características de rocas ultramáficas afectadas por metamorfismo regional. La sucesión Srp+Mgt(±Brc±Cln) → Tr±Tlc → ±Ath → ±Spl/Ple±Opx es indicadora del aumento progresivo en las condiciones del grado metamórfico, ya que tales fases minerales de reemplazo sucesivamente formadas, son consideradas como minerales guía de diferentes facies metamórficas en rocas de protolitos ultramáficos-ultrabásicos. De acuerdo con estos autores, las paragénesis asociadas al Tlc en las metaperidotitas son indicadoras de condiciones de metamorfismo desde facies de anfibolita de bajo grado hasta facies anfibolita de alto grado transicional a la facies de granulitas. La sucesión vinculada a condiciones de menor grado, generadas luego del pico metamórfico, están evidenciadas principalmente por la generación de texturas de serpentinización pseudomórfica según anfíbol y clorita, texturas no pseudomórficas y de recristalización posteriores a las demás fases ya indicadas, seguidamente atravesadas por venillas de crisotilo. Los minerales del grupo del espinelo, también manifiestan condiciones sucesivas de menor grado metamórfico que afectaron a los cuerpos ultramáficos del Complejo Guarguaráz a partir de la secuencia de cristalización observada en los minerales de este grupo, indicadas previamente como (a) y (b).

FormaCión de las zonas de reaCCión entre los Cuerpos ultramáFiCos y la roCa de Caja. Estas zonas de reacción fueron interpretadas por Gargiulo (2010) y Gargiulo et al. (2010; 2011) en el sentido de Sanford (1982) como generadas a partir de un proceso metasomático entre el cuerpo ultramáfico y su encajonante metasedimentario u ortoanfibolítico, como consecuencia del gradiente de potencial químico existente entre estas litologías en contacto. Tal proceso metasomático se produce como respuesta natural al intento de reducir el gradiente químico existente entre ellas, para alcanzar el equilibrio (Winter, 2001).

En el área de estudio se manifiestan tres procesos metasomáticos relativamente simultáneos: 1) Carbonatización pentrativa de las metaperidotitas y ortoanfibolitas; 2) Generación de las zonas de reacción entre las metaperidotitas y su roca de caja metasedimentaria u ortoanfibolítica y 3) Generación de rodingitas clinopiroxénicas con granate y zoisita/clinozoisita (Gargiulo, 2010; Gargiulo y Bjerg, 2011), que representan al metasomatismo de las ortoanfibolitas asociadas a los cuerpos ultramáficos.

En base a los estudios realizados y a los resultados obtenidos hasta el momento, se propone que tales procesos metasomáticos debieron haberse iniciado en condiciones de bajo grado, con presiones en el rango comprendido entre 3,1 y 1,8 Kbar, vinculándose a la etapa retrógrada del metamorfismo regional (Gargiulo, 2010; Gargiulo et al., 2010; 2011; Gargiulo y Bjerg, 2011).

A su vez, tanto las zonas de reacción de los cuerpos ultramáficos como las rodingitas máficas muestran influencias químicas y mineralógicas que fueron interpretadas por Gargiulo (2010) y Gargiulo et al. (2010; 2011) como vinculadas a las intrusiones gondwánicas presentes en el área de trabajo; lo que indica que tales intrusiones tuvieron lugar hacia el estadío final del ciclo de metamorfismo regional. En este sentido, las dataciones obtenidas por Willner et al. (2011) para la etapa retrógrada del ciclo metamórfico del Complejo Guarguaráz, son consistentes con las dataciones ya existentes para los cuerpos ígneos gondwánicos del área

127GARGIULO y BJERG

de estudio (Caminos et al., 1979; 1982); por lo que las evidencias texturales, mineralógicas y químicas observadas en las rocas del sector norte de la Faja Máfica-Ultramáfica del Río de Las Tunas son convergentes y consistentes con los resultados obtenidos por diferentes investigadores.

FormaCión de las serpentinitas asoCiadas a las zonas de Cizalla del área de estudio. Teniendo en cuenta que las metaperidotitas del área de estudio preservan evidencias del estadío magmático y además guardan registro del metamorfismo regional acontecido en este sector, en tanto que los cuerpos de serpentinitas desarrollados en las zonas de cizalla no lo hacen, es posible deducir que hubo un evento de serpentinización concentrado en las zonas de deformación.

Evans y Trommsdorff (1970; 1974) y Evans et al. (1976) indican que el metamorfismo progresivo de una serpentinita da lugar a los mismos minerales originales del cuerpo ultramáfico, lo cual se verifica en las metaperidotitas pero no así en los cuerpos de serpentinitas localizados en las zonas de cizalla. Por lo tanto, teniendo en cuenta también que los minerales del grupo de la serpentina son minerales hidratados, se deduce que el proceso de serpentinización que dio lugar a la formación de las serpentinitas fue un proceso de tipo hidrotermal, no solo posterior al metamorfismo regional, sino que además estuvo concentrado y localizado en fajas de deformación. Asimismo, la concentración de Tlc en estas zonas puede explicarse tanto a partir de la infiltración de fluidos ricos en sílice a lo largo de fajas de cizalla (Peacock, 1987 en Deer et al., 2009), como también a partir de un incremento en la proporción del CO2 en el fluido acuoso del cual cristalizó este mineral. En este sentido, Schandl y Naldrett (1992) señalan que la asociación Tlc+Carb formada a partir de Srp puede cristalizar a partir de un fluido que se encuentre entre 250° y 300°C y 1 Kbar, con una proporción de CO2 inferior a 0,15% molar, lo que implica que la solución es aún relativamente rica en H2O. De esto se deduce que un pequeño aumento en la proporción de CO2 en el fluido es suficiente para que comience a cristalizar tal asociación mineral.

La deformación del sector a través de zonas de cizalla canaliza la circulación de fluidos en ellas provocando primero la concentración de serpentinización tardía en estas zonas, donde producen la alteración extrema y penetrativa de las metaperidotitas a las que atraviesan. Tales fluidos son posteriormente enriquecidos en CO2, lo que provoca el cese de la cristalización de Srp como fase estable predominante y da lugar a la cristalización del Tlc hidrotermal concentrado en estas zonas de cizalla, ocasionalmente acompañado también por la cristalización localizada de Carb, principalmente en aquellas zonas de falla cercanas a los niveles carbonáticos del basamento metamórfico.

Conclusiones

De acuerdo a la secuencia de cristalización de las paragénesis minerales de las rocas estudiadas pueden distinguirse, al menos, tres generaciones diferentes de talco relacionadas a estos cuerpos ultramáficos del sector norte de la Faja del Río de Las Tunas: 1º) Cristalizado en las metaperidotitas y vinculado a la etapa de metamorfismo regional progrado. 2º) Cristalizado en las zonas de reacción generadas entre los cuerpos ultramáficos y la roca de caja (principalmente en la zona de talco), relacionadas al proceso de metasomatismo de gradiente de potencial geoquímico desarrollado durante el estadio retrógrado del ciclo de metamorfismo regional. 3º) Cristalizado en las zonas de cizalla que atraviesan a los cuerpos ultramáficos y vinculado a un proceso hidrotermal concentrado en estas zonas de deformación.


Adoptando como base el modelo de Sanford (1982), se ha interpretado a las zonas de reacción entre los cuerpos ultramáficos y la roca de caja como consecuencia de un proceso metasomático derivado del gradiente de potencial químico entre ambas litologías. Dicho proceso implica intercambio de elementos químicos entre el cuerpo ultramáfico y la roca de caja, que permite el desarrollo de las zonas de clorita, anfíbol y talco como producto del intento de alcanzar el equilibrio químico en la composición de las rocas en contacto.

La intrusión de los cuerpos ígneos del Ciclo Magmático Gondwánico produce un aumento del gradiente térmico y genera las condiciones físico-químicas necesarias para reactivar al sistema hidrotermal de este sector y favorecer la circulación de fluidos, la movilización de elementos y el intercambio químico, potenciando el desarrollo de los procesos metasomáticos.

Posteriormente, la deformación a través de zonas de cizalla canalizó la circulación de fluidos acuosos provocando la serpentinización extrema y penetrativa localizada en aquellas metaperidotitas a las que atraviesan. Fluidos posteriormente enriquecidos en CO2 causan el cese de la cristalización de serpentina como fase estable predominante, derivando en un proceso de talquización muy intenso, también localizado en fracturas y zonas de cizalla. La formación del talco hidrotermal concentrado en dichas zonas puede estar localmente asociado con carbonatos, especialmente cuando las zonas de deformación se desarrollan cerca de los niveles carbonáticos del basamento.

Si bien los contenidos de los elementos mayoritarios analizados en cristales de talco de las metaperidotitas indican composiciones muy similares a las teóricas, sus concentraciones son de muy poco volumen en comparación con las concentraciones de talco en las zonas de reacción y en las zonas de cizalla.

Las concentraciones de talco en las zonas de cizalla pueden estar “contaminadas” por proporciones subordinadas de clorita, serpentina, anfíboles y carbonatos, que actúan como impurezas. De este modo, las variedades de talco que actualmente se explotan son predominantemente de tipo industrial, asbestinas o talcoesquistos y corresponden principalmente a las zonas de cizalla y a las zonas de reacción. Las concentraciones de talco vinculadas al estadio hidrotermal son las que localmente pueden tener mayor pureza y alcanzar calidades de talco de primera y extra.

Agradecimientos

El presente trabajo fue financiado con fondos otorgados al Dr. Bjerg a través de los proyectos de investigación SGCyT-UNS 24/H066; 24/H085 y PIP-CONICET 6154; 112-200801-02306. La Dra. Gargiulo agradece al Dr. Aberra Mogessie del Instituto de Ciencias de la Tierra, Mineralogía y Petrología de la Universidad Karl-Franzens de la ciudad de Graz, Austria, y a la Dra. Federica Zaccarini de la Universidad de Leoben, Austria, por la posibilidad de utilizar el equipamiento para realizar los análisis de microsonda electrónica. Los autores agradecen al revisor del trabajo, Dra. Nilda Urbina, y al Comité Editorial de la Revista por las acertadas sugerencias, que permitieron mejorar nuestro trabajo.

Bibliografía

Bence, A.F. y Albee, A.L. 1968. Empirical correction factors for the electron microanálisis of silicates and oxides. Journal of Petrology, 76: 382-403.

129GARGIULO y BJERG

Bjerg, E.A., Gregori, D.A., Losada Calderón, A. y Labadía C.H. 1990. Las metamorfitas del faldeo oriental de la Cuchilla de Guarguaráz, Cordillera Frontal, Provincia de Mendoza. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 45: 234-245.

Bjerg, E.A., Brodtkorb, M.K. y Stumpfl, E.F. 1993. Compositional zoning in Zn-chromites from the Cordillera Frontal Range, Argentina. Mineralogical Magazine, 57: 131-139.

Caminos, R., Cordani, U.G y Linares, E. 1979. Geología y geocronología de las rocas metamórficas y eruptivas de la Precordillera y de la Cordillera Frontal de Mendoza, República Argentina. II Congreso Geológico Chileno, Arica, Actas 1: F43-F60.

Caminos, R., Cingolani, C.A., Hervé, F. y Linares, E. 1982. Geochronology of the Pre-Andean metamorphism and magmatism in the Andean Cordillera between latitudes 30º and 36ºS. Earth Science Reviews, 18: 333-352.

Deer, W.A., Howie, R.A. y Zussman, J. 2009. Rock-forming minerals: Layered silicates excluding Micas and Clay minerals. Second Edition, Geological Society of London, Vol. 3B: 1-31.

Evans, B.W. y Trommsdorff, V. 1970. Regional Metamorphism of ultramafic rocks in the Central Alps: parageneses in the system CaO-MgO-SiO2-H2O. Schweizerische Mineralogische und Petrographische Mitteilungen, 50: 481-492.

Evans, B.W. y Trommsdorff, V. 1974. Stability of enstatite + talc, and CO2 metasomatism of metaperidotite, Val d´Efra, Lepontine Alps. American Journal of Science, 274: 274-296.

Evans, B.W., Johannes, W., Otterdoom, H. y Trommsdorff, V. 1976. Stability of chrysotile and antigorita in the serpentine multisystem. Schweizerische Mineralogische und Petrographische Mitteilungen, 56: 79-93.

Fallet, J.A. y Zanoni, E. 1999. Yacimientos de talco de Mendoza. En: E.O. Zappettini (Ed.), Recursos Minerales de la República Argentina. Anales del Instituto de Geología y Recursos Minerales SEGEMAR, 35: 715-720.

Gargiulo, M.F. 2010. [Petrología, geoquímica y evolución metamórfica de la Faja Máfica-Ultramáfica del Río de Las Tunas, Mendoza, Argentina. Tesis Doctoral, Departamento de Geología, Universidad Nacional del Sur, Bahía Blanca. 250 pp. Inédito].

Gargiulo, M.F. y Bjerg, E.A. 2011. Metasomatismo de ortoanfibolitas de la Faja Máfica-Ultramáfica del Río de Las Tunas, Mendoza. XVIII Congreso Geológico Argentino, Neuquén, Actas: 176-177.

Gargiulo, M.F., Bjerg, E.A. y Mogessie, A. 2010. Zonalidad composicional en anfíboles de las zonas de reacción entre los cuerpos ultramáficos y la roca de caja metasedimentaria del Complejo Guarguaráz, Cordillera Frontal de Mendoza, Argentina. X Congreso de Mineralogía y Metalogenia, Río Cuarto, Actas: 85-92.

Gargiulo, M.F., Bjerg, E.A y Mogessie, A. 2011. Caracterización y evolución metamórfica de las rocas ultramáficas de la Faja del Río de Las Tunas, Cordillera Frontal de Mendoza. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 68(4): 571-593.

Gregori, D.A. y Bjerg, E.A. 1992. Los depósitos de talco del distrito minero Salamanca, Provincia de Mendoza. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 47: 55-59.

Haller, M. y Ramos, V.A. 1984. Las ofiolitas famatinianas (Eopaleozoico) de las provincias de San Juan y Mendoza. IX Congreso Geológico Argentino, San Carlos de Bariloche, Actas 2: 66-83.

Kostadinoff, J., Bjerg, E.A., Gregori, D.A., Richarte, D., Robles, J.A. y Raniolo, A. 2004. Geofísica del cuerpo ultramáfico de la mina Salamanca, provincia de Mendoza. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 59: 113-120.

Kretz, R. 1983. Symbols for rock-forming minerals. Amerincan Mineralogist, 68: 277-279.López, V.L., Gregori, D.A. y Migueles, N.A. 2001. Stratigraphy and structure of the Guarguaráz Complex, Frontal

Cordillera, Argentina. Geological Society of America Annual Meeting, Boston, Massachusetts, Abstracts: BTH 98, A-383.

López, V.L. y Gregori, D.A. 2004. Provenance and evolution of the Guarguaráz Complex, Cordillera Frontal, Argentina. Gondwana Research, 7: 1197-1208.

Llambías, E.J., Kleiman, L.E. y Salvarredi, J.A. 1993. El magmatismo gondwánico. En: V. Ramos (Ed.), Geología y Recursos Naturales de Mendoza. XII Congreso Geológico Argentino, Mendoza, Relatorio 1(3): 53-64.

Maiza, P., Bengochea, L., Labudía, C., Mas, G. y Peral, H. 1978. Estudio geológico de la Mina de talco El Pato, Departamento de Tunuyán, provincia de Mendoza, Rep.Arg. VII Congreso Geológico Argentino, Neuquén, Actas 2: 313-326.

Peacock, S.M. 1987. Serpentinization and infiltration metasomatism in the Trinity peridotite Klamath province, Northern California: implication for subduction zones. Contributions to Mineralogy and Petrology, 95: 55-70.

Polanski, J. 1972. Descripción Geológica de la Hoja 24a-b “Cerro Tupungato”, Provincia de Mendoza. Carta Geológico-Económica de la República Argentina, Escala 1:200.000. Dirección Nacional de Geología y Minería, Boletín 128, 129 pp.

Sanford, R.F. 1982. Growth of ultramafic reaction zones in greenschist to amphibolite facies metamorphism. American Journal of Science, 282: 543-616.

Schandl, E.S. y Naldrett, A.J. 1992. CO2 metasomatism of serpentinites, south of Timmons, Ontario. The Canadian Mineralogist, 30: 93-108.

Villar, L.M. 1975. Las fajas y otras manifestaciones ultrabásicas en la República Argentina y su significado metalogénico. II Congreso Iberoamericano de Geología Económica, Buenos Aires, Actas 3: 135-155.


Willner, A.P., Gerdes, A., Massonne, H.J., Schmidt, A., Sudo, M., Thomson, S.N. y Vujovich, G. 2011. The geodynamics of collision of a microplate (Chilenia) in Devonian times deduced by the pressure-temperature-time evolution within part of a collisional belt (Guarguaraz Complex, W-Argentina). Contribution to Mineralogy and Petrology, 162: 303-327.

Winter, J.D. 2001. An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice-Hall Inc., Upper Saddle River, New Jersey, 700 pp.

Zardini, R.A. 1960. Esquisto talco-anfibólico en la Mina “Sol de Mayo” (Mendoza). Revista de la Asociación Geológica Argentina, 15: 181-189.


131BENEDINI y GREGORI

La Formación Garamilla: evento volcánico del Jurásico Inferior del sector occidental de la Comarca Nordpatagónica, Provincia de Río Negro, ArgentinaLeonardo BENEDINI1 y Daniel GREGORI1

Resumen: La Formación Garamilla aflorante en el borde occidental de la Comarca Nordpatagónica se halla integrada por rocas volcánicas y piroclásticas de composiciones andesitas, dacíticas y riolíticas cuya edad se extiende entre el Triásico Superior –Jurásico Inferior. Particularmente en la zona de los Puestos Quiñenao, Fuensalida y los cañadones Mencué, Blancura y Currú Mahuida aflora una secuencia de 800 m de espesor dentro de la cual fueron reconocidos tres eventos: Un evento inicial compuesto por domos, lavas riolíticas e ignimbritas “lava-like”. Un segundo evento volcánico está representado por diques y lavas andesíticas a dacíticas, tobas lapillíticas y tobas lapillíticas eutaxíticas de composiciones dacíticas. El tercer evento se encuentra integrado por tobas, tobas reomórficas, tobas lapillíticas, brechas volcánicas monomícticas, brechas líticas masivas, lavas y diques Esta unidad conforma una serie calco-alcalina vinculada a un proceso de subducción. Una edad U-Pb 185±2 Ma (Pliesbaquiana) fue obtenida para la litofacies de tobas lapillíticas del segundo evento volcánico. Estas características permiten correlacionarla con el volcanismo calco-alcalino Jurásico Inferior desarrollado en la provincia de Neuquén.

Abstract: The Garamilla FormaTion: lower Jurassic volcanic evenT in wesTern comarca nordpaTaGónica, río neGro province, arGenTina. The Garamilla Formation cropping out at the western edge of the Nordpatagonian Region is composed by volcanic and pyroclastic rocks of andesites, dacíticas and rhyolitic compositions whose age extends from the Late Triassic to Early Jurassic. In the area of the puestos Quiñenao, Fuensalida and cañadones Mencué, Blancura and Currú Mahuida appears a sequence 800 m thick where three volcanic events were recognized. The first one consists of domes and rhyolitic lavas, as well as lava-like ignimbrites. The second is represented by dikes and andesitic to dacitic lava flows, lapilli-tuffs and eutaxitic lapilli-tuffs of dacitic composition. The third event is made up of tuffs, rheomorfic tuffs, lapilli-tuffs, volcanic breccias, lava flows and dikes. This unit forms a calc-alkaline series related to a subduction process. An U-Pb age of 185 ± 2 Ma (Pliesbachian) was obtained for the lapilli-tuffs lithofacies of the second volcanic event. These features allow correlation with the Lower Jurassic calc-alkaline volcanism developed in the Neuquén province.

Palabras claves: Formación Garamilla. Comarca Nordpatagónica. Volcanismo Jurásico. Argentina.

Key words: Garamilla Formation. Nordpatagonian Region. Jurassic magmatism. Argentina.

Introducción

La geología del sector occidental de la Comarca Nordpatagónica, en el área que se ubica entre Piedra del Águila, Comallo, el río Limay y Chasicó, se halla constituida por rocas metamórficas e ígneas cuyas edades son imprecisas y basadas mayoritariamente en comparaciones con otros sectores de la Comarca.

Específicamente entre los 40° 04´ S y los 40° 15 ´O a lo largo del Río Limay, Cucchi et al. (1998) reconocieron un conjunto de rocas volcánicas que asignaron a la Formación Garamilla por comparación litológica con rocas ubicadas en la zona de Ingeniero Jacobacci.

Por otro lado, inmediatamente al oeste del Río Limay, en la zona de Piedra del Águila aparecen volcanitas similares a las aquí estudiadas. Las mismas fueron denominadas

1) INGEOSUR, Cátedra de Geología Argentina, Departamento de Geología, Universidad Nacional del Sur, San Juan 670, 8000 Bahía Blanca, Argentina. E-mail: [email protected] - [email protected]


FORmacIóN GaRamIlla132

Formación Sañicó (Stipanicic, 1967), a partir de la denominación Sañicolitense, (Galli, 1954) y asignadas a una edad liásica (Ferello, 1947; D´Elia et. al., 2011, en prensa)

La zona de estudio se ubica en la margen oriental del Río Limay (Figura 1), entre los puestos Quiñenao y Fuensalida (69°46´- 69° 58´ O y 40° 05- 40° 08´ S). En el presente trabajo se dan a conocer las características geológicas, petrológicas y geoquímicas de las rocas volcánicas que componen la Formación Garamilla con el propósito de comprender sus condiciones genéticas y evolutivas, realizándose correlaciones con unidades aflorantes en la Cuenca Neuquina.

Marco geológico

Las rocas más antiguas de la zona de estudio corresponden a la Formación Mamil Choique (Sesana, 1968). Esta unidad fue inicialmente descripta por Volkheimer (1964) y posteriormente por Ravazolli y Sesana (1977). Nullo (1979) distinguió 3 facies dentro de la unidad: facies tonalita-granodiorita, facies migmatita y facies de granito. En la región de Mencué, Núñez y Cucchi (1990 y 1997) agruparon dentro de la Formación Mamil Choique facies graníticas, facies diorítico-tonalíticas y facies hipabisal donde incluyen diques de composiciones dioríticas.

Las edades obtenidas mediante isócronas Rb-Sr (Linares et al., 1988; Cingolani et al., 1991; Dalla Salda et al., 1994) permitieron asignarle inicialmente una edad Siluro-Devónica en la zona de Río Chico. Estudios posteriores realizados por López de Luchi et al. (1999, 2000); Cerredo et al. (2000) y Pankhurst et al. (2006) permiten asociar el origen de la misma a la Orogenia Gondwánica.

Esta unidad representa casi la totalidad de los rasgos pre-triásicos del sector occidental de la Comarca Nordpatagónica, dentro de la cual presenta una importante distribución regional. En inmediaciones al Río Limay se aprecia un sistema de bloques basculados con predominio de una fracturación de rumbo NO-SE que permite observar las facies de la unidad y el contacto con la Formación Garamilla.

Figura 1. Mapa de ubicación de la zona de estudio y distribución de los eventos volcánicos diferenciados para la Formación Garamilla.


Cubriendo en no-concordancia a la unidad arriba descripta aparece la Formación Garamilla cuyo nombre fue empleado para designar al conjunto de rocas volcánicas ácidas dominadas por ignimbritas riolíticas y riodacíticas, riolitas y riodacitas y en menor grado tobas, que anteriormente Volkheimer (1964) denominara “Complejo Porfírico”.

Coira (1979) correlaciona esta unidad con el Miembro superior de la Formación Los Menucos (Stipanicic, 1967) considerando sus características litoestratigráficas y le asigna una edad Triásica Superior.

Franseze et al. (2002) realizaron una determinación geocronológica U-Pb en rocas de esta unidad, aflorantes 40 km al sur de la localidad de Ingeniero Jacobacci, obteniendo una edad jurásica temprana (188 ± 1,5 Ma). Dicha edad, en conjunto con las características litológicas de la Formación Garamilla le permitieron correlacionarla con la Formación Marifil aflorante en la porción oriental de la provincia de Río Negro y Chubut. Esta última ha sido interpretada por Pankhurst y Rapela (1995) como producto de la anatexis de la corteza inferior acaecida durante la fragmentación del Gondwana.

Hasta el momento no se han reportados estudios estratigráficos y geoquímicos detallados que permitan establecer la evolución y el ambiente geotectónico de emplazamiento de la Formación Garamilla.

En la zona de estudio los principales afloramiento se ubican en la porción occidental del Cañadón Mencué, en inmediaciones del cerro Pafaniyeu y en el Cerro Colorado (Cañadón Pilahue). La secuencia volcánica expuesta en esta última localidad presenta afinidad litológica con aquella descripta por Nullo (1979) en Cañadón Chileno y en el Puesto Antrichipay y que fuera asignada a la Formación Taquetrén (Nullo, 1979). Esta unidad fue definida en Cañadón del Zaino, en la Provincia de Chubut por Nullo y Proserpio, (1975) y posteriormente extendida hacia las zonas de Lipetrén (Nullo, 1978), Ingeniero Jacobacci, Palenqueniyeu y Campana Mahuida (Cucchi et al., 1998).

En estas localidades la unidad se compone principalmente de brechas, lavas y cuerpos subvolcánicos de composiciones andesítica-dacitica, lo cual contrasta notablemente con las secuencias volcaniclásticas observadas en Cañadón Chileno y en el Puesto Antrichipay. Un elemento adicional a considerar es el hallazgo de palinomorfos de edad triásica reconocidos por Pöthe de Baldis (1975, en Nullo, 1979) y por Zavattieri et al. (1999) en la zona del Cerro Puntudo, localizado a 25 km al sudeste de Cañadón Chileno. Ello pone en duda la correlación efectuada por Nullo (1979) entre las rocas aflorantes en Cañadón Chileno y Puesto Antrichipay con aquellas de la Formación Taquetrén.

Petrografía

Durante las tareas de campo fueron individualizados 3 eventos volcánicos a partir de la confección de 8 perfiles de detalle. Los afloramientos, así como la distribución de los eventos descriptos, pueden reconocerse en la Figura 1.

El primer evento presenta 3 litofacies: a) domos o cuerpos subvolcánicos, b) lavas riolíticas y c) ignimbritas símil-lava.

- a) Los domos riolíticos son color rosa pálido a anaranjados, microcristalinos a porfiríticos y se componen principalmente de cristales de cuarzo y feldespato potásico, mientras que la plagioclasa y biotita son minoritarias. Microscópicamente se observa una textura porfirítica definida por agregados de cuarzo y feldespato potásico, euhedrales a subhedrales inmersos en una pasta formada por sílice criptocristalina y sericita. En


las facies microcristalinas se puede observar textura gráfica que evidencia condiciones de cristalización eutéctica. La plagioclasa se encuentra alterada a calcita. La biotita es euhedral y muestra una incipiente oxidación y cloritización.

- b) Las lavas riolíticas (Figura 2A) se presentan hacia los márgenes de los cuerpos dómicos y cubren parcialmente las facies piroclásticas símil-lava. Dichas lavas presentan una morfología masiva, son de coloración rosada a anaranjada pálida, presentan un espesor menor a 100 m y desarrollo de texturas felsíticas en la pasta. La textura porfirítica esta definida por agregados de cuarzo y feldaspato dispuestos en una pasta fluidal compuesta

Figura 2. Características petrológicas y morfológicas del primer evento volcánico. (A) Glomérulo de feldespato potásico (K-Feld) dispuesto en una pasta felsítica en facies de lavas riolíticas masivas. (B) Textura granofírica en ignimbritas símil lavas. (C) y (D) Características morfológicas de ignimbritas símil lava, estratificación y disyunción columnar respectivamente.


dominantemente por sílice microcristalina. Los cristales de feldespato potásico y plagioclasa son euhedrales a subhedrales y presentan una alteración sericitica moderada, mientras que la clorita y la calcita afectan a los cristales de biotita y plagioclasa.

- c) Las ignimbritas símil-lava están caracterizadas por un mosaico equigranular de cristales de cuarzo y feldespato potásico (Figura 2B), anhedrales a subhedrales. Los cristales individuales son menores a 200 μm. No se observan texturas de desvitrificación. Sus afloramientos comienzan 1 km al noroeste del puesto Quiñenao y se extienden hacia el norte donde abarca la zona del cerro Quili Mahuida y hacia el oeste a lo largo de aproximadamente 5 km. Se presentan estratificadas en bancos de 0.20 a 1 m de espesor (Figura 2C). Usualmente se reconoce disyunción columnar (Figura 2 D).El segundo evento volcánico evidencia un cambio composicional y está representado por

a) diques y lavas andesíticas a dacíticas (Figura 3A), b) tobas lapillíticas y c) tobas lapillíticas eutaxíticas de composiciones dacíticas. Estas litofacies afloran en las inmediaciones del Cañadón Mencué así como en las proximidades del Cerro Bonito, sobre el Río Limay, donde es cubierta por una sucesión de lavas y tobas lapillíticas riolíticas. Presentan un mejor desarrollo hacia el sur (Puesto Fuensalida) donde se apoyan sobre granitos de edades gondwánicas y constituyen las primeras facies volcánicas registradas. Unos 600 m al oeste del puesto Quiñenao se apoyan en contacto normal sobre las ignimbritas símil-lava. El espesor del evento en conjunto es menor a los 100 m. Las lavas andesíticas (a) exhiben una textura porfirítica formada por cristales subhedrales a euhedrales de plagioclasa de 1.5 mm de diámetro junto con fenocristales de anfíboles inmersos en una pasta traquítica. Como accesorios se observan hornblenda y clinopiroxenos alterados a epidoto.

Las lavas dacíticas, por otro lado, tienen menores proporciones de mafitos y se componen principalmente de feldespato potásico, plagioclasa, cuarzo y biotita. La pasta muestra una textura traquítica con una marcada orientación de los microfenocristales de plagioclasa. La plagioclasa se encuentra alterada a epidoto. Los cristales de cuarzo muestran escaso desarrollo y son porcentualmente limitados (SiO2: 61-65%).

Las tobas lapillíticas (b) consisten de fragmentos juveniles vesiculados (pomes), de colores azulados a violáceos y cristales dispuestos dentro de una mátrix de grano fino alterada a sericita y epidoto. Los cristales de plagioclasa, subhedrales a anhedrales, se encuentran fracturados y alterados a epidoto. Conjuntamente se reconocen fragmentos líticos de migmatitas, granitos y lavas andesíticas tanto a meso como a microescala (Figura 3B).

Las tobas lapillíticas eutaxíticas (c) se encuentran parcialmente desvitrificadas. Los fragmentos juveniles vesiculados aparecen deformados y con formas de flama configurando texturas eutaxíticas (Figura 3C). Son de colores grises y están compuestas por cristales y fragmentos líticos. La plagioclasa es el mineral más abundante y se encuentra alterada a epidoto. El anfíbol es un mineral relíctico ya que está enteramente alterado a epidoto y minerales de óxidos de hierro, mientras que la biotita se encuentra alterada a clorita. La mátrix está reemplazada por minerales arcillosos de grano fino. Los cristales son subhedrales y porcentualmente limitados (aprox. 20%).

El tercer evento se encuentra representado por a) tobas y tobas reomórficas, b) tobas lapillíticas, c) brechas tobáceas monomícticas, d) brechas líticas masivas y e) lavas riolíticas totalizando unos 500 m de espesor. Las tobas (a) consisten de capas finamente estratificadas de coloración beige a blanquecinas ricas en cristales (aprox. 40%). Se disponen usualmente hacia la base de las sucesiones piroclásticas riolíticas y muestran en conjunto con las litofacies sobreyacientes, secuencias estrato y grano creciente (Figuras 4A y 4E). Incluyen cristaloclastos de cuarzo, sanidina, plagioclasa y biotita. El cuarzo es anhedral a subhedral, usualmente


fracturado. La biotita y la plagioclasa se encuentran alteradas a óxidos de hierro y epidoto respectivamente; y es común la deformación de estos cristales. La matrix corresponde a ceniza fina y se encuentra alterada a sericita y minerales arcillosos.

Las tobas lapillíticas (b) son rosadas a blanquecinas y contienen cristales y fragmentos líticos no vesiculados (Figura 4B). Los cristales de cuarzo y feldespato potásico son dominantes, mientras que la plagioclasa y la biotita son escasas. Los fragmentos líticos son en general porfiríticos o esferulíticos, subredondeados a subangulares de 0.2 a 1.5 cm de diámetro. La mátrix, de granulometría fina, se halla parcialmente silicificada. Esta litofacies se apoya sobre las facies del evento previo en inmediaciones del puesto Fuensalida.

Los depósitos de brechas tobáceas (c) son de base planar a levemente erosiva, presenta clastos de lavas riolíticas de granulometría y composición homogénea (fragmentos líticos cognatos de 10 a 20 cm de diámetro). Los mismos se hallan dispuestos dentro de una mátrix tobácea de coloración gris clara sin participación de fragmentos juveniles vesiculados (Figura 4C). Se caracteriza por una estratificación gruesa de 1 a 2 m de espesor. Estos se apoyan sobre las tobas y tobas lapillíticas de composiciones riolíticas previamente descriptas y afloran casi exclusivamente en inmediaciones del Cañadón Mencué.

Figura 3. Características petrográficas del segundo evento volcánico. (A) Fragmentos accidentales subangulares de granito en facies de andesitas masivas. (B) Fragmento lítico accidental de migmatita en toba lapillítica dacítica. (C) Desarrollo de textura eutaxítica en tobas lapillíticas dacíticas.


Figura 4. Características petrográficas del tercer evento volcánico. (A) Litofacies de tobas estratificadas (B) Fragmentos líticos accidentales y accesorios presentes en tobas lapillíticas riolíticas (C) Brecha tobácea monolitológica con estratificación gruesa y fragmentos congénitos subangulares a subredondeados. (D) Texturas mesoscópicas esferulítica y litofísica en lava riolítica. (E) Bandeamiento de flujo en tobas reomórficas.


Las brechas líticas masivas (d) fueron identificadas hacia el techo de la sucesión piroclástica presente en el Cañadón Mencué, sobreyaciendo a las tobas lapillíticas y brechas tobáceas con estratificación grosera. Su principal característica es la presencia de grandes cantidades de fragmentos líticos de tobas, granitos y dacitas que exhiben formas subangulares a subredondeados y una marcada heterogeneidad granulométrica ya que varían de algunos centímetros hasta casi 1 m de diámetro. Las lavas (Figura 4D), se presentan hacia el techo de la secuencia y muestran espesores individuales del orden de los 20 m, con desarrollos laterales acotados.

Geoquímica de las sucesiones volcánicas

Con el propósito de establecer las características químicas de las sucesiones volcánicas se seleccionaron 26 muestras representativas de la Formación Garamilla. Todas ellas fueron analizadas en ACTLABS, Canadá, utilizando fluorescencia de rayos X y espectrometría de masas con fuente de plasma inductivamente acoplado para el análisis de los elementos mayoritarios y trazas. Los geostandards utilizados para la calibración fueron MRG-1, JGb-1, Jb1 y JG1a.

Geoquímica de elementos mayoritarios

Los análisis geoquímicos (Tabla 1) de la sucesión volcánica revelan una tendencia calco-alcalina a calco-alcalina de alto potasio (Pecerillo y Taylor, 1976) (Figura 5A) con concentraciones de K2O que oscilan entre 1,5 a 5% y abundancias relativas de K2O/Na2O entre 0,5 y 2. De acuerdo a las relaciones de K2O y Na2O (Figura 5B) versus sílice (Le Bas et al., 1986), las muestras clasifican en tres grupos: andesitas, dacitas y riolitas donde la sílice varía entre 60 y 82%. La secuencia presenta un carácter metaluminoso a peraluminoso donde los contenidos de Al2O3 varían entre 11 y 15%.

Las concentraciones de TiO2 por otro lado, varían entre a 0,05 y 0,15% en las riolitas y entre 0,5 a 0,95 en rocas dacíticas a andesíticas. El P2O5 varía de 0,02 a 0,05 % y entre 0,1 a 0,3% respectivamente para los mismos grupos y su fraccionamiento esta vinculado a las cristalización de apatito. Estos contenidos coinciden con el rango de valores medios de P2O5 de las series calco-alcalinas (0,1 y 0,2%) determinados por Gill (1981).

Geoquímica de los elementos traza

Los diagramas de distribución de los elementos trazas normalizados a condritos (Thompsom, 1982) de la Figura 5C muestran un enriquecimiento en LILE (Ba, Rb, Th, K, Sr, La, Ce) conjuntamente con anomalías negativas de Sr, P y Ti.

Las facies riolíticas presentan en general anomalías negativas más significativas en Ti, P y Sr, además de mayores concentraciones de LILE que las restantes composiciones indicando un fraccionamiento de feldespato, apatito y titanita durante la evolución magmática. Otra característica exhibida en el diagrama de Thompsom, 1982) es la presencia de anomalías negativas de Nb y Ta respecto de Th y La, mientras que la relación Nb/Ta varía entre 6,5 y 16.


Tabla 1. Composición química de las rocas de la Formación Garamilla.


Las concentraciones de Zr varían entre 50 y 280 ppm y muestran una relación inversa respecto de las concentraciones de SiO2. Aquellos ejemplares más evolucionados contienen entre 50 y 120 ppm de Zr mientras que en las dacitas y las andesitas varían entre 150 y 280 ppm.

En el diagrama de distribución de tierras raras normalizado a condrito S1 de Sun y McDonough (1989) (Figura 5D) el Eu presenta anomalías negativas leves a marcadas. El crecimiento de la anomalía negativa de Eu puede vincularse con fraccionamiento de feldespato alcalino. En todos los caso se observa enriquecimiento de tierras raras livianas (LREE) respecto a las tierras raras pesadas (HREE). Los patrones de tierras raras en conjunto, la similitud en las pendientes y las variaciones de concentraciones indican un

Figura 5. (A) y (B) Diagramas bivariantes Na2O + K2O vs Si2O y K2O vs Si2O (Le Bas et al., 1986 y Pecerillo y

Taylor, 1976). (C) Diagramas multielementos y de tierras raras (REE) normalizados a MORB Thompsom (1982). (D) Diagramas de tierras raras normalizados a N-MORB (Sun y McDonough, 1989). (E) Diagrama Zr/TiO2 vs. Nb/Y (Winchester y Floyd, 1977).


carácter cogenético de los productos. Los valores de MREE indican que la hornblenda fue la fase mineral que controlo la cristalización y la ausencia de granate en el magma parental.

La composición de estas rocas de acuerdo a las clasificaciones SiO2 vs Nb/Y (no mostrado) y Zr/TiO2 vs Nb/Y de Winchester y Floyd (1977) confirman que se trata de rocas de composiciones andesíticas, dacíticas y riolíticas. La relación Nb/Y presenta un rango de valores en general menores a 0,6 indicando que pertenecen a la serie subalcalina (Figura 5E).

Interpretación geotectónica de la secuencia volcánica

Con el propósito de establecer el ambiente geotectónico de emplazamiento de las rocas estudiadas, las mismas fueron graficadas en los diagramas Rb vs Y+Nb y Nb vs Y de Pearce et al., (1984). En ambos diagramas (no mostrados) las muestras ácidas e intermedias se agrupan en los campos de rocas relacionadas a arco magmáticos. Las relaciones Ta-Yb (Pearce, 1982) también evidencian ambientes ígneos relacionados a márgenes convergentes de placas (arco volcánico). Su carácter peraluminoso y en menor medida metaluminoso podría deberse en parte a la asimilación de corteza continental o fusión de sedimentos subductados.

El enriquecimiento en LILE mostrado en los diagramas de distribución de elementos incompatibles permite considerar, de acuerdo a Pearce (1982) y otros autores, que la fuente magmática habría recibido aportes de fluidos derivados de corteza oceánica subductada. Las marcadas anomalías negativa de Nb y Ta corroboran dicha hipótesis.

Las concentraciones de Nb/Y mayores a 0,6 así como el desarrollo de marcadas anomalías de Eu en algunas de las muestras no permiten descartar la presencia de un componente alcalino relacionada a la Formación Garamilla.

Por lo tanto, las composiciones químicas de las rocas volcánicas analizadas en el presente trabajo muestran una signatura de arco magmático, pero su ubicación en el contexto del margen sudoccidental de la cuenca neuquina hace problemática dicha asignación. Estas características podría revelar la existencia de componentes de subducción heredados que no se compatibilizan con el ambiente tectónico extensional donde fueron eruptados.

Discusión y correlaciones

Con el propósito de establecer correlaciones entre la unidad analizada y otras de la Comarca Nordpatagónica y la Cuenca Neuquina se obtuvo una edad U/Pb de 185 ± 2 Ma en roca aflorantes 1 km al sur del puesto Quiñenao.

El análisis facial, petrográfico y geoquímico de las rocas volcánicas de la Formación Garamilla en la zona de los puestos Quiñenao y Fuensalida, revelan un volcanismo calco-alcalino que incluye componentes de subducción, así como indicios de evolución a condiciones de intraplaca.

Sin embargo se considera que los componentes de subducción podrían ser heredados de un evento anterior, de edad desconocida.

Esta sucesión presenta además notables similitudes químicas y cronológicas con las rocas volcánicas que conforman la mayor parte de los afloramientos del ciclo de sinrift precuyano de la cuenca neuquina presente en la provincia de Neuquén.

Las primeras consideraciones acerca de la presencia de un volcanismo extensional relacionado a subducción a partir de análisis geoquímicos dentro de la secuencia precuyana fue establecida en el sector de la Dorsal de Huincul, por Bermúdez et al (2002). Estos


autores describieron una importante secuencia conformada preponderantemente por rocas volcánicas de 2.500 m de espesor para el depocentro de Cerro Bandera. Dicho depocentro se ubica en el sector occidental de la dorsal y en su interior registra una sección inferior conformada por coladas fenoandesíticas con intercalaciones sedimentarias, una sección media caracterizada por una intercalación de rocas sedimentarias (limolitas y limolitas arenosas) con tobas litoclásticas y cristaloclásticas integrantes de depósitos de flujos piroclásticos y una sección superior con tobas cristaloclásticas fenoriolíticas integrantes de depósitos de flujos piroclásticos.

Shiuma y Llambías (2007) y Llambías et al. (2007) reportaron un volcanismo con signatura de arco para el depocentro de Anticlinal Campamento ubicado en la porción occidental de la dorsal, registrado a partir de sondeos exploratorios. Dentro del mismo describen lavas y flujos de bloques y cenizas de composiciones andesíticas, dacíticas a riolíticas y lavas, ignimbritas y depósitos de caída ricos en sílice. Estas rocas fueron asignadas al Triásico tardío (Rético)-Jurasico temprano (Hetangiano) a partir estudios isotópicos U-Pb en circones ígneos.

Por otro lado, en el sector austral de la Cuenca Neuquina aparece la Formación Piedra del Aguila (Ferello, 1947) de edad jurásica y que Gulisano et al. (1984) incluyeron en el ciclo precuyano. Edades jurásicas tempranas han sido reportadas inicialmente por Ferello (1947) a partir del hallazgo de flora liásica y posteriormente confirmada por Spalletti et al. (2010) a partir de hallazgos de flora equivalente y de una datación U-Pb (191.7±2.8 Ma) en un nivel de tobas intercalado en la sección superior de esta unidad. Esta unidad es sucedida por la Formación Sañicó, la cual consiste de lavas andesitas, tobas dacíticas y que se apoya, según Galli (1969) de manera concordante sobre la unidad previa, mientras que Spalletti et al. (2010) reconocen la existencia de una suave discordancia angular entre ambas.

Por otro lado D´Elia et al. (2011, en prensa) describen 3 secciones en la Formación Sañicó, reconocidas entre Cerro Michal y Cerro Corona, donde la unidad se inicia con una sección inferior caracterizada por rocas volcánicas andesíticas y dacitas con volcaniclásticas asociadas. Continúa la sección media compuesta por depósitos de flujos piroclásticos de composiciones riolíticas a riodacíticas intercalados con depósitos volcaniclásticos monomícticos. Concluye con una sección superior integrada por lavas andesíticas con rocas sedimentarias epiclásticas y carbonáticas intercaladas. Las rocas pertenecen mayoritariamente a la serie calco-alcalinas y son de carácter subalcalino, con patrones de elementos trazas típicas de series orogénicas. Sin embargo la secuencia muestra algunas diferencias evolutivas y composicionales (> 50% de términos diferenciados ácidos) con las series clásicas de arco. D´Elía et al. (2011, en prensa) acotan estratigráficamente dicha secuencia al Sinemuriano (Liásico).

Estas características permiten extender el volcanismo presente en la porción centro sur de la Cuenca Neuquina a la porción occidental de la Comarca Nordpatagónica a partir de una correlación directa entre las formaciones Sañicó y Garamilla.

Conclusiones

En el sector occidental de la Comarca Nordpatagónica los afloramientos de la Formación Garamilla constituyen depósitos volcánicos donde se han reconocido 3 eventos diferenciables petrológica y geoquímicamente. En su conjunto representan una suite calco-alcalina que posee componentes de subducción y evoluciona a magmatismo de intraplaca. Su edad jurásica temprana así como sus características geoquímicas permite correlacionar estos depósitos con el volcanismo de synrift Triásico tardío a Jurásico temprano presente en la cuenca neuquina y con la Formación Sañicó, localizada en el borde sudoccidental de dicha cuenca.


Agradecimientos

A los pobladores de la zona de trabajo, especialmente las familias Quiñenao, Fuensalida y Cortés, integrantes de la Comunidad Blancura quienes desinteresadamente nos ofrecieron sus comodidades y el acceso a sus campos. También agradecemos el aporte financiero de FONCyT (Bid-pict 01649), CONICET (PIP 108) y UNS (24/H100).

Bibliografía

Bermúdez, A., Delpino, D. y Pángaro F. 2002. Volcanismo de arco asociado a procesos de subducción - extensión durante el Triásico Superior - Jurásico Inferior (Precuyano). Área Cerrro Bandera, Cuenca Neuquina, Argentina. IV Congreso de Exploración y Desarrollo en Hidrocarburos, Actas en CD. Mar del Plata.

Cerredo, M., López de Luchi, M., Ostera, H., Cagnoni, M. y Linares, E. 2000. Amphibolic tonalites in the south western of the North Patagonian Massif. Geochemistry, age and tectonic setting. IX Congreso Geológico Chileno, Puerto Varas, Actas 2: 712-715.

Cingolani, C., Dalla Salda, L., Hervé, F., Munizaga, F., Pankhurst, R.J., Parada, M.A. y Rapela, C.W. 1991. The magmatic evolution of northern Patagonia; New impressions of pre- andean tectonics. Geological Society of America Special Paper, 265: 29-43.

Coira, B. 1979. Descripción de la Hoja 40d, Ingeniero Jacobacci, Provincia del Río Negro. Servicio Geológico Nacional, Buenos Aires, Boletín 168, 101 pp.

Cucchi, R., Espejo, P. y González, R. 1998. Hoja Geológica 4169-I Piedra del Águila. Subsecretaría de Minería de la Nación, SEGEMAR, Buenos Aires, Boletín 242, 74 pp.

Dalla Salda, L.H., Varela, R., Cingolani, C.A. y Aragón, E. 1994. The Rio Chico Paleozoic Cristaline Complex and the evolution of Northern Patagonia. Journal of South American Earth Sciences, 7: 1-10.

D’Elia, L., Muravchik, M., Franzese, J.R. y López, L. 2011. Tectonostratigraphic analysis of the Late Triassic-Early Jurassic syn-rift sequence of the Neuquén Basin in the Sañicó depocentre, Neuquén Province, Argentina. Andean Geology (en prensa).

D’Elia, L., Muravchik, M., Franzese, J.R. y López, L. 2011. Volcanismo de sin-rift de la Cuenca Neuquina, Argentina: relación con la evolución Triásico Tardía - Jurásico Temprano del margen Andino. Revista de la Asociación Geológica Argentina (en prensa).

Ferello, R. 1947. Los depósitos plantíferos de Piedra del Águila (Neuquén) y sus relaciones. Boletín de Informaciones Petroleras, Buenos Aires, 278: 248- 261.

Franzese, J.R. y Spalletti, L.A. 2001. Late Triassic continental extension in southwestern Gondwana: tectonic segmentation and pre-breakup rifting. Journal of South American Earth Sciences, 14: 257-270.

Franzese, J., Pankhurst, R., Rapela, C., Spalletti, L., Fanning, M. y Muravchik, M. 2002. Nuevas evidencias geocronológicas sobre el magmatismo gondwánico en el noroeste del Macizo Norpatagónico. XV Congreso Geológico Argentino, El Calafate, Actas 1: 144-154.

Galli, C.A. 1954. Acerca de una nueva interpretación de las formaciones rético-liásicas de la Patagonia septentrional. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 8: 220-235.

Galli, C.A. 1969. Descripción geológica de la hoja 38c Piedra del Águila, provincias de Neuquén y Río Negro. Boletín Servicio Nacional Minería y Geología, Buenos Aires, Boletín 111, 67 pp.

Gill, J. 1981. Orogenic Andesites and Plate Tectonics. Springer-Verlag, Berlín, 390 pp.Gulisano, C., Gutiérrez Pleimling, A. y Digregorio, R. 1984. Esquema estratigráfico de la Secuencia Jurásica del

oeste de la provincia del Neuquén. IX Congreso Geológico Argentino, San Carlos de Bariloche, Actas 1: 236-259.Le Bas, M.J., Le Maitre, R.W., Streckeisen, A. y Zanettin, B. 1986. A Chemical classification of volcanic rocks based

on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology, 27: 745-750.Linares, E., Cagnoni, M.C., Do Campo, M. y Ostera, H.A. 1988. Geochronology of metamorphic and eruptive

rocks of southeastern Neuquén and northwestern Río Negro Provinces, Argentine Republic. Journal of South American Earth Sciences, 1: 53-61.

Llambías, E.J., Leanza, H.A. y Carbone, O. 2007. Evolución tectono-magmática durante el Pérmico al Jurásico Temprano en la cordillera del Viento (37°05´S - 37°15´S): nuevas evidencias geológicas y geoquímicas del inicio de la cuenca Neuquina. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 62: 217-235

López de Luchi, M.G., Ostera, H.A., Cerredo M.E., Linares, E., Haller, M.J. y Cagnoni, M.C. 1999. Unravelling the ages of the crystalline basement at Sierra de Mamil Choique, Río Negro, Argentina. II Simposio de Geología Isotópica, Villa Carlos Paz, Anales 34, SEGEMAR, Buenos Aires, 322-326.


López de Luchi, M.G.,Ostera, H.A., Cerredo M.E., Cagnoni, M.C y Linares, E. 2000. Permian Magmatism in Sierra de Mamil Choique, North Patagonian Massif. Argentina, IX Congreso Geológico Chileno, Puerto Varas, Chile, Actas 2: 750-754.

Nullo, F.E. 1978. Descripción Geológica de la Hoja 41d, Lipetrén, Provincia de Río Negro. Servicio Geológico Nacional, Buenos Aires, Boletín 158, 88 pp.

Nullo, F.E. 1979. Descripción geológica de la Hoja 39c, Paso Flores. Servicio Geológico Nacional, Buenos Aires, Boletín 167, 70 pp.

Nullo, F.E. y Proserpio, C. 1975. La Formación Taquetrén en Cañadón del Zaino (Chubut) y sus relaciones estratigráficas en el ámbito de la Patagonia, de acuerdo a la flora. República Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 29: 377-378.

Núñez, E. y Cucchi, R.J. 1990. Estratigrafía del sector noroccidental del Macizo Nordpatagónico en los alrededores de Mencué, provincia del Río Negro, República Argentina. Actas XI Congreso Geológico Argentino, San Juan, Actas 2: 125-128.

Núñez, E. y Cucchi, R.J. 1997. Geología y petrografía de Trapalcó, Provincia del Río Negro Revista de la Asociación Geológica Argentina, 52: 297-310.

Pankhurst, R.J. y Rapela, C.R. 1995. Production of Jurassic rhyolites by anatexis of the lower crust of Patagonia. Earth and Planetary Science Letters, 134: 23-36.

Pankhurst, R.J., Rapela, C.W., Fanning, C.M. y Márquez, M. 2006. Gondwanide continental collision and the origin of Patagonia. Earth-Science Reviews, 76: 235-257.

Pearce, J.A. 1982. Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. En: Thorpe, R.S. (Ed.), Orogenic Andesities and Related Rocks. Wyley J. & Sons, 230-249.

Pearce, J.A., Harris, N.B.W. y Tindle, A.G. 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretations of the granitic rocks. Journal of Petrology, 25: 956-983.

Pecerillo, A. y Taylor, S.R. 1976. Geochemistry of Eocene cal-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology, 58: 63-81.

Pöthe de Baldis, E.D. 1975. [Examen palinológico de muestras de Cerro Puntudo, Hoja 40c, Comallo. Informe 629, Servicio Geológico Nacional, Buenos Aires, Inédito]. En: Nullo, 1979.

Ravazolli, I. y Sesana, F.L. 1977. Descripción Geológica de la Hoja 41c, Río Chico, Provincia de Río Negro. Servicio Geológico Nacional, Buenos Aires, Boletín 148, 78 pp.

Sesana, F. 1968. Rasgos petrológicos de la comarca de Río Chico, Río Negro. Terceras Jornadas Geológicas Argentinas, Actas 3: 99-107.

Schiuma, M. y Llambías, E.J. 2007. New ages on Lower Jurassic volcanism in the Dorsal de Huincul, Neuquén. III Simposio Argentino del Jurásico, Mendoza, Resúmenes: 74.

Spalletti, L.A., Franzese, J.R., Morel, E., D’Elia, L., Zúñiga, A. y Fanning C.M. 2010. Consideraciones acerca de la sedimentología, paleobotánica y geocronología de la Formación Piedra del Águila (Jurásico Inferior, Neuquén, República Argentina). Revista de la Asociación Geológica Argentina, 66: 305-313.

Stipanicic, P.N. 1967. Consideraciones sobre las edades de algunas fases magmáticas del Neopaleozoico y Mesozoico. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 22: 101-133.

Sun, S.S. y McDonough, W.F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. En: Saunders, A.D. y Norry, M.J. (Eds.), Magmatism in the Ocean Basin. Geological Society of London Special Publication, 42: 313-345.

Thompsom, R.N. 1982. British Tertiary volcanic province. Scottish Journal of Geology, 18: 49-107.Volkheimer, W. 1964. Estratigrafía de la zona extrandinas del Departamento de Cushamen (Chubut) entre los

papalelos 42° y 42°30´ y los meridianos 70° y 71°. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 19: 85-107.Winchester, J.A. y Floyd, P.A. 1977. Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation

products using immobile elements. Chemical Geology, 20: 325-343.Zavattieri, A.M., Volkheimer, W. y Rosenfeld, U. 1994. Palynology and facies of the Late Triassic of Comallo

(Northern Patagonia, Argentina). Zentralblatt für Geologie und Paläontologie, Teil I: 133-154.


145IBAÑES Et Al.

1) CONICET – Dpto. de Geología, Universidad Nacional de San Luis. E-mail: [email protected] 2) CONICET – SEGEMAR.3) Dpto. de Geología, Universidad Nacional de San Luis.

Volcanismo y mineralización asociada en el área del cerro Tiporco, provincia de San Luis, ArgentinaOscar D. IBAÑES1, Patricia SRUOGA2, Nilda E. URBINA3 y José M. GARRO3

Resumen: El área del cerro Tiporco está situada al oeste del campo volcánico Cerros del Rosario, a 66 km al noreste de la ciudad de San Luis. En la cantera Santa Isabel-Córdoba aflora una secuencia piroclástica (Volcaniclastitas Lomitas) asignada al Plioceno y dispuesta sobre las sedimentitas miocenas de la Fm. Santa Isabel. Dentro de la secuencia se diferencian dos unidades, inferior y superior, compuestas por brechas líticas co-ignimbríticas, depósitos de surge e ignimbritas. En las inmediaciones del cerro Tiporco afloran espesos bancos de brechas líticas co-ignimbríticas y de ignimbritas. El volcanismo en el área está caracterizado por actividad explosiva inicial, con erupciones ignimbríticas recurrentes y episodios freatomagmáticos intercalados (surges), para luego finalizar con el emplazamiento de domos y coladas asociadas (cerros Tiporco y Lomita). Tanto las brechas co-ignimbríticas como la asociación litofacial ignimbritas-surges-domos indican un carácter proximal respecto del centro emisor. Dicho emplazamiento estaría controlado por un sistema de fallas NO-SE. La mineralización asociada al volcanismo consiste en vetas de ónice calcáreo y aragonita, venillas de calcita y manifestaciones travertínicas. Estas últimas estarían indicando los niveles más superficiales de un sistema epitermal y un grado de erosión muy bajo. En consecuencia, es posible inferir la presencia de manifestaciones metalíferas en profundidad como parte del mismo sistema hidrotermal.

Abstract: Volcanism and associated mineralization in the cerro tiporco area, san luis proVince, argentina. The Tiporco area is located west of the Cerros del Rosario volcanic field and 66 km northeast of San Luis city. In the Santa Isabel-Córdoba quarry, a pyroclastic sequence has been recognized (Volcaniclastitas Lomitas) lying on sedimentary rocks which belong to the Miocene Santa Isabel Formation. The stratigraphic arrangement indicates a Pliocene age. Within the sequence, upper and lower units may be distinguished, encompassing co-ignimbrite lithic breccias, surges and ignimbrite deposits. The volcanism in this area is characterized by initial explosive activity, with recurrent ignimbritic eruptions and phreatomagmatic episodes (surges), ending with the emplacement of domes and associated lava flows (Tiporco and Lomita). Both the pyroclastics and the lavas represent near-vent facies. A well defined NW-SE fault system controlled the emplacement of the volcanics. The associated mineralization consists of calcareous onyx and aragonite veins, calcite veinlets and travertine manifestations. The latter indicate a paleosurface consistent with the superficial levels of an epithermal system and very scarce erosion. In consequence, it is possible to infer the presence of metalliferous manifestations at depth as part of the same hydrothermal system. Palabras claves: Tiporco. Santa Isabel. Volcanismo. Plioceno. Ignimbritas. Ónice Calcáreo.

Keywords: Tiporco. Santa Isabel. Pliocene. Volcanism. Ignimbrites. Calcareous Onyx.

Introducción

La zona de estudio corresponde al área del cerro Tiporco, localizada a 66 km al noreste de la ciudad de San Luis, en el departamento de Coronel Pringles y forma parte del distrito volcánico de Cerros del Rosario (Figura 1). Abarca una superficie aproximada de 25 km2 (32º 55´ 28´´ S – 65º 48´ 53´´O y 32º 58´ 18´´ S – 65º 44´ 53´´ O).


VolcAnISmo y mInErAlIzAcIón cErro tIporco, SAn luIS146

Los antecedentes corresponden a trabajos de carácter regional (Brogioni 1987, 1988, 1990) y local (Lacreu y Di Paola, 1992; Lacreu, 1997, 2000). Estos autores realizaron una caracterización de las mineralizaciones de ónice calcáreo y las secuencias volcaniclásticas presentes en la cantera Santa Isabel-Córdoba. Es importante aclarar que aún no se dispone de edades absolutas del volcanismo de la zona; para el área de Cerros del Rosario una dacita arrojó una edad puntual de 2,6 ± 0,6 Ma (Ramos et al., 1991).

En las décadas del 70 y 80 del siglo pasado, la zona tuvo una importante actividad minera, explotándose principalmente las vetas de ónice calcáreo como roca de aplicación y secundariamente los depósitos de travertino. Actualmente, se continúa con extracciones esporádicas de ónice en las canteras Santa Isabel y Córdoba.

En este trabajo se presentan los avances preliminares del análisis litofacial del volcanismo, el control estructural de su emplazamiento y su relación con las mineralizaciones presentes en la zona. Los resultados alcanzados se hallan enmarcados en el desarrollo de la tesis doctoral del primer autor, cuyo fin es contribuir al conocimiento integral de la evolución de la faja volcánica terciaria.

Marco geológico y tectónico

Las sierras de San Luis constituyen un bloque de las Sierras Pampeanas occidentales conformado por rocas cristalinas ígneo-metamórficas que presentan una compleja evolución geológica, la cual se remonta al Precámbrico-Ordovícico, con los ciclos Pampeano y Famatiniano. Durante el Devónico y Carbonífero tuvo lugar el emplazamiento de cuerpos graníticos. Las rocas poseen una estructuración en bloques de bordes empinados hacia el O y suaves pendientes hacia el E, como resultado de levantamientos diferenciales producto de la reactivación de planos de fracturas N-S, E-O y NE-SO durante el ciclo orogénico andino (Gordillo y Lencinas, 1979; Criado Roqué et al., 1981; Costa et al., 2001). Esta estructuración en un ambiente transpresivo a transtensivo (Urbina y Sruoga, 2009) incrementó los índices de permeabilidad cortical y controló durante el neógeno el emplazamiento de magmas y mineralizaciones hidrotermales asociadas.

La Faja Volcánica Terciaria (FVT) se halla localizada a ~750 km de la trinchera oceánica en la zona de transición sureste del segmento de la flat slab pampeana que se extiende desde los 27º a los 33º S (Jordan et al., 1983; Kay et al., 1987, 1988, entre otros) y que se encuentra caracterizado por la ausencia de manifestaciones volcánicas modernas. Asociada directamente a la horizontalización de la placa de Nazca (<10º, Pardo et al., 2002), la FVT delata la migración que experimentó el arco volcánico a partir de los 18 Ma desde la cordillera de los Andes hasta las Sierras Pampeanas (Ramos et al, 1991). Las rocas volcánicas se distribuyen a lo largo de una faja de 80 km, con orientación ONO y dispuesta casi perpendicularmente a las fallas inversas que delimitan el borde oeste de las sierras de San Luis.

En la FVT es posible distinguir unidades lávico/hipabisales de composición andesítica a traquítica y términos volcaniclásticos asociados (Urbina y Sruoga, 2009), concentrados en los distritos La Carolina, Cañada Honda, Cerros Largos-Cerros del Rosario y El Morro. La actividad volcánica se inició hace 12-13 Ma (Urbina y Sruoga, 2008), migró hacia el SE a lo largo de 80 km alcanzando el extremo este de la faja a los 6,4 Ma y finalizó a los 1,9 Ma indicando un rápido desplazamiento del frente volcánico (Urbina y Sruoga, 2009).

Estudios geoquímicos realizados por Brogioni (1987) y Urbina et al. (1997) indican que los magmas mesosilícicos corresponden a series calcoalcalinas normales a alto potasio

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y shoshoníticas y muestran un progresivo incremento en el contenido de potasio con la disminución de la edad. Además, rasgos geoquímicos de estos magmas, tales como enriquecimiento en LILE y LREE, empobrecimiento en Ti y Ta, relaciones Ba/La y La/Ta mayores de 20 y 25 respectivamente, indican que los magmas son compatibles con un ambiente de arco vinculado a subducción en margen continental.

Análisis litofacial

El análisis litofacial de la zona de estudio permitió distinguir entre facies piroclásticas y facies efusivas en las canteras Santa Isabel y Córdoba y en el cerro Tiporco (Figuras 1 y 2).

Sector canteraS Santa ISabel y córdoba, facIeS pIrocláStIcaS. Conocida como “Volcaniclastitas Lomitas” (Lacreu y Di Paola, 1992), esta unidad es la de mayor extensión areal en la zona de estudio. Dispuesta en capas horizontales a subhorizontales, en discordancia erosiva sobre las sedimentitas miocenas de la Formación Santa Isabel, es la facies que presenta mayor heterogeneidad litológica e incluye brechas líticas co-ignimbríticas, depósitos de surge e ignimbritas (Figura 2). El conjunto es de color blanco grisáceo, con tonalidades amarillentas y aflora en la zona de las canteras. Solamente en el sector del ónice calcáreo es posible reconstruir el perfil completo de la secuencia, con espesores que alcanzan los 13,7 m. Dentro de la secuencia, es posible diferenciar dos unidades: 1) inferior y 2) superior (Figura 3).

1) Unidad Inferior. Con un espesor total de 6 m, esta unidad está compuesta de base a techo por:

0-1 m. Brechas líticas poco consolidadas, de color gris oscuro, clasto sostén en banco masivo. Presentan un neto predominio (95%) de litoclastos de origen metamórfico (esquistos cuarzo-micáceos, metacuarcitas y escasos granitoides), de forma subangulosa a subredondeada. El tamaño de los fragmentos varía entre 0,3 y 30 cm de diámetro. La escasa matriz está compuesta por cristaloclastos (cuarzo, biotita, feldespato y ónice calcáreo) y por fragmentos

Figura 1. Mapa geológico del área del cerro Tiporco y ubicación de la zona de estudio en las Sierras de San Luis.


pumíceos (5%) subangulosos de 0,3 a 1,9 cm. Por sus características litológicas y yacencia este depósito es interpretado como brechas líticas co-ignimbríticas.

1-1,50 m. Tobas lapillíticas vitrocristalinas, de color gris claro, exhiben estratificación planar y entrecruzada de bajo ángulo del orden de centímetros a metros en bancos de 1 a 3 cm. Fragmentos de proyección balística (bomb sag) de hasta 10 cm perturban la estratificación de la base. Al microscopio las tobas muestran un elevado contenido de vitroclastos subangulosos, como pómez y trizas, de tamaños de 0,4 hasta 1,2 mm. Los cristaloclastos son de cuarzo, biotita, muscovita y escasa plagioclasa y apatita. Escasos litoclastos de hasta 4 cm de diámetro comprenden esquistos cuarzo-micáceos y granitoides. A 20 cm de la base del depósito, se puede observar un banco de ~1 cm de espesor compuesto casi exclusivamente por fragmentos líticos de esquistos cuarzo-micáceos. Se interpreta como depósitos de flujo piroclástico diluido (surges).

1,5-6 m. Toba lapillítica blanco-grisácea, matriz sostén en banco masivo y homogéneo. La matriz (70%) está compuesta por abundantes vitroclastos (trizas y pómez) sudredondeados a subangulosos de 0,2 a 1,5 cm de tamaño. Los fenocomponentes (30%) corresponden a fragmentos pumíceos con escasa deformación y tamaños máximos de 4 cm. Los cristaloclastos abarcan fragmentos de cuarzo, muscovita, biotita, escaso anfíbol y plagioclasa, con tamaños de 0,2 a 1 cm. Es notable la escasez de litoclastos, representados por unos pocos fragmentos de esquistos cuarzo-micáceos y metacuarcitas, cuyo tamaño no supera 1,2 cm. Se interpreta como depósito de flujo piroclástico denso (ignimbrita).

2) Unidad Superior: con un espesor de 8 m, esta unidad se dispone en discordancia erosiva sobre las tobas lapillíticas de la unidad inferior. Como rasgo distintivo, presenta participación de litoclastos de origen volcánico.

6-7,5 m. Brechas líticas muy similares a las descriptas en la unidad inferior. La única diferencia

Figura 2. Mapa geológico de detalle de las canteras de ónice calcáreo Santa Isabel y Córdoba. Nótese la secuencia y distribución de las “Volcaniclastitas Lomitas”.

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es que los fragmentos líticos son andesíticos y tienen mayor tamaño. Se interpreta como depósito de brechas líticas co-ignimbríticas.

7,5-13,7 m. Tobas lapillíticas masivas blanco grisáceas. Se disponen en discordancia erosiva sobre las brechas líticas anteriores. Este depósito exhibe en su base, y con espesor de aproximadamente 90 cm, una zona de gradación inversa de sus fenocomponentes. Se interpreta como depósito de flujo piroclástico denso (ignimbrita).

facIeS efuSIvaS. Corresponden a los términos superiores de la secuencia litofacial estudiada y se hallan distribuidos hacia el cuadrante noreste de la cantera. Esta facies de composición modal andesítica está representada por un domo, coladas y brechas autoclásticas asociadas. El cuerpo dómico conocido como “Cerro Lomitas” (Lacreu y Di Paola, 1992) distante 2,6 km hacia el NE de las canteras de ónice calcáreo (Figura 1) corresponde a un asomo de geometría ovalada, con su eje mayor orientado en sentido norte-sur. Las coladas se presentan en pequeños afloramientos de geometría mantiforme y espesores que no superan el metro. Los niveles de brechas autoclásticas se hallan asociadas al domo y están comúnmente afectadas por un intenso hidrotermalismo que se manifiesta en forma de enjambres de venas y venillas de calcita.

Sector área cerro tIporco (Figura 1), facies piroclásticas. En este sector los afloramientos se presentan aislados y sin base expuesta. Se han reconocido depósitos de brechas líticas co-ignimbríticas (Figura 4A) y de ignimbritas (Figura 4B), correlacionables con la secuencia descripta anteriormente.

Brechas líticas, color blanco amarillento, clasto sostén con gradaciones localizadas a matriz sostén en banco masivo de ~20 m de espesor. El depósito se halla compuesto por litoclastos subangulosos a subredondeados de basamento ígneo-metamórfico (70%) y de andesitas (30%), de 3 hasta 20 cm y de 1 hasta 15 cm de tamaño, respectivamente. La participación de cristaloclastos es baja y comprende fragmentos de cuarzo, muscovita, biotita, feldespato y anfíbol. Los vitroclastos corresponden a fragmentos pumíceos de hasta 2 cm. La matriz presenta una fuerte impregnación carbonática y son frecuentes las venas, vetillas y drusas de calcita y aragonita. Al microscopio, estas brechas son similares a las descriptas para el sector de la cantera Santa Isabel-Córdoba. Localmente, por encima de los depósitos de brechas se disponen potentes bancos de travertino.

Tobas lapillíticas, masivas, de color blanco grisáceo, matriz sostén con espesores de hasta ~4 m. La matriz (75%) está compuesta por abundantes vitroclastos (pómez y trizas) tamaño ceniza y los fenocomponentes (25%) están representados por pómez sin deformar de hasta 5 cm de tamaño. Los cristaloclastos, derivados en mayor medida del basamento ígneo-metamórfico y en menor proporción de rocas volcánicas, corresponden a cuarzo, micas y feldespato. Los litoclastos son muy escasos y consisten en fragmentos de esquistos cuarzo-metamórficos y andesitas, de modo subordinado. Al igual que en las brechas líticas, en estas tobas son frecuentes las venas y vetillas de calcita (<2 cm de espesor) cortando la roca y una fuerte impregnación de carbonatos de calcio en la matriz. Corresponde a un depósito de flujo piroclástico denso (ignimbrita).

facIeS efuSIva. Los afloramientos se disponen en el centro y norte del sector del cerro Tiporco. De acuerdo con el modo de emplazamiento es posible distinguir: domo, dique, coladas y brechas autoclásticas asociadas. Sobre la base del conteo modal de fenocristales, todas las manifestaciones presentan una composición andesítica.

El domo del cerro Tiporco, con una altura de ~90 m y forma semicircular, es la expresión morfológica de origen volcánico más sobresaliente de la zona. En el cuadrante noroeste del domo se reconoce un cuerpo tabular y discordante que corresponde a un dique de 30 m de


Figura 3. A: antigua labor Mina El Durazno. B: veta de cuarzo mineralizada en el ortogneis Antinaco.

Figura 3. Perfil columnar de la secuencia piroclástica identificada en las canteras de ónice calcáreo conocida como Volcaniclastitas Lomitas (véase descripción en el texto).

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Figura 4. Área cerro Tiporco, facies piroclásticas. A) Brechas co-ignimbríticas. B) Toba lapillítica (ignimbrita).


largo y 4 m de espesor. Las coladas (Figura 5A) se presentan en paquetes con espesores que no superan los 20 m, aunque localmente son más delgados (< 1 m). Las brechas autoclásticas (Figura 5B), se observan asociadas al domo (cerca de la base) y a las coladas.

El estudio petrográfico de las rocas lávicas e hipabisales revela que no hay diferencia entre domo, diques, coladas y brechas autoclásticas. Se trata de rocas pardo grisáceas, compuestas por fenocristales de plagioclasa, anfíbol, sanidina y opacos inmersos en una pasta que exhibe textura felsítica y en algunos casos microfelsítica compuesta por agregados anhedrales de cuarzo-feldespato.

Mineralización y estructuras

La mineralización, asociada al volcanismo, está representada por carbonatos de calcio (ónice calcáreo, aragonita, calcita; Figura 6A) y travertino (Lacreu y Di Paola, 1992). El ónice calcáreo de color verde amarillento a verde grisáceo es el carbonato hipogénico más abundante. Es de tipo vetiforme y se aloja tanto en fracturas del basamento metamórfico como en las sedimentitas de la Formación Santa Isabel (Figura 2). De forma subordinada, la aragonita de color gris amarillenta se presenta rellenando fracturas que afectan al ónice y a la roca de caja. Finalmente y en menor proporción que aragonita, se observan venas y vetillas de calcita rellenando la mineralización antes mencionada. La mejor exposición de esta asociación de carbonatos de calcio se presenta en las canteras Santa Isabel-Córdoba.

El travertino, de color blanco grisáceo, conforma espesos bancos de varios metros de espesor alojados principalmente por encima de las brechas líticas co-ígnimbríticas (Figura 6B), los cuales exhiben venas y vetillas de calcita-aragonita. La exposición del travertino revela el nivel de una paleosuperficie y corresponde, por lo tanto, a los niveles más superficiales de un sistema epitermal, indicando que el grado de erosión fue muy bajo. En consecuencia, se puede inferir la posible presencia de manifestaciones metalíferas en profundidad como parte del mismo sistema hidrotermal.

El estudio estructural preliminar ha permitido reconocer un control ejercido por fallas y fajas de deformación frágil-dúctil de rumbo NO-SE (Figura 1) en el emplazamiento del volcanismo y mineralizaciones asociadas (Garro, 2011). En una etapa tardía en la evolución de este sistema, fallas y fajas de deformación frágil-dúctil de orientación ONO-ESE y cinemática directa-senestral habrían modificado las características del distrito.

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Figura 5. Área cerro Tiporco, facies efusivas. A) Coladas b) Brechas autoclásticas.


Figura 6. Mineralización. A) Asociación hipogénica de carbonatos ónice calcáreo + aragonita + calcita. B) Foto de detalle de travertino desarrollado sobre brechas co-ignimbríticas.

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Conclusiones

El volcanismo en el área del Tiporco se halla caracterizado por actividad explosiva inicial, con erupciones ignimbríticas recurrentes y episodios freatomagmáticos intercalados (surges), para luego finalizar con el emplazamiento de domos y coladas asociadas (cerros Tiporco y Lomitas).

Entre las litofacies reconocidas, tanto los depósitos de brechas líticas co-ignimbríticas como la asociación litofacial de ignimbritas, surges y domos indican un carácter proximal con respecto al centro de emisión.

Un sistema bien definido de fallas con orientación NO-SE habría controlado el emplazamiento tanto de las facies piroclásticas como lávicas. Se prevén futuros estudios con el fin de reunir evidencias que permitan proponer o descartar la formación de una caldera asociada con los eventos eruptivos ignimbríticos.

Desde una perspectiva netamente morfológica, los depósitos abarcados por el presente trabajo corresponden a los tipos vetiforme y mantiforme.

La exposición de travertinos corresponde a los niveles más superficiales de un sistema epitermal, y además indican que el grado de erosión fue muy bajo. En consecuencia, es posible inferir la presencia de manifestaciones metalíferas en profundidad como parte del mismo sistema hidrotermal.

La comprobación de depósitos de metales preciosos en profundidad, posibilitaría tipificar al mismo como un epitermal de baja sulfuración, ya que las manifestaciones superficiales lo sugieren. El sistema hidrotermal estaría genéticamente asociado a la actividad volcánica descripta.

Agradecimientos

Este trabajo fue financiado por el Proyecto de Investigación Nº 348903 “Metalogénesis de la Provincia de San Luis” del Sistema de Ciencia y Técnica de la Universidad Nacional de San Luis, perteneciente al Programa de Incentivos a la investigación. Se agradece la revisión del manuscrito al Dr. Ricardo Etcheverry quien aportó sugerencias para enriquecer la versión original del mismo.

Bibliografía

Brogioni, N. 1987. Petrología y vulcanismo Mio – Plioceno de la Provincia de San Luis. Revista del Museo de La Plata. Sección Geología, 10: 71–100.

Brogioni, N. 1988. Caracteres Geológicos y clasificación de los domos volcánicos Mio–Pliocenos de San Luis. Revista del Museo de La Plata. Sección Geología, 10: 101–112.

Brogioni, N. 1990. Geología y petrografía del vulcanismo Mio – Plioceno de la Provincia de San Luis. Revista del Museo de La Plata. Sección Geología, 10: 197–214.

Costa, C., Murillo,V., Sagripanti,G. y Gardini, C. 2001. Quaternary intrapalate deformation in the southeastern Sierras Pampeanas, Argentina. Journal of Seismology, 5: 399-409.

Criado Roque, P., Mombrú, C. y Ramos, V. 1981. Estructura e interpretación tectónica. En: Yrigoyen, M. (Ed.), Geología de la provincia de San Luis. VIII Congreso Geológico Argentino, San Luis, Actas: 155-192.

Garro, J.M. 2011. [Control estructural de las mineralizaciones asociadas al volcanismo terciario, áreas cantera Santa Isabel y cerro Tiporco, provincia de San Luis, Argentina. Tesis de Licenciatura, inédito (en ejecución)].


Gordillo, C.E. y Lencinas, A.N. 1979. Sierras Pampeanas de Córdoba y San Luis. En: A. P. Leanza (Ed.), Geología Regional Argentina, Academia Nacional de Ciencias, Córdoba, Tomo I: 577-650.

Jordan, T.E., Isacks, B.L., Allmendinguer, R.W., Brewer, J.A., Ramos, V.A. y Ando, C.J. 1983. Andean tectonics related to geometry of subducted Nazca plate. Geological Society of America Bulletin, 94: 341-361.

Kay, S.M., Maksaev, V., Moscoso, R., Mpodozis, C. y Nasi, C. 1987. Probing the evolving Andean lithosphere: Mid-late Tertiary magmatism in Chile (29°-30°30´ S) over the modern zone of subhorizontal subduction. Journal of Geophysical Research, 92: 6173-6189.

Kay, S.M., Maksaev, V., Mpodozis, C., Moscoso, R., Nasi, C. y Gordillo, C. 1988. Tertiary Andean Magmatismo in Argentina and Chile between 28º and 33º S: Correlation of chemistry with a changing Benioff zone. Journal of South American Earth Sciences, 1: 21–38.

Lacreu, H.L. 1997. Litología carbonática plio–holocénica Argentina. VIII Congreso Geológico Chileno, Antofagasta, Actas 2: 1028–1032.

Lacreu, H.L. 2000. Modelo Genético del Yacimiento de Onice Calcáreo Santa Isabel, Pcia. de San Luis, Argentina. IX Congreso Geológico Chileno, Puerto Varas, Actas 1: 250-254.

Lacreu, H.L. y Di Paola, E.C. 1992. Secuencias epiclásticas y volcaniclásticas en la cantera Santa Isabel y alrededores, Dpto. Cnel. Pringles, Pcia. San Luis. IV Reunión Argentina de Sedimentología, Mar del Plata, Argentina, Actas 1: 219-226.

Pardo, M., Comte, D. y Monfret, T. 2002. Seismotectonic and stress distribution in the central Chile subduction zone. Journal of South American Earth Sciences, 15: 11-22.

Ramos, V.A., Munizaga, F. y Kay, S.M. 1991. El magmatismo Cenozoico a los 33º S de latitud: Geocronología y Relaciones tectónicas. VI Congreso Geológico Chileno, Viña del Mar, Resúmenes Expandidos: 892–896.

Urbina, N.E. y Sruoga, P. 2008. K-Ar mineral age constraints on the Diente Verde porphyry deposit formation, San Luis, Argentina. VI South American Symposium on Isotope Geology, Buenos Aires. Resumes, 37: 4.

Urbina, N.E. y Sruoga, P. 2009. La faja metalogenética de San Luis, Sierras Pampeanas: mineralización y geocronología en el contexto metalogenético regional. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 64: 635–645.

Urbina, N.E, Sruoga, P. y Malvicini, L. 1997. Late Tertiary Gold–Bearing Volcanic Belt in the Sierras Pampeanas of San Luis, Argentina. International Geology Review, 39: 287–306.


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d. Número total de páginas (texto + referencias), ilustraciones, cuadros, etc. 5. Propuesta de cabezal en no más de seis palabras que no excedan los 60 caracteres con espacios. 6. Nombre del autor al que debe dirigirse la correspondencia.

4. Organización. a. El texto deberá estar dividido en secciones, con títulos cortos. Como secciones principales se sugieren: Introducción, Contexto/Marco Geológico, Materiales y Métodos, Resultados (incluyendo, si la hu-biere, Sistemática Paleontológica, con sus descripciones y comparaciones), Discusión, Conclusiones, Agradeci-mientos, y Referencias. En página aparte, se deben incorporar las explicaciones de figuras, cuadros y láminas. No se incluirán notas a pie de página. La cita de autores en el texto podrá ser directa o indirecta, y se referirá a la lista de referencias final. Si se citan varios autores éstos deberán ordenarse cronológicamente y separarse mediante un punto y coma.

5. Nomenclatura. La nomenclatura geológica debe seguir las consideraciones del Código Argentino de Estrati-grafía. La nomenclatura de los taxones deberá seguir las reglas y recomendaciones actualizadas del Código Internacional de Nomenclatura Botánica y Código Internacional de Nomenclatura Zoológica. A partir del nivel de género de los taxones fósiles deberá incluirse la cita de los autores en la bibliografía. Las escalas de tiempo utilizadas deberán ajustarse a las actualizaciones de las diferentes comisiones de la IUGS.

6. Sistemática paleontológica. Todas las categorías sistemáticas deberán estar centradas y en mayúsculas, salvo gé-nero y especie, que van en mayúsculas y minúsculas. Se indicará la especie tipo de cada género tratado sistemáti-camente alineada al margen izquierdo. Todas las especies descriptas deberán estar acompañadas de su respectiva ilustración, citándose a continuación del encabezado, centrado y sin paréntesis. En el caso de la descripción de nuevos taxones, deberán obligatoriamente incluirse la derivación del nombre, indicación de tipos, procedencia geográfica y estratigráfica, repositorio, diagnosis en el idioma del trabajo y en inglés, descripción y comentarios.

7. Evitar largas listas sinonímicas, citando sólo aquéllas que se consideren importantes por ser novedades nomen-claturales.

8. Referencias Incluir en las referencias todos los trabajos citados en el texto, las figuras y los cuadros.Para orden y puntuación, los autores deberán consultar los últimos números de Serie Correlación Geológica y considerar los siguientes ejemplos:

• Be, J.L. 1958. Plioceno de Santa Cruz. Acta Geologica Lilloana 2: 5-33.• Be, J.L. 1984. Late Cretaceous floral provinces. En: P. Brenchly (ed.), Fossils and Climate, Wiley Editors, New York, pp. 127-164.• Be, J.L. 1996. Coniferae. En: D. Maddison y W. Maddison (eds.), Tree of Life. World Wide Web: http: //www.nmnh.• Be, J.L. y Ce, M. 1981. El género Botrychiopsis. 2° Congresso Latino-Americano de Paleontología (Porto Alegre),

Anais 1: 157-159.• Be, J.L., Ce, M. y Ele, T.A. 1980. Macroflore du Crétacé de l’ Espagne. En: P. Taquet (ed.), Ecosystèmes continentaux du Mésozoîque, Memoires de la Société Géologique de France 139: 5-9.• Be, J.L., Ae, N.S. y Ele, T.A. 1983. Paleobotany and the evolution of plants. Cambridge University Press. Cambridge,

405 pp.

159ROQUET

• Be, J.L., Ae, N.S. y Zeta, R.B. 1986.[Estratigrafía de la región del río Genoa, provincia del Chubut. Informe Dirección de Minas y Geología, Buenos Aires, 35 pp. Inédito]

Se recomienda a los autores verificar cuidadosamente la correspondencia entre los trabajos citados en el texto y los listados en las referencias.

9. Ilustraciones Las figuras se numerarán correlativamente de acuerdo al orden en que son citadas en el texto. Deben identificarse debidamente los ejemplares de los dibujos o fotografías en la leyenda correspondiente. Las ilustraciones deberán presentarse en formato digital, como documento TIFF, JPG o equivalente (con una resolución no menor de 300 dpi). Todas las figuras deben tener escala gráfica o bien especificar aumentos en las referencias.

10. Líneas, rastras y letras. Utilizar líneas, preferentemente no más finas de 1 pt. Evitar en lo posible rastras de puntos pues suelen producir figuras de interferencia. Los números/letras mayores no deben sobrepasar en más de 2 ó 3 veces a las de los más pequeños, que no deben ser menores de 8 pt.

11. Láminas. Se enviarán en el tamaño final de publicación, en foco y con buen contraste. Las fotografías deberán presentarse en formato digital, como documento TIFF JPG o equivalente (con una resolución no menor de 300 dpi). En lo posible, se iluminará cada elemento desde arriba y a la izquierda. Si se agrupan varias fotografías en una misma figura, deben tener tono y contraste similares. En el caso de fotografías cuadrangulares los bordes deben ser paralelos a los bordes de la caja. Si es necesario eliminar y/o modificar el fondo alrededor del fósil, la fotografía debe ser retocada cuidadosamente, sin alterar los bordes del ejemplar.

12. Los números, flechas, escalas gráficas o cualquier otra indicación sobre las ilustraciones deben ser del mismo tamaño y estilo.

13. Leyendas y ubicación de figuras, cuadros y tablas. Las leyendas de figuras, cuadros y tablas se presentarán después de la bibliografía y aparte del texto. Todas las abreviaturas y siglas deberán estar definidas en las ley-endas. Para manuscritos en castellano o portugués, el texto de cada leyenda deberá ser traducido al inglés; para manuscritos en inglés, el texto de cada leyenda deberá ser traducido al castellano.

14. Se sugiere indicar en el texto la ubicación aproximada de las figuras, cuadros y tablas. Figuras y cuadros deben ser mencionados en el texto de manera correlativa, en minúscula y sin abreviar.

18. Impresiones. Se entregará a cada autor sin costo una copia del número correspondiente. 19. Envío de manuscritos: Los manuscritos deben ser enviados a cualquiera de las siguientes direcciones de correo

electrónico [email protected]; [email protected]

Subscripción

Serie de Correlación Geológica suscribe al sistema de distribución académica gratuita en su versión online, bajo estricto cumplimiento de los derechos de autor. Por compra o canje de números impresos consultar en la página web del INSUGEO (www.insugeo.org.ar) o a la dirección de e-mail [email protected].

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Este volumen fue impreso con el apoyo económico de Minera La Alumbrera

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