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GABRONORITAS OLIVÍNICAS CON TEXTURA CORONÍTICA EN EL CUERPO ÍGNEO LAS HIGUERAS, SIERRA GRANDE DE SAN LUIS

Cacace Francisco E.^1-2-*; Ferracutti Gabriela R.^1-2; Bjerg Ernesto A.^1-2

¹   INGEOSUR-CONICET, San Juan 670, Bahía Blanca. E-mail: franciscocacace@gmail.com

²   Departamento de Geología, Universidad Nacional del Sur, San Juan 670, Bahía Blanca.

Resumen. En el margen oriental del cuerpo ígneo Las Higueras afloran gabronoritas olivínicas con textura coronítica. Este intrusivo se encuentra ubicado en el sector Sur de la faja de rocas máfi-cas-ultramáficas La Jovita-Las Águilas. Afloramientos de rocas con estas características no han sido previamente identificados en el sector Sur de esta faja. El estudio petro-calcográfico de estas rocas permitió clasificarlas como noritas olivínicas con cli-nopiroxeno y gabros olivínicos con ortopiroxeno. Se definieron arreglos texturales coroníticos conformados por una secuencia de capas compuesta por ol:opx:amp:simplectita amp+spl:pl entre los cristales de olivino y plagioclasa primarios. Los arreglos tex-turales coroníticos reconocidos en Las Higueras presentan similitudes con los previamente reconocidos en rocas del sector Norte de la faja máfica-ultramáfica.

Palabras clave. Gabronoritas olivínicas, textura coronítica, rocas máficas-ultramáficas, San Luis.

Abstract. “Olivine gabbronorites with corona texture outcropping in Las Higueras igneous body, Sierra Grande de San Luis”. In the eastern margin of Las Higueras igneous body there are outcrops of olivine gabbronorites with corona texture. This intrusive is located in the southern portion of the La Jovita-Las Águilas mafic-ultramafic belt. Rock outcrops whit these characteristics has not been previously identified in the southern portion of this belt. Petro-chalcographic studies of these rocks allow their classification as olivine norites with clinopyroxene and olivine gabbros with orthopyrox-ene. Coronitic textural arrangements conformed by layers of ol:opx:amp:symplectite amp+spl:pl be-tween primary olivine and plagioclase have also been defined. The coronitic textures arrangements recognized in Las Higueras are similar to those pre-viously recognized in rocks from the northern por-tion of the mafic-ultramafic belt.

Keywords. Olivine gabronorites, coronitic tex-ture, mafic-ultramafic rocks, San Luis.

Introducción. El cuerpo máfico-ultramáfico Las Higueras se localiza en el faldeo oriental de la

Sierra Grande de San Luis, 35 km al NE de la ciudad de San Luis (figura1a). Se encuentra emplazado en el sector Sur de la faja máfica-ultramáfica La Jovita-Las Águilas (Kilmurray y Villar 1981) cuyo ancho oscila entre 3 y 5 km y se extiende aproximadamente 100 km en dirección NNE-SSO.

Según Ferracutti et al. (2007), los afloramientos máficos-ultramáficos de Las Higueras, Las Águilas y Virorco (figura 1a), corresponden a nori-tas compuestas por ortopiroxeno (opx)+plagioclasa (pl)±hornblenda(hbl)±opacos(op), noritas clinopi-roxénicas con la siguiente paragénesis mineral: opx+pl±clinopiroxeno(cpx)±hbl±op, metagabroides [opx±cpx±pl+hornblenda(hbl)+biotita(bt)], milonitas máficas [opx+anfibol(amp)+pl+granate(grt)±bt], orto-piroxenitas [opx±pl±hbl±espinelo(spl)±sulfuros] y websteritas (opx+cpx±pl±spl±sulfuros). Estos autores indican que los cuerpos mencionados están rodeados por un basamento metamórfico en facies de esquistos verdes a anfibolita y localmente fa-cies de granulita en las zonas próximas a los cuerpos ígneos.

Brogioni et al. (2007) describen rocas metaga-bronoríticas aflorantes en el sector Sur del cuerpo máfico El Arenal, ubicado en la parte Norte de la faja máfica-ultramáfica (figura 1a), con arreglos texturales de tipo coroníticos. En estas rocas las fases minerales primarias olivino, plagioclasa, orto-piroxeno, flogopita, óxidos y sulfuros de Fe coexisten con los arreglos coroníticos conformados por una secuencia de capas alrededor de olivino y plagioclasa constituidas principalmente por ol:opx: simplectita cpx+spl/simplectita amp+spl:pl. Dichos autores indican que el tipo de arreglo simplectítico más abundante es el constituido por el intercreci-miento de amp+spl y que es poco frecuente la presencia de coronas en las que el núcleo de olivino es rodeado por un capa de opx+sulfuros de Fe+óxidos.

Las texturas coroníticas han sido estudiadas por diversos autores como Esbensen (1978), Mongkoltip y Ashworth (1983), Joesten (1986), de Haas et al. (2002), Brogioni et al. (2007), entre otros. En base a estudios realizados en rocas troctoliticas y en ga-bros olivínicos, Mongkoltip y Ashworth (1983) sugieren que las coronas o anillos de reacción se originan en rocas en las cuales dos fases minerales no están en equilibrio bajo determinadas condiciones metamórficas. Previamente Esbensen (1978) indico que un enfriamiento lento favorece este tipo de reacciones, y que la mayoría de las rocas con texturas coroníticas se asocian a terrenos con metamorfismo regional en facies de anfibolita, en los cuales las rocas ígneas se emplazan durante el metamorfismo, ajustándose parcialmente a las nuevas condiciones durante su enfriamiento. Por otro lado, Joesten (1986), basado en las relaciones texturales y com-posicionales de gabros troctolíticos, propuso un origen magmático primario en el cual las coronas entre olivino y plagioclasa se desarrollan por cristalización fraccionada. Asimismo, los resultados de los estudios combinados de ETR, SEM e isotopía Sm-Nd realizados por de Haas et al. (2002), también sugieren que este tipo de texturas son de origen magmático. En este trabajo se dan a conocer las características petrográficas y texturales de dos muestras (M1 y M2), aflorantes en el margen Este del cuerpo ígneo Las Higueras (figura 1b), las cuales presentan texturas coroníticas y además son portadoras de cristales de olivino. Ambas características no han sido previamente descriptas en rocas del sector Sur de la faja de rocas máficas-ultramáficas.

Metodología. El posicionamiento de las muestras M1 y M2 fue realizado con un equipo GPS Garmin modelo etrex Vista, utilizando el datum de referencia WGS84. La confección de las secciones pulidas fue llevada a cabo en el Laboratorio de Petrotomía del Departamento de Geología-INGEO-SUR, Universidad Nacional del Sur y CONICET. El análisis y estudio de dichas secciones se efectúo con un microscopio petro-calcográfico Nikon Eclipse E400Pol equipado con una cámara Nikon.

Petro-calcografía. El estudio petro-calcográfi-co de las muestras permitió clasificarlas en términos generales como gabronoritas olivínicas; según el diagrama piroxeno (px)-ol-pl (Le Maitre, 2002).

Más precisamente, en base al diagrama opx-cpx-pl (Le Maitre, 2002), se determino que la muestra M1es a una norita olivínica con clinopiroxeno (opx₀+ol+pl+cpx₀+sulfuros) y la muestra M2 es un gabro olivínico con ortopiroxeno (cpx₀+pl+ol+opx₀).

Norita olivínica con clinopiroxeno (Muestra M1): las fases minerales primarias que constituyen esta roca son opx₀+ol+pl+cpx₀+sulfuros. Los cristales de ortopiroxeno (Opx₀) poseen formas anhe-drales y tamaños variables entre 3,2 y 6,4 mm; el olivino está presente principalmente como cristales intersticiales de forma subhedral a anhedral que pueden alcanzar una dimensión de 2 mm, estos cristales presentan abundantes fracturas, las cuales pueden estar rellenas por minerales opacos. Este mineral también se presenta como inclusiones anhedrales de tamaño variable, entre 0,4 y 1 mm, en los cristales de ortopiroxeno (opx₀) mencionados anteriormente (figura. 2a). Los cristales de pla-gioclasa son anhedrales, con dimensiones variables entre 0,2 y 1,6 mm, y contienen numerosas inclusiones pseudoparalelas de cristales de anfíbol de hábito prismático con longitudes de entre 0,08 y 0,4 mm. Por su parte los cristales de clinopiroxeno (cpx₀) son anhedrales y de tamaño variable entre 0,4 y 1,6 mm.

En esta muestra se reconocen arreglos textu-rales de tipo coronítico, los cuales presentan una secuencia en forma de capas compuesta por ol:opx(opx₁):amp:simplectita amp+spl:pl, entre los cristales de olivino y plagioclasa primarios (figuras 2b y c). En estos arreglos texturales, los cristales de olivino primario están rodeados por capas de espesor variable entre 0,08 y 0,4 mm, compuestas por cristales de ortopiroxeno (opx₁) dispuestos en forma perpendicular al contacto ol-opx₁, las cuales ocasionalmente presentan inclusiones de cristales de biotita cloritizados, cuyo tamaño puede alcanzar los 0,15 mm. Alrededor de estas bandas de ortopi-roxeno (opx₁) es posible observar capas monomi-nerales de anfíbol, con espesores que varían entre 0,2 y 0,4 mm, las cuales son a su vez rodeadas por capas de hasta 1,2 mm de espesor, en las que el anfíbol forma intercrecimientos simplectíticos con espinelo verde. En estos arreglos simplectíticos, los cristales de espinelo presentan arreglos vermiculares subparalelos.

Figura 1. a) Mapa geológico del área de la faja de rocas máficas-ultramáficas La Jovita-Las Águilas (modificado de von Gosen y Prozzi, 1998). b) Mapa geológico del cuerpo ígneo Las Higueras (modificado de Ferracutti et al., 2007), en el que se indica la ubicación de las muestras M1 y M2.

 

Figura 2. Gabronorítas olivínicas de Las Higueras: a) Cristal de ortopiroxeno (opx0) con inclusiones de olivino (ol); b-c) textura coronítica ol:opx(opx1):amp:simplectita amp+spl:pl; d) cristal de clinopiroxeno (cpx1) con reemplazo de anfíbol; e-f) intercrecimientos simplectíticos entre clinopiroxeno (cpx1) y es-pinelo verde (spl), este último con los arreglos vermiculares pseudoparalelos.

 

El análisis calcográfico permitió determinar que los sulfuros constituyen la fase más abundante, mientras que los óxidos se presentan en menor proporción, constituyendo entre ambos el 5% de la moda mineral. Los sulfuros corresponden a pirroti-na de hasta 0,1 mm de diámetro con exsoluciones “llamas (flamelike)” de pentlandita y/o calcopirita asociada. Los óxidos están representados únicamente por magnetita, la cual reemplaza parcialmente a la pirrotina. Los sulfuros y óxidos descriptos están presentes principalmente como inclusiones dentro de los cristales de ortopiroxeno (opx₀) y clinopiroxeno(cpx₀) primarios, de manera intersticial y como inclusiones en los cristales de ortopiroxeno (opx₁) que conforman las bandas coroníticas, y

además en los límites de las bandas opx₁-amp. Otro rasgo frecuente es la presencia de fracturas en los cristales olivino rellenas por pirrotina y magnetita, así como de cristales de pirrotina de tamaño inferior a 0,02 mm asociados a los intercrecimientos simplectíticos entre anfíbol y espinelo.

Gabro olivínico con ortopiroxeno (Muestra M2): los minerales primarios están representados por cpx₀+pl+ol+opx₀. Los cristales de clinopiroxeno (cpx₀) son anhedrales, con un tamaño máximo de 5,2 mm y presentan frecuentes reemplazos pseu-domórficos (parciales a casi totales) por anfíbol (figura 2d). Los cristales anhedrales de plagioclasa tienen tamaños variables entre 0,4 y 3,6 mm con abundantes inclusiones pseudoparalelas de anfíbol de hábito prismático y cuyo tamaño varía entre 0,04 y 0,14 mm. El olivino está representado por cristales fuertemente fracturados de tamaño variable entre 0,4 y 1,6 mm, en los cuales las fracturas están rellenas por iddingsita. Los cristales de orto-piroxeno (opx₀) son escasos, de morfología anhe-dral, con tamaño de entre 0,4 y 2 mm.

En esta muestra se puede reconocer la presencia de escasos arreglos texturales coroníticos, en los cuales los cristales de olivino primarios están rodeados por bandas que varían entre 0,2 y 0,4 mm de espesor conformadas por cristales de orto-piroxeno (opx₁). Otro rasgo destacado es la presencia de intercrecimientos simplectíticos entre cli-nopiroxeno (cpx₁) y espinelo verde, con dimensiones variables entre 0,2 y 0,6 mm, en los cuales los cristales de espinelo presentan arreglos vermiculares pseudoparalelos (figuras 2e y f).

El estudio calcográfico reveló que los sulfuros y óxidos son escasos (<1%). Entre los sulfuros predominan los cristales de calcopirita reemplazados por covelina, cuyas dimensiones pueden llegar a 0,6 mm. También se identificaron cristales de pi-rrotina con reemplazos de magnetita y tamaños de hasta 0,4 mm. Estas fases minerales están presentes principalmente como inclusiones en los cristales de clinopiroxeno primarios (cpx₀) reemplazados por anfíbol.

Discusiones y conclusiones. En este trabajo, la comparación de las paragénesis de las muestras M1 y M2 con las definidas por Ferracutti et al. (2007) para las rocas aflorantes en los cuerpos máficos-ultramáficos Las Higueras, Las Águilas y Virorco, permitió determinar la existencia de niveles rocosos aflorantes portadores de olivino, lo cual no fue reconocido previamente en las rocas que integran el sector Sur de la faja La Jovita-Las Águilas, y se identifican y describen por primera vez texturas de tipo coroníticas para este cuerpo ígneo.

Las texturas coroníticas descriptas por Brogio-ni et al. (2007) en rocas metagabronoríticas del cuerpo máfico El Arenal presentan similitudes particularmente con la muestra M1 estudiada en el presente trabajo. Por un lado, una secuencia de capas alrededor de los cristales de olivino y plagioclasa primarios constituida por ol:opx:simplectita cpx+spl/ simplectita amp+spl:pl definida por estos autores es similar al arreglo coronítico definido en la muestra M1 compuesto por ol:opx₁:amp:simplectita amp+ spl:pl, sin embargo, cabe destacar que mientras que en la muestra estudiada la corona dominante está conformada por una capa monomineral de anfíbol, en las muestras de El Arenal la misma es escasa. Otra similitud observada es la presencia de capas coroníticas constituidas por opx+ sulfuros+óxidos de Fe.

En lo que respecta a las fases minerales primarias, Brogioni et al. (2007) definieron una paragé-nesis compuesta por ol+pl+opx+flogopita+óxidos+ sulfuros de Fe, mientras que en las muestras estudiadas de Las Higueras la paragénesis está constituida por opx₀+ol+pl+cpx₀+sulfuros de Fe-Ni y Cu, en el caso de la muestra M1, y cpx₁+ol+pl+opx₀, en el caso de las muestra M2. Esto sugiere que diversas características de las texturas coroníticas, tales como las secuencias de capas que las conforman o el tipo de intercrecimiento simplectítico más abundante, podrían estar estrechamente vinculadas a las características de las fases minerales primarias que constituyen cada roca.

Otra particularidad observada en las muestras estudiadas es la presencia de minerales opacos asociados tanto a minerales primarios como a minerales que constituyen los arreglos coroníticos. Esto sugiere que los sulfuros estarían asociados a más de un estadio de formación dada su presencia como inclusiones en los silicatos primarios, en algunas de las coronas y como relleno de fracturas. Por otra parte, los óxidos corresponderían a fases minerales posteriores formadas por reemplazo de los sulfuros preexistentes.

En cuanto a la génesis de las texturas coroníti-cas, cabe destacar que lo propuesto por Mongkol-tip y Ashworth (1983) y Esbensen (1978), quienes sugieren que este tipo de texturas se originan en rocas en las cuales dos fases minerales, como oli-vino y plagioclasa, no son estables bajo condiciones metamórficas en facies de anfibolita, es coincidente con las características de las rocas estudiadas de Las Higueras. Sin embargo no puede descartarse lo propuesto por Joesten (1986) y de Haas et al. (2002), quienes postulan un origen magmático para la formación de este tipo de coronas. Es por ello que la realización de análisis geoquímicos en las muestras de interés es fundamental para la determinación de la génesis. Tales estudios nos permitirán definir las reacciones químicas que dieron origen a las secuencias minerales identificadas y las condiciones termodinámicas imperantes.

Agradecimientos. Este trabajo ha sido financiado a través de los proyectos 24/H131 de la SGCyT-UNS y PIP 112-201101-00285/12 del CONI-CET, otorgados a E. Bjerg y el proyecto PICT2014-1721 de la ANPCYT otorgado a G. Ferracutti.

BIBLIOGRAFÍA

Brogioni, N., Cruciani, G., Franceschelli, M. y Vase-lli, O. 2007. Evolución metamórfica de las me-lagabronoritas coroníticas de El Arenal, faja máfica-ultramáfica El Destino-Las Aguilas, Sierra de San Luis. Revista de la Asociación Geológica Argentina 62 (1): 13-24.

de Haas, G. L. M., Nijland, T. G., Valbracht, P. J., Maijer, C.,Verschure, R. y Andersen, T. 2002. Magmatic versus metamorphic origin of olivi-ne-plagioclase coronas. Contributions to Mine-ralogy and Petrology 143 (5): 537–550.

Esbensen, K. H. 1978. Coronites from the Fongen gabbro complex, Trondheim Region, Norway: role of water in the olivine-plagioclase reac-tion. Neues Jahrbuch fur Mineralogie-Abhan-dlungen 132 (2): 113-135.

Ferracutti, G., Bjerg, E. y Mogessie, A. 2007. Petrología y geoquímica de las rocas máficas-ultra-máficas del área río Las Águilas-arroyo Los Manantiales, provincia de San Luis. Revista de la Asociación Geológica Argentina 62 (3): 405-416.

Joesten, R. 1986. The role of magmatic reaction, diffusion and annealing in the evolution of co-ronitic microstructure in troctolitic gabbro from Risör, Norway. Mineralogical Magazine 50 (357): 441-467.

Kilmurray, J. O. y Villar, L. M. 1981. El basamento de la Sierra de San Luis y su petrología. En Yrigoyen, M. (Eds.) Geología y recursos naturales de la provincia de San Luis. VIII Congreso Geológico Argentino, Relatorio 33-54, San Luis.

Le Maitre, R. W. 2002. Igneous Rocks. A Classifica-tion and Glossary of Terms. Recommendations of the International Union of Geological Scien-ces Subcommussion on the Systematics of Igneous Rocks. Second Edition. En Le Maitre, R. W. (ed.) Cambridge University Press, 236 p., Oxford.

Mongkoltip, P. y Ashworth, J. 1983. Quantitative estimation of an open-system symplectite for-ming reaction: restricted diffusion of Al and Si in coronas around olivine. Journal of Petrology 24 (4): 635-661.

von Gosen, W. y Prozzi, C. 1998. Structural evolu-tion of the Sierra de San Luis (Eastern Sierras Pampeanas, Argentina): implications for the proto-Andean margin of Gondwana. En: Pankhurst, R. J., Rapela, C. W. (Eds.). The Proto-Andean Margin of Gondwana. Geologi-cal Society, London, Special Publication 142: 235–258.

 

CARACTERIZACIÓN DE LA BRECHA TURMALINIZADA DEL “CERRO NEGRO”, PROYECTO MINERO EL PUESTO, MACIZO DEL DESEADO

Carlini Mercedes^1,2; Moreira Pilar^1,2; Echeveste Horacio J. ^1,3, Tessone Mario O.R.¹; Fernández Raúl

R.1,3

¹   Instituto de Recursos Minerales (INREMI), Facultad de Ciencias Naturales y Museo. UNLP. Calle 64 y 120 (CP 1900), La Plata.

E mail: mercedes.carlini@gmail.com

²   Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Tecnológicas (CONICET).

³   Comisión de Investigaciones Científicas de la provincia de Buenos Aires (CICBA).

Resumen. El proyecto minero El Puesto es un depósito epitermal aurífero propiedad de S.J.M. S.A., ubicado en el sector sud-occidental del Macizo del Deseado, a 75 km al NE de la localidad de Gobernador Gregores, provincia de Santa Cruz. Durante la etapa inicial de mapeo se reconoció, en el cerro Negro, una brecha con fuerte alteración hidrotermal que determinó su posterior exploración. Se trata de una brecha turmalinizada polimíctica de color gris oscuro a negro con clastos de pórfido riolítico, ignimbrita rica en pómez y líticos, ignimbrita tobácea y rocas silicificadas y argilizadas, en general de tipo caótica con textura matriz sostén. En algunos sectores es monomíctica, desarrollada en la ignimbrita rica en pómez y líticos, con textura clasto sostén y con un ajuste de tipo en grietas (“crackle”) y mosaico. La turmalina corresponde a la especie dravita. La intrusión de pórfidos en niveles poco profundos, habrían aportado los fluidos hidrotermales ricos en boro responsables del frac-turamiento y formación de la brecha. Los valores anormales de oro registrados evidencian un tipo de mineralización que no había sido identificada previamente en depósitos epitermales del Macizo del Deseado.

Palabras claves. Brecha turmalinizada, epiter-mal, Macizo del Deseado.

Abstract. The El Puesto mining project is an epithermal gold deposit property of S.J.M. S.A., lo-cated in southwestern sector of Deseado Massif, 75 km NE of Gobernador Gregores town, Santa Cruz. During the initial stage of mapping, in the “cerro Negro” area was recognized a breccia with strong hydrothermal alteration. This alteration deter-mined its further exploration. It is a dark gray to black turmalinized polymictic breccia with rhyolite porphyry clasts, pumice-lithic ignimbrite, tuff ign-imbrite and silicified and argilized rocks, with matrix support texture and chaotic adjustment. In some sectors is a pumice-lithic ignimbrite monomictic bre-ccia with clast support texture and crackle and mosaic adjustment. It tourmaline corresponds to the dravita species. Shallow levels rhyolitic porphyry intrusion, would have provided boron rich hydro-thermal fluids responsible of fracturing and breccia formation. Recorded abnormal values show a gold mineralization type had not been previously identi-fied in Deseado Massif epithermal deposits.

Keywords. Turmalinized breccia, epithermal, Deseado Massif.

Introducción. Los minerales del grupo de la turmalina son accesorios en varios tipos de rocas y pueden proceder de distintos orígenes, están presentes en rocas metamórficas, granitoides pera-luminosos y pegmatitas y como mineral detrítico en rocas sedimentarias en su carácter de resistato. Además son comunes en depósitos minerales relacionados con fluidos hidrotermales, especialmente asociado a brechas producto de fracturamiento hidráulico en las partes apicales de los cuerpos graníticos (Dini et al. 2008) o en “pipes” de intrusivos subvolcánicos vinculados a mineralizaciones de Cu y/o Mo (Landtwing et al. 2002, Frikken et al. 2005, Sillitoe, 2010, Dill et al. 2012).

La presencia de turmalina en depósitos epiter-males es poco frecuente, puede aparecer como mineral minoritario en la ganga de algunos yacimientos de alta sulfuración (Yang et al. 2009) o epitermales asociados a ambientes de pórfidos (Le Fort et al. 2011, Baksheev et al., 2012), en algunos casos vinculado a alteración argílica avanzada (Juliani et al. 2005). En el depósito epitermal Sari Gunay (Irán), Richards et al. (2006) describen mi-neralizaciones de oro asociadas a brechas y vetas de turmalina y cuarzo vinculadas a una intensa se-ricitización y silicificación. En depósitos epitermales del Macizo del Deseado, de sulfuración baja a intermedia, solamente se ha detectado este mineral en una brecha freatomagmática asociada a la mi-neralización de Manantial Espejo (Echeveste et al. 2010) y en una brecha hidrotermal del prospecto aurífero Alto Rico en la zona de Bajo Pobre (Pérez et al. 2007).

En la presente contribución se describe una notable turmalinización, que afecta las brechas que afloran en el cerro Negro del área de exploración por metales preciosos El Puesto (propiedad de S.J.M. S.A.), situada a unos 75 km al NE del la localidad de Gobernador Gregores en el sector sudoccidental del Macizo del Deseado, provincia de Santa Cruz (figura 1a). Este estudio forma parte de una investigación más amplia sobre la alteración hidrotermal y depósitos epitermales de ese prospecto, que lleva a cabo la primera autora en el marco de su tesis doctoral en la FCNyM-UNLP.

Metodología. Se realizó un mapeo geológico detallado del área de estudio, con especial detalle en los afloramientos de la brecha del cerro Negro y se seleccionaron muestras para distintos estudios de gabinete. Las texturas de la brecha fueron examinadas en muestra de mano y con lupa binocular, así como también mediante estudios petrográficos y calcográficos que se realizaron con microscopía óptica en el Instituto de Recursos Minerales de la Facultad de Ciencias Naturales y Museo de la Universidad Nacional de La Plata. Como complemento para definir el mineral específico dentro del grupo de la turmalina se efectuó un análisis mediante difracción de rayos X sobre roca total (muestra al natural seca al aire), en un difractóme-tro Philips PW 3710 con ánodo de cobre de esa institución.

Geología. A escala regional, de acuerdo a Panza et al. (1997) en el área aflora principalmente la Formación Chon Aike (Jurásico medio a superior) y en menor proporción, coladas de basaltos plioce-nos de la Formación La Angelita (figura 1b). El área estudiada es una planicie levemente ondulada, en gran parte cubierta por relleno moderno con algunas prominencias entre las que destaca el cerro Negro (855 msnm).

En las partes más elevadas del cerro Negro se reconocieron brechas turmalinizadas en numerosos afloramientos de dimensiones reducidas (figura 1c), que integrados forman un semicírculo en planta que abarca una superficie del orden de 3,5 hm² (figura 1c). Las laderas están cubiertas por regolito y derrubio de falda, con escasos asomos de una ignimbrita rica en pómez y litoclastos, con moderada proporción de cristales de cuarzo y plagiocla-sa, en ocasiones turmalinizada (no mostrados en la figura 1 por razones de escala).

Las rocas jurásicas que rodean al cerro Negro son: brecha piroclástica, ignimbrita tobácea, pórfido riolítico y conglomerados (figura 1b). La ausencia de contacto entre estas unidades no permite definir sus relaciones estratigráficas, con excepción del conglomerado que suprayace a la ignimbrita tobácea. La brecha piroclástica aflora en el cerro Cónico (figura 1b) y está compuesta por fragmentos pumíceos de hasta 2 cm, cristaloclastos de cuarzo de hasta 0,7 cm y escasos líticos inmersos en una matriz rica en ceniza. La ignimbrita tobácea contiene cristaloclastos de cuarzo y feldespato potásico de hasta 2 mm y pequeños litoclastos de rocas volcánicas afaníticas (hasta 3 mm), inmersos en una matriz vitroclástica de grano fino. El pórfido riolítico, expuesto principalmente al SE del cerro Negro (figura 1b), es rico en cristales de cuarzo y plagioclasas euhedrales a subhedrales en una pasta microcristalina en la que se distinguen tablillas de plagioclasas no orientadas y minerales opacos; presenta una moderada a intensa argilización (illita e interestratificados illita-esmectita) y silicificación con abundantes vetillas de cuarzo y adularia de forma rómbica. Se reconoció además pirita oxidada diseminada. El conglomerado es oli-gomíctico y se dispone en un banco subhorizontal de 1,5 m de espesor con marcada estratificación y textura matriz sostén; los clastos son sonsubre-dondeados y corresponden a lavas e ignimbritas ácidas de hasta 10 cm.

Brecha turmalinizada. La brecha del cerro Negro es polimíctica y en general matriz-sostén de tipo caótica (sensu Mort y Woodcock 2008, figura 1d). Los fragmentos son de la ignimbrita tobácea, de la ignimbrita rica en pómez y líticos, de una roca porfírica con fenocristales pequeños de cuarzo, feldespato y biotita alterados y de rocas intensamente argilizadas y/o silicificadas cuya composición no puede establecerse. Son sub-redondeados y en menor proporción sub-angulosos y alcanzan hasta 10 centímetros. La matriz está compuesta por fragmentos de igual composición sub-angulosos a angulosos de pocos milímetros, cementados por un material con color gris oscuro a negro. En algunos sectores, esta brecha está en contacto neto, en ocasiones transicional, con una brecha monomícti-ca compuesta por clastos de la ignimbrita rica en pómez y líticos con textura clasto sostén con un ajuste de tipo en grietas (“crackle”, figura 1e) y mosaico (Mort y Woodcock, 2008).

Esta brecha está afectada por una intensa tur-malinización que reemplaza gran parte de la matriz y parcialmente los fragmentos (figura 1f), en algunos casos formando sólo un reborde de unos 5 mm de espesor; al microscopio la turmalina se presenta como un agregado de grano muy fino, verdoso y de aspecto turbio, que constituye masas irregulares de hasta 150 mm; en estos casos es común su asociación con escamas de sericita de unos 30 mm (figura 1f). Además participa en el relleno de espacios abiertos como vetillas y cavidades irregulares, donde la turmalina de color verde claro se dispone como cristales aciculares aislados o en agregados de disposición fibro-radial (figura 1g), normalmente en un agregado de cuarzo de grano fino (50-100 mm). De acuerdo al difracto-grama de rayos X (figura 1h) la especie del grupo de la turmalina es dravita [NaMg3Al6(BO3)3Si6O 18(OH)4]. Como relleno también participa cuarzo microcristalino (< 10 mm) originado por recristalización de calcedonia, que ocupa principalmente las porciones centrales de las cavidades y fisuras.

Muestreos en superficie previos a este trabajo, tanto de afloramientos como de regolito, determinaron valores de oro de varios cientos de ppb junto a fuertes anomalías de arsénico y antimonio (S.J.M. S.A., 2007; información confidencial). Además, excepcionalmente se observaron granos aislados de oro nativo de 1-2 milímetros.

Interpretación. De acuerdo a Jébrak (1997) las brechas hidrotermales constituyen una subclase de la familia de las brechas en la cual la roca brechada interactúa con soluciones hidrotermales. La participación de fluidos hidrotermales en la formación de la brecha turmalinizada del cerro Negro queda demostrada por el moderado a abundante cemento de ese origen y permite clasificarlas como una brecha hidrotermal en sentido amplio (Sillitoe, 1985; Davies et al. 2008).

 

Figura 1 (página anterior). a) Ubicación del proyecto El Puesto en el Macizo del Deseado, Santa Cruz. b) Mapa geológico del área. c) Afloramientos de la brecha turmalinizada de cerro Negro. d) Brecha polimíctica con textura matriz-sostén con ajuste tipo caótica. e) Contacto entre brecha polimíctica y brecha monomíctica (a la derecha) con textura clasto sostén con un ajuste de tipo en grietas («crac-kle»); las flechas blancas señalan las guías turmalinizadas generadas por el agrietamiento. f) Fotomicrografía de fragmento de brecha polimíctica turmalinizado donde se observa cristal de biotita parcialmente reemplazado (Bt) por dravita (Drv) y sericita (Src), agregados de dravita en la matriz (Drv) y cris-taloclasto de cuarzo (Qz). g) Fotomicrografía del cavidades irregulares rellena por cuarzo (Qz) y por cristales aislados o agregados fibro-radiados de dravita (Drv). h) Difractograma de rayos X que muestra que se trata de una turmalina de la especie dravita (drv) acompañada por cuarzo (Qz).

 

La estructura interna caótica de la variedad polimíctica indicaría un ambiente relacionado a fenómenos explosivos con dilatación repentina, transporte y rotación de los fragmentos; como consecuencia de esto último participan abundantes clas-tos subredondeados producto de la abrasión, que generó además las partículas pequeñas que conforman la matriz. Esta brecha pasa en forma neta, ocasionalmente transicional, a la variedad monomíc-tica en grietas y en mosaico; este tipo de ajuste de los fragmentos (tipo “rompecabezas”) evidencia el aumento de volumen con escaso a nulo transporte y movimiento de los fragmentos, que puede ser asignado a un fracturamiento hidráulico. Los mecanismos de formación planteados, son consistentes con la propuesta de origen múltiple de las brechas hidrotermales (Sillitoe, 1985). Los fluidos hidrotermales más tempranos produjeron un fuerte reemplazo por turmalina y sericita tanto en fragmentos como en la matriz y precipitaron turmalina + cuarzo como relleno de cavidades irregulares y fisuras; la disminución de la proporción de turmalina en las porciones centrales de esas cavidades, permite interpretar un cambio de los fluidos en la etapa tardía. La fuente más probable de los fluidos ricos en boro habrían sido intrusivos poco profundos con exsolución de volátiles en su porciones apicales, que generaron una sobrepresión que pudo ser responsable de la actividad explosiva. Los pórfidos riolíticos aflorantes en las inmediaciones del cerro Negro, no presentan indicios de alteración turmalí-nica, por lo que esta alteración se relacionaría a intrusivos no aflorantes.

Hasta el momento no ha sido posible establecer la relación entre la turmalinización y la minera-lización aurífera, pero asumiendo procesos similares a los que formaron el depósito de Sary Gunay (Richards et al. 2006), se interpreta que la brecha del cerro Negro fue una litología favorable para la circulación de fluidos tardíos ricos en oro. Estos fluidos, de menor temperatura que aquellos en equilibrio con la turmalina, serían responsables de la precipitación de la calcedonia y la alteración ar-gílica y de cuarzo-adularia registrada en las inmediaciones del cerro Negro. La signatura geoquímica asociada al oro con fuertes anomalías en As y Sb es también una evidencia de un ambiente somero de baja temperatura (Hedenquist y Henley 1985).

Conclusión. El cerro Negro está conformado por una brecha con fuerte turmalinización (alteración cuarzo-turmalínica). En mayor proporción participa una variedad polimíctica matriz sostén con fragmentos subredondeados y estructura caótica, formada por mecanismos de transporte con rotación de fragmentos conducidos por fluidos hidrotermales. La variedad monomíctica asociada, fue originada por fracturamiento hidráulico provocado por fluidos hidrotermales a alta presión, que generaron los ajustes en grieta y en mosaico.

Los fluidos magmáticos ricos en boro responsables de la alteración turmalínica estarían asociados a intrusivos no aflorantes, ya que los pórfidos reconocidos en las inmediaciones del cerro Negro, no presentan indicios de esta alteración.

Los valores anormales de oro que se registran en la brecha turmalinizada, indican un tipo de mine-ralización que no había sido identificada previamente en los depósitos epitermales del Macizo del Deseado; además son escasas las menciones de la asociación oro-turmalina en yacimientos de este tipo a nivel mundial (Richards et al. 2006).

Agradecimientos. A la empresa S.J.M. S.A., por haber permitido la publicación de los resultados de este trabajo.

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EL VOLCANISMO NEÓGENO EN LA MARGEN ORIENTAL DE LA CUENCA DE COLLÓN CURÁ, PROVINCIA DE NEUQUÉN

Carrea¹ Ismael y Leal^1,2 Pablo R.

¹   Departamento de Ciencias Geológicas, Universidad de Buenos Aires.

²   Instituto de Geociencias Básicas, Aplicadas y Ambientales (IGEBA).

Resumen. El presente trabajo describe las características petrográficas de las Formaciones Tipi-lihuque, Basalto Cerro Petiso y Collón Curá y la impronta geoquímica de las últimas dos en los alrededores de la localidad de Sañicó. Las rocas que integran las Formaciones Basalto Cerro Petiso y Tipi-lihuque fueron clasificadas como basaltos en base a sus porcentajes modales mientras que aquellas de la Formación Collón Curá petrográficamente fueron clasificadas como una toba vítrea. La geoquímica demostró que tanto la Formación Tipilihuque como la Formación Cerro Petiso son basaltos cal-coalcalinos con una impronta que se encuentra entre intraplaca y arco continental.

Palabras Clave. Cerro Petiso, Tipilihuque, Collón Curá.

Abstract. This paper describes the petrographi-cal features of the Tipilihuque, Basalto Cerro Petiso and Collón Curá Formations as well as the geoche-mical signature of the last two around the area of Sañico village. Cerro Petiso and Tipilihuque Formatio-ns samples were classified as basalts based on their modal percentages while the Collón Curá For-mation rocks was classified as a vitreous tuff. On the other hand, geochemistry showed that both Tipi-lihuque Formation and Cerro Petiso Formation are calc-alkaline basalts with a tendency between intra-plate and continental arc.

Keywords. Cerro Petiso, Tipilihuque, Collón Curá.

Introducción. Es de común acuerdo que la cuenca de Collón Curá es uno de los depocentros formados por un episodio de tectónica extensional que afectó distintos sectores del margen andino durante el Terciario. Esta deformación reactivo estructuras previas generando cuencas que fueron rellenadas desde el Paleógeno al Neógeno por secuencias volcánicas y continentales (Spalletti y Dalla Salda, 1996, García Morabito, 2010). En particular, entre los 33 y los 11 Ma se depositaron grandes secuencias volcanosedimentarias (Cucchi, 1998) que afloran en varios sectores de la cuenca y se dividen entre el relleno Paleógeno (Formación Auca Pan) y el relleno Neógeno. En la porción noreste de la cuenca, el Neógeno está representado

por las Formaciones: Basalto Cerro Petiso, Collón Curá y Tipilihuque. Si bien estas formaciones cuentan con estudios previos realizados por Linares et al. (1991), Cuchi (1998), Escotesguy y Franchi (2010) y Rovere (2000) ninguno de ellos incluye estudios petrológicos de detalle para este sector de la cuenca. Por otro lado, la falta de estudios geocronológicos que permitan precisar la edad de cada formación obliga al estudio detallado de sus rasgos petrográficos y geoquímicos. Por lo tanto, el objetivo de esta contribución es caracterizar la petrología del volcanismo neógeno que aflora en esta porción de la cuenca para un mejor reconocimiento de cada unidad.

Metodología. Para el desarrollo de este trabajo se estudiaron 22 localidades de las cuales se seleccionaron 18 para la caracterización petrográfica en detalle mediante microscopia óptica de polarización. Sólo 5 de las muestras analizadas resultaron aptas para su caracterización geoquímica. Los análisis se realizaron en los laboratorios de AcmeLabs donde se determinaron los elementos mayoritarios mediante espectrometría de emisión por inducción acoplada de plasma (ICP-OS); mientras que para los elementos traza se utilizó un espectrómetro masa (ICP-MS).

Petrografía de las unidades neógenas del área de estudio. En la zona de estudio los afloramientos de la secuencia volcanosedimentaria de edad neógena se extienden sobre la margen oriental del río Collón Curá formando estratos de decenas de metros de espesor que se encuentran di-sectados por el río homónimo (Fig. 1). A lo largo de más de 70 kilómetros estos estratos neógenos muestran una disposición homoclinal y sobreyasen al basamento metamórfico de la región (Formación Mamil Choique).

Formación Basalto Cerro Petiso. Si bien la formación ocupa un área de 220 km², la mayoría de su superficie se encuentra cubierta por derrubio, razón por la cual los perfiles más completos se encuentran mayormente sobre los cortes de la ruta nacional 40 y el río Collón Curá (Fig. 1). Esta formación se compone de coladas horizontales de basaltos cuyas texturas varían entre escoriácea y masiva, con sectores donde se desarrolla disyunción columnar (Fig. 2.a).

Macroscópicamente, son rocas de color negro y textura porfírica donde se reconocen fenocrista-les de olivinas anhedrales y piroxenos de 1 a 3 mm de largo en una pasta que solo presenta vesículas o amígdalas en algunos afloramientos (Fig. 2.a). Al microscopio los fenocristales de olivina euhedral (con alteración a iddingsita y bowlingita) y de augita (Fig. 2.a) representan un 10% del volumen total de la roca. La pasta posee textura intergranular y se encuentra compuesta por microlitos de plagioclasa, piroxenos, olivinas y minerales opacos. En algunos sectores (localidad Ba, Fig. 1), estas volcanitas varían la composición de la pasta a texturas intersertales con vidrio, menor tamaño de grano y mayor grado de alteración (principalmente a óxidos de hierro). En aquellos afloramientos donde se desarrollaron vesículas (localidad B1) las mismas se encuentran parcial o completamente rellenas por epidoto, carbonatos y zeolitas. Resulta importante destacar que la petrografía encontrada se condice con las observaciones de Cucchi (1998) quien estudio la petrografía de esta unidad en la misma área.

Figura 1. Mapa geológico del área de estudio donde se indican las área de muestreo.

Formación Collón Curá. Si bien esta formación posee gran extensión, en la zona de estudio ocupa una superficie de 591 km². Sus mejores afloramientos se hallan al oeste del río Collón Curá (fuera del área de interés), a excepción de un segmento que se preserva en la margen oriental. Hacia el sur, se encuentra fuertemente erosionada por la acción fluvial que eliminó su porción superior de composición sedimentaria hasta conferirle un aspecto mesetiforme debido a la mayor resistencia de

los bancos inferiores de ignimbritas (Fig. 2.b). Las facies clásticas se limitan a bancos de escasos metros de espesor que solo se preservan en los sectores donde los basaltos que los sobreyasen los protegieron de la erosión (Fig. 2.b). Se trata de banco de areniscas de colores claros con estratificación definida gruesa a muy gruesa.

Los afloramientos estudiados corresponden a las facies volcaniclásticas que se componen de tobas vítreas de color gris con tonalidades rosadas, en la cual se distingue una matriz de grano fino con aspecto terroso (Fig. 2.b). Al microscopio, se observa una roca mayormente compuesta por vitroclastos (63%) y cristaloclastos (27%) inmersos en una matriz (10%) vítrea con distintos grados de desvitrificación.

Los vitroclastos se componen principalmente de trizas (47%) sin deformación y frescos (Fig. 2.b) y fragmentos pumíceos (16%) que muestran bajo grado de desvitrificación.

Los cristaloclastos se componen de plagioclasa (22%) subhedrales a euhedrales de 1,2 milímetros de largo promedio sin alteración, cuarzo (3%) con bordes engolfados y un diámetro promedio de 0,3 milímetros, biotita (2%) de 0,4 milímetros de largo con bajo grado de alteración y cantidades subordinadas de piroxenos de tamaños más reducidos.

La petrografía encontrada se condice con lo descripto por Escotesguy y Franchi (2010) para afloramientos de Chapelco (Neuquén).

Figura 2. a) Aforamiento típico de la formación Cerro Petizo donde se observa una muestra de mano y un corte delgado representativo, b) foto de un frente de la Formación Collón Curá en el área de estudio donde se observan también las texturas macro y microscopica características, c) Afloramiento de la Formación Tipilihue sobreyaciendo a las areniscas de la Formación Collón Curá.

 

Formación Tipilihuque. Esta formación se encuentra al noroeste del área de estudio, y comprende el plateau basáltico de unos 116 km² el cual se denomina Pampa de la Horqueta. En el perfil que expone la traza de la ruta nacional 40 se lo observa sobreyaciendo a las facies superiores de la Formación Collón Curá (Fig. 2.c).

Se reconoce fácilmente como coladas negras de basaltos faneríticos con disyunción columnar (Fig. 2.c), donde si bien predomina una estructura masiva por sectores se observan vesículas y amigdalas que ocupan hasta un 30% de su volumen.

Al microscopio, se reconoce una roca de textura porfirica con pasta de textura intergranular. Los fenocristales se componen de prismas de olivina (5%) de 0,6 milímetros de tamaño promedio y una leve alteración a iddingsita. Le siguen en abundancia augita (3%) de tamaños más reducidos (0,3 milímetros en promedio) y prismas de plagioclasa (2%) de 0,5 a 1,1 milímetros de largo. La pasta representa el restante 90% del volumen de la roca y al igual que los fenocristales no evidencia procesos de alteración sobreimpuestos. La mineralogía secundaria encontrada se limita al relleno parcial de las vesículas de 2 a 3 milímetros de diámetro por carbonatos, zeo-litas fibrosas (Fig. 2c) y cristobalita.

La paragénesis y las texturas observadas en la zona de estudio poseen iguales características a las observadas por Rovere (2000) en el mismo plateau.

Geoquímica de las Formaciones Cerro Petizo y Tipilihuque. De las litologías antes descriptas, las Formaciones Cerro Petiso y Tipilihuque son las que no poseen estudios de su impronta geoquímica. Vattuone y Latorre (1998) realizaron solo estudios petrográficos, dentro del área de estudio, orientados a la caracterización de los minerales secundarios.

La tabla 1 compila los resultados obtenidos para este trabajo. El contenido de sílice versus álcalis es consistente con la mineralogía de las muestras puesto que el diagrama de Le Maitre et al. (1989) asigna a las muestras una composición basáltica (Fig. 3.a). Los valores altos de álcalis, que las acercan al campo de los traquibasaltos, posee una correlación directa con la presencia de minerales secundarios ricos en álcalis (micas y arcillas) rellenando intersticios de la pasta y/o microfracturas.

Figura 3. Discriminadores geoquímicas de las muestras analizadas. A) Diagrama de Le Maitre (1989), B) diagrama de Wood (1980), C) diagrama de Cabanis y Lecolle (1989).

 

Tabla 1. Composición de elementos mayoritarios y elementos traza de muestras representativas de las formaciones Cerro Petizo y Tipilihuque.

Muestra	Bl	B2	CO	C2	B3	B3b
Si02	47,59	48,06	48,13	48,25	48,12	46,58
Ti02	2	1,81	1,26	1,35	1,65	1,66
Al203	15,19	15,07	16,49	14,65	16,83	15,99
Fe203	11,57	10,91	11,88	11,78	12,09	12,12
MnO	0,16	0,15	0,18	0,18	0,17	0,19
MgO	4,74	8,56	5,21	9,83	6,75	7,9
CaO	9,86	8,51	10,69	8,43	9,19	9,3
Na20	3,11	2,92	3,04	2,88	3,44	3,39
Cr203	0,049	0,051	0,031	0,076	0,029	0,035
K20	1,58	1,47	0,35	1,46	1,02	1,43
P205	0,4	0,36	0,31	0,44	0,3	0,49
H20*	3,5	1,9	2,2	0,4	0,2	0,6
Rb	27,4	27	2,7	35,1	16,5	34,2
Ba	380	350	289	375	236	516
Sr	613,8	574,3	491	652,6	539,3	829,9
V	233	215	197	198	227	220
Ni	104,4	113,4	28,8	211,9	77,1	126,1
Zr	137,7	126,1	65,7	132	122,9	143,3
Cu	35,9	48,2	25,4	54,4	40,9	40,2
Nb	19,4	16,6	5,7	17,6	13,7	15,7
Be	1	1	1	>0,1	2	3
La	20	18	9,2	22,4	14	24,1
Ce	39,8	39,1	19,3	44,5	29,1	46,1
Nd	25,1	22	13,9	23,1	19,1	27,7
Sm	5,51	4,98	3,5	4,61	4,26	5,89
Eu	1,67	1,63	1,22	1,49	1,52	2,02
Gd	5,78	5,19	4,28	4,45	5,14	6,44
DV	4,44	3,78	4,16	3,4	4,4	4,85
Er	2,12	1,66	2,15	1,92	2,06	2,24
Yb	1,77	1,61	1,71	1,82	1,98	1,78
Y	19,7	17,7	18,7	18,9	23,1	23,6
Lu	0,22	0,23	0,23	0,25	0,28	0,25
Th	2,3	2,3	0,7	2,4	1,8	3,3
U	0,5	0,3	0,1	0,5	0,4	0,9
Zn	67	94	49	131	93	80
Co	36,1	39	33,7	39,2	40,8	38,2
Ga	17,3	17,2	17,2	15,6	18,6	17,9
As	0,6	0,8	1,1	0,6	2	1,5
Mo	0,4	0,8	0,3	0,9	0,9	1,2
Ag	>0,1	>0,1	>0,1	>0,1	>0,1	>0,1
Sn	2	>0,1	>0,1	>0,1	1	>0,1
Sb	>0,1	>0,1	>0,1	>0,1	>0,1	>0,1
Cs	0,3	0,4	>0,1	0,6	0,3	1,1
Hf	3,8	3,1	1,6	2,9	3,3	3,9
Ta	1,2	1	0,4	0,9	0,8	1
W	>0,1	>0,1	>0,1	>0,1	>0,1	0,6
TI	>0,1	>0,1	>0,1	>0,1	>0,1	>0,1
Pb	0,8	0,9	1,2	0,7	1,6	1,8
Bi	>0,1	>0,1	>0,1	>0,1	>0,1	>0,1
Pr	5,4	5,11	2,92	5,66	4,04	6,37
Tb	0,67	0,66	0,6	0,57	0,66	0,77
Ho	0,74	0,72	0,75	0,67	0,87	0,86
Tm	0,28	0,23	0,28	0,25	0,37	0,32
Cd	>0,1	>0,1	>0,1	>0,1	>0,1	>0,1

En el diagrama de Wood (1980), que permite determinar el ambiente tectónico de formación a partir de elementos inmóviles, las muestras estudiadas quedan en la transición entre el vulcanismo típico de E-MORB y los basaltos de arcos volcánicos (Fig. 3.b). Este desplazamiento hacia el Ta se atribuye al elevado contenido de minerales opacos que según Rollinson (1993) concentran a este elemento.

No obstante, en el diagrama de Cabanis y Le-colle (1989) (que no es afectado por la presencia de magnetita, la meteorización o el metamorfismo) las muestras quedan contenidas dentro del campo de los basaltos continentales de trasarco que es el marco tectónico esperable para estas muestras (Fig. 3.c).

Discusiones y Conclusiones. La petrografía demostró que las formaciones neógenas se componen casi exclusivamente de basaltos (Basalto Cerro Petiso y Tipilihuque) y tobas vítreas (Fm. Collón Curá). Estos basaltos se correlacionan con los basaltos 0 y 2 nombrados por Galli (1969) y Groe-ber (1929) sobre la base de sus características morfológicas a escala regional. Con el desarrollo de la geocronología resultó evidente que la correlación a través de las características morfológicas incorporaba bajo el mismo nombre a basaltos de distintas edades. No obstante, dada la imposibilidad de datar cada afloramiento, en el área de estudio se determinaron los límites geográficos de estas formaciones mediante sus diferencias petrográficas y la correlación de los afloramientos analizados con los descriptos en los alrededores por otros autores (Galli 1969; Rovere 2000).

La impronta geoquímica, tanto de la Formación Tipilihuque como de la Formación Basalto Cerro Petiso, resulta característica de basaltos de arcos continentales e intraplaca lo cual es consistente con la supuesta edad de las muestras, la ubicación geográfica de cada una y la historia geológica de la región.

Agradecimientos. Este trabajo fue financiado gracias al subsidio UBACyT 20020120200089 (2013-2016).

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REVISIÓN PETROLÓGICA DE LA FORMACIÓN BALDECITOS (TRIÁSICO), SIERRAS PAMPEANAS OCCIDENTALES, PROVINCIA DE SAN JUAN

Castro de Machuca, Brígida^1,2; López, María

Gimena¹

¹   Centro de la Geósfera y la Biósfera (CIGEOBIO), CONICET-Universidad Nacional de San Juan.

²   Instituto de Geología Dr. Emiliano Aparicio (INGEO), FCEFN, Universidad Nacional de San Juan.

Resumen. De las evidencias de campo, petro-lógicas, geoquímicas, y de edad absoluta, se desprenden diferencias entre los basaltos alcalinos de intraplaca de la Formación Baldecitos en la Sierra de Valle Fértil y en la cuenca de Ischigualasto, que responden a la evolución magmática experimentada por los mismos. Los primeros son fuertemente alcalinos, más primitivos, y más antiguos; los segundos tienen tendencia subalcalina, son más evolucionados y más jóvenes. Se propone para este magmatismo una génesis a partir de fuentes manté-licas diferentes.

Palabras clave. Magmatismo triásico, volcanismo de intraplaca, basaltos olivínicos alcalinos.

Abstract. “Petrological review of the Baldecitos Formation (Triassic), Western Sierras Pampeanas, province of San Juan”. Based on field, petrologic, geochemical, and absolute age data, differences between intraplate alkaline basalts from Baldecitos Formation in the Sierra de Valle Fértil and Ischigua-lasto Basin —which respond to the magmatic evo-lution experienced by them—, can be drawn. The first are strongly alkaline, more primitive, and older; the seconds show a subalkaline trend, are more evolved and younger. A genesis from different mantelic sources is proposed.

Keywords. Triassic magmatism, intraplate vol-canism, alkali olivine basalts.

Introducción. A partir del Pérmico superior más alto y durante todo el Triásico, el borde occidental de Gondwana experimentó un régimen tectónico extensional que provocó deformación en la región cratónica del arco magmático proto-Andino y generó, en las Sierras Pampeanas Occidentales, fallas extensionales de rumbo NNO y cuencas de “rift” asociadas, entre las que se encuentra la de Ischigualasto en la provincia de San Juan (Ramos y Kay 1991). Esta cuenca fue colmatada por sedimentos clásticos continentales y entre ellos se intercalaron basaltos cuya petrogénesis ha sido poco estudiada. Mozetic (1975) denominó Formación Bal-decitos al conjunto de basaltos olivínicos alcalinos, traquibasaltos y traquitas alcalinas que afloran en la cuenca, atribuidos al Triásico Medio por Limarino et al. (2008). En el borde oriental de la Sierra de Valle Fértil, Mirré (1976) identificó cuerpos de basaltos a los que incluyó en una asociación volcánica alcalina, continental, no orogénica, de probable edad triásica.

Page et al. (1997) analizaron la petrología de los basaltos de Ischigualasto aflorantes entre los 29°30’ - 30°30’ S y 68° - 67°15’ O que incluye la localidad tipo de Baldecitos (figura 1), y reconocieron dos asociaciones magmáticas, una alcalina Ne-normativa y otra subalcalina Hy-normativa. Destacaron que el magmatismo era resultado de al menos dos fundidos basálticos con un origen común, pero que representaban distintos grados de fusión del manto, lo que les confirió características propias y la posibilidad de evolucionar independientemente; los distintos tipos de lavas estarían relacionados por procesos de asimilación y cristalización fraccionada. Alexandre et al. (2009) estudiaron las rocas hipabisales básicas del Cerro Morado, en el interior de la cuenca, y les asignaron un origen mantélico con influencia subordinada de un manto enriquecido. Limarino et al. (2008) señalaron las semejanzas existentes entre los basaltos de Ischigualasto y los de Valle Fértil, razón por la cual incluyeron a estos últimos en la Formación Baldecitos.

Estudios llevados a cabo por las autoras en los basaltos de la Sierra de Valle Fértil, han puesto en evidencia la no uniformidad petrológica y geoquímica de la Formación Baldecitos, motivo de este trabajo. A tal fin se analizan y comparan las características petrográficas y geoquímicas de los basaltos de Ischigualasto y de Valle Fértil; los datos obtenidos contribuyen a esclarecer la evolución pe-trogenética de este evento magmático.

Basaltos de la cuenca de Ischigualasto (BCI). Se intercalan en las sedimentitas silicoclásti-cas del Triásico Medio-Superior en el borde oriental de la cuenca, y se distribuyen hacia el Este desde el Cerro Morado hasta Balde del Rosario, constituyendo relieves positivos bien preservados. Page et al. (1997) diferenciaron tres grupos de afloramientos: 1) derrames tipo “flood plain” a través de fisuras y volcanes monogenéticos, compuestos por rocas afaníticas vesiculares y amigda-loides, muy alteradas, y asociadas a brechas oxidadas de la misma lava. Están formadas por feno-cristales de olivino, clinopiroxeno criboso y zonado de color rosa violáceo (augita-augita titanada), y labradorita zonal. Unas pocas tienen anfíbol (kaer-sutita?). La matriz tiene composición similar aunque algunas rocas, que carecen de plagioclasa, poseen feldespatoide en la matriz; 2) filones capas con la misma mineralogía y texturas ofítica y subo-fítica, y 3) diques de granulometría variable interpretados como los canales de alimentación de los grupos anteriores. En todos hay apatito, abundante magnetita e ilmenita y escaso feldespato alcalino intersticial. La diversidad de texturas indica diferentes condiciones de cristalización (Page et al. 1997). La alteración es variable, desde rocas frescas a parcial o totalmente alteradas con formación de carbonatos, óxidos de hierro y zeolitas. Alexan-dre et al. (2009) describieron en el Cerro Morado un cuerpo hipabisal macizo, concordante con la estratificación de las sedimentitas, con disyunción columnar y un espesor de » 200 m (figura 1b). En su parte basal es una diabasa olivínica porfírica, con fenocristales de plagioclasa (An₅₁), clinopi-roxeno (Wo_45,5En_35,5Fs₁₉) y raro olivino en una matriz de igual composición con opacos, apatito y vidrio. Son comunes las texturas traquítica, intergranular y ofítica (figura 1c). En su parte media y cuspidal es una tefrita porfírica con fenocristales de plagioclasa, feldespatoide y augita en una matriz equigranular fina de los mismos minerales, con

Figura 1. a) Imagen Google Earth (2013) con ubicación de los sectores estudiados en recuadro, b) vista frontal del Cerro Morado con el filón capa de basalto coronando el afloramiento, c) textura subofítica con cristales de plagioclasa parcialmente incluidos en clinopiroxeno (NX), d) nivel escoriáceo/brechoso subyaciendo una colada de basalto macizo, e) microfenocristal de iddingsita pseudomorfa de olivino en una matriz de microlitos de plagioclasa con textura fluidal (NX), f) fenocristales anhedrales de clinopi-roxeno con textura cribosa en una matriz de tablillas de plagioclasa con textura intergranular (NX). NX: fotomicrografías con nicoles cruzados.

feldespato alcalino, opacos y apatito. Los cuerpos hipabisales básicos del sector de Baldecitos (BB), fuera del área estricta de la cuenca, se incluyen tentativamente en los BCI por su similitud en la forma de yacer y petrografía.

Basaltos de la Sierra de Valle Fértil (BSVF).

Afloran en el sector oriental de la sierra, en el interior de la depresión intermontana del Potrero y en ambos bordes de la misma, con un neto control estructural en su emplazamiento. Se disponen como coladas inconexas, de dimensión reducida (< 1 km²) y espesores entre 5 y 35 m, que suprayacen al basamento cristalino del Grupo Valle Fértil, o emergen de la cubierta cuaternaria como pequeños cuerpos redondeados, presumiblemente volcanes monogenéticos. Los afloramientos están intensamente erosionados pero preservan estructuras típicas de coladas como pahoehoe, a’a’, tubos de lava, etc. En ocasiones es posible diferenciar uno o más horizontes escoriáceos, vesiculares y bre-chosos, con un fuerte grado de oxidación, que subyacen a niveles macizos de roca fresca gris oscura a negra con pequeñas vesículas estiradas que suelen estar rellenas por ceolitas y/o calcita (figura 1d). Texturalmente los BSVF varían de rocas afíricas a levemente porfíricas. En las primeras hay microfenocristales pseudomorfos de olivi-no totalmente reemplazado por iddingsita (figura 1e), y escasos de plagioclasa con bordes corroídos en una matriz fluidal de microlitos de feldespato con abundantes opacos y ceolitas. En las rocas porfíricas (figura 1f) hay fenocristales y microfeno-cristales (20-25 %vol.) de clinopiroxeno incoloro a verde pálido (diópsido: Wo_46.7En₃₈.₈Fs_12.3Ac_2.2), oli-vino (Fo_70.5-83.9) y raros de plagioclasa (An_36-66), cuya composición se determinó con microsonda electrónica en los laboratorios LAMARX de la Universidad Nacional de Córdoba. La matriz intergranular tiene similar mineralogía con feldespato alcalino intersticial. Todos los fenocristales están zonados y presentan texturas de desequilibrio (cribosidad, engolfamientos, cristales esqueletales, etc.). Como accesorios hay opacos (10-20 %vol.), apatito, y ocasional nefelina.

 

Tabla 1. Composición química de los BSVF y dos muestras de los BB (BLBr1 y BL Br2). Óxidos de elementos mayores y menores en % en peso, elementos traza y REE en ppm. LOI: pérdida por ignición, nd: no determinado. Se incluyen las relaciones entre elementos trazas incompatibles y se comparan con los principales reservorios mantélicos. PM: manto primitivo, EMI OIB: manto enriquecido I, EMII OIB: manto enriquecido II (modificado de Alexandre et al. 2009 y referencias allí insertas).

	B5A9	BSA12	BSA15-1	B5A15-2	BP2	BP5	BP7	BCh2'	BCH3	BCh4	BCh7	BU4	BU5	BT5	208-LBr	205-LL	BLBrl	BLBr2
SÍOj	47,8	45,4	45	45,7	44,7	44,8	43,9	45,1	46,2	48	46,6	48,4	47,7	48,8	47,9	48,87	46,8	47
AI2Oj	17,45	15,2	14,8	14,95	15,1	15,2	15,9	14,75	15,6	15,6	15,85	16,5	14,8	17,25	15,14	14,87	16,25	16,45
Fe203	13	12,4	12,3	12,25	12,35	12,45	14	12,15	12,3	13,05	12,55	12,95	11,85	10,5	11,82	11,95	12,2	11,9
CaO	4,99	7,54	7,67	7,96	7,44	8,21	6,54	7,56	6,99	6,85	6,82	5,12	6,69	4,81	8,29	5,67	8,38	8,83
MgO	3,5	7	6,81	7,12	4,9	6,43	4,25	7,48	6,49	7,19	6,42	2,07	1,13	2,81	6,62	3,24	7,24	7,6
Na20	3,58	4,55	4,78	4,46	3,43	3,74	3,16	4,42	4,15	4,31	4,05	4,35	3,42	5,15	3,03	4,92	3,59	3,12
K20	2,94	1,185	1,06	0,99	1,51	1,05	2,09	1,08	1,27	1,2	1,68	2,86	4,55	2,49	1,04	2,32	1,15	1,13
Cr2Os	0,004	0,028	0,03	0,03	0,04	0,04	nd	0,04	0,03	0,03	0,03	<0,01	<0,01	0,01	nd	nd	0,04	0,04
T102	2,98	2,95	2,88	2,93	3,16	3,12	3,58	2,93	3,05	2,48	3,09	2,65	2,36	2,25	1,93	2,25	2,11	2,06
MnO	0,122	0,165	0,17	0,17	0,42	0,15	0,2	0,17	0,17	0,18	0,17	0,21	0,19	0,19	0,15	0,16	0,17	0,17
PA	0,972	0,702	0,66	0,74	0,66	0,62	0,54	0,8	0,73	0,68	0,8	1,25	1,21	1,05	0,34	0,71	0,31	0,29
SrO	0,174	0,101	0,12	0,11	0,14	0,13	0,16	0,13	0,16	0,12	0,16	0,15	0,08	0,18	nd	nd	0,07	0,07
BaO	0,082	0,057	0,05	0,05	0,06	0,08	0,05	0,06	0,06	0,05	0,07	0,06	0,07	0,14	nd	nd	0,02	0,02
LOI	3,07	2,31	2,7	2,6	5,48	3,94	4,52	2,65	2,78	0,99	3,16	1,62	3,97	3,01	2,04	4,6	1,5	1,58
Total	100,7	99,59	99	100	99,39	99,96	98,9	99,32	99,98	100,73	101,45	98,2	98	98,64	98,3	99,56	99,83	100,26
Ba	708	498	479	461	569	757	458	482	501	462	540	526	613	1290	158	373	189,5	160
Ce	90,6	70,2	70	70	73	65,4	59,9	73	72,5	59,1	75,7	104	90,1	113,5	45	77	39	38,3
Co	31,2	46,8	45,7	45,9	nd	nd	nd	nd	nd	nd	nd	28	21,6	nd	47	24,8	nd	nd
Cr	70	240	260	230	230	280	30	260	220	240	190	<10	<10	20	177	4	230	240
Cs	0,4	0,38	0,42	0,17	0,55	0,48	0,93	0,42	0,31	0,22	0,37	0,6	0,48	0,35	0,9	11,1	1,75	0,42
Dy	5,72	5,04	4,56	4,83	5,57	5,06	5,06	5,23	5,61	4,85	5,4	6,9	6,31	5,99	nd	nd	4,35	4,37
Er	2,45	2,04	2,03	1,92	2,42	2,35	2,13	2,28	2,4	2,41	2,45	3,29	2,48	2,41	nd	nd	2,35	2,26
Eu	2,93	2,37	2,21	2,35	2,59	2,32	2,29	2,68	2,89	2,62	2,87	3,87	3,34	3,09	1,74	2,67	1,53	1,49
Ga	22,3	22	21,1	21,4	24,5	23,6	23,4	21,6	22,6	21,4	21,6	22,4	19,7	26,4	22	25	23,3	23,7
Gd	7,14	6,19	5,42	6,52	6,82	6,18	5,96	7,82	7,67	6,71	7,8	10,2	8,81	8,02	nd	nd	4,88	4,73
Hf	5,5	4,6	5,1	4,8	5,2	4,7	4,2	5,3	5	4,1	5,1	6,9	5,9	7,4	4,1	6,5	4,9	3,9
Ho	0,92	0,88	0,78	0,86	0,96	0,88	0,81	0,9	0,92	0,86	0,93	1,24	1,03	0,98	nd	nd	0,78	0,88
La	43,2	34,2	33,4	33,5	35,7	31,8	28,6	37,2	36,3	29,4	38	47,7	41,1	56,7	19,6	34,8	18,2	17,9
Lu	0,25	0,21	0,27	0,24	0,26	0,25	0,23	0,2	0,23	0,2	37	0,35	0,28	0,23	0,3	0,47	0,29	0,29
Nb	67,6	53	54,4	50,8	52,2	47	43,6	59,4	49,7	37	52	58,5	51,2	73,1	23	44	19,4	18,7
Nd	43,9	35,9	34,3	37,2	39	34,9	32,9	38,9	39,5	33,8	40,7	57	48,6	55,6	23	40	19,9	20,3
Pr	11,2	8,65	8,46	8,42	8,95	7,86	7,48	8,78	9,17	7,25	9,31	13,1	11,35	13,15	nd	nd	4,66	4,64
Rb	32,3	7,2	7,6	5,6	13,2	5,1	27,6	7,5	6,4	5,4	12,7	37,2	41,8	12,5	11	40	13,8	13
Sm	8,83	7,26	6,84	7,32	8,01	6,94	7,05	7,61	8,05	6,56	7,9	10,9	9,27	9,74	4,61	7,77	4,53	4,65
Sr	1600	961	1080	968	1085	1010	1245	1075	1190	937	1230	1235	711	1465	513	366	525	557
Ta	4	3,2	3	3	3,2	3	2,6	3,4	3,2	2	3,2	4,4	3,7	4,4	1,4	2,8	1,3	1,2
Tb	1,04	0,95	0,88	0,84	1,07	0,91	0,92	0,97	1,05	0,94	0,98	1,17	1,04	1,08	0,9	1,4	0,81	0,73
Th	3,95	2,9	3,44	3,28	3,45	3,08	2,29	3,5	3,26	1,74	3,39	4,13	3,56	5,37	1,9	4,3	2,62	2,32
Tm	0,27	0,27	0,27	0,25	0,35	0,29	0,28	0,31	0,29	0,28	0,29	0,37	0,35	0,3	nd	nd	0,35	0,3
U	1,89	1,01	1	0,98	1,16	0,91	0,57	1	0,94	0,54	1,06	1,39	1,62	1,55	0,5	1,9	0,55	0,56
V	144	238	240	231	265	269	223	252	238	211	219	105	111	96	179	85	239	234
Y	26,9	23,7	23,4	23,1	25	23,3	22,4	23,1	23,8	22,1	24,2	31,8	27,8	25,3	27	38	22,4	22,2
Yb	1,64	1,46	1,62	1,57	1,96	1,78	1,56	1,96	1,73	1,66	1,75	2,43	1,81	1,69	2,12	3,42	1,9	1,99
Zr	259	192	204	200	218	201	169	232	215	185	221	303	245	321	198	330	178	175
Mg#	35,55	53,63	53,15	54,36	44,84	51,42	38,35	55,78	51,95	53,03	51,18	24,67	16,35	35,42	53,44	35,71	54,87	56,68

	BSVF	BB	BCI	PM	EMI OIB	EMI I OIB
Zr/Nb	4.24	9,04	8,14	14,8	4,2-11,5	4,5-7,3
La/Nb	0,7	0,91	0,89	0,94	0.86-1.19	0,89-1,09
Ba/Nb	11,07	8,39	14,39	9	11,4-17,8	7,3-13,3
Ba/Tb	178,38	74,82	198,95	77	103-154	67-84
Rb/Nb	0,29	0,63	0,66	0,91	0,88-1,17	0,59-0,85
K/Nb	345,93	549,74	484,61	323	213-432	248-376
TWNb	0,06	0,11	0,07	0,117	0,105-0,122	0,111-0,157
Th/La	0,09	0,12	0,08	0,12	0,107-0,128	0,122-0,163
Ba/La	31,45	9,13	16,3	9,6	13,2-16,9	8,3-11,3

 

Geoquímica. Se trabajó con un total de 26 análisis químicos, de los cuales 16 son propios e incluyen 14 muestras de Valle Fértil y 2 de Baldecitos (Tabla 1), efectuados en los laboratorios ALS Mine-rals, Canadá, por los métodos de fluorescencia de rayos X (XRF) para los óxidos mayoritarios, y de espectrometría de masas con plasma acoplado inductivamente (ICP-MS) para los elementos traza y tierras raras. Los restantes análisis se tomaron de Page et al. (1997) y Alexandre et al. (2009).

Los contenidos más bajos de SiO₂ corresponden a los BSVF con una media de 46,29%, los BB tienen 47,23% y los BCI 48,59% promedio de SiO₂. Estos últimos son muy pobres en MgO (1,47% promedio) y Cr, con valores muy bajos de Mg^# (17,8-32,5) que sugieren un origen a partir de líquidos evolucionados que fraccionaron tempranamente fases ricas en Mg (Ol+Px), lo que explicaría también los contenidos muy bajos de Ni y Co (Alexan-dre et al. 2009). Comparativamente, los basaltos porfíricos de Valle Fértil poseen valores altos en MgO (6,14% promedio) y Cr (190-280 ppm), y valores de Mg# entre 35,5 y 55,8, por lo que se los interpreta como más primitivos y posiblemente representando un grado bajo de fusión. Una excepción es el basalto afírico de Usno con 1,6% promedio de MgO y Cr < 10 ppm. Los BB tienen contenidos promedio afines a los BSVF con 7,15% MgO, 215 ppm Cr y Mg^# de 55,7. El Sr disminuye de 937-1600 ppm en Valle Fértil, hasta 418-932 ppm en Ischigualasto, indicando un marcado decreci-

miento hacia las rocas más diferenciadas. Los BSVF son Ol-Di-Ne normativos, característicos de magmas subsaturados, subaluminosos y peralcali-nos y se proyectan en el campo de los basaltos olivínicos alcalinos en el diagrama de clasificación normativa de Thompson (1984), no incluido en este trabajo. Los BB son transicionales entre los basaltos alcalinos y las toleítas con olivino, en tanto los BCI son Di-Hy-Q normativos y se proyectan, en su mayoría, en el campo de las toleítas cuarzosas, por lo que se interpretan como derivados de magmas subsaturados a saturados, subaluminosos y subalcalinos. En el diagrama Na₂O+K₂O vs. SiO₂ (Le Bas et al. 1986, figura 2a) el espectro composicio-nal varía desde basaltos (BB) a traquibasaltos (BSVF) a traquiandesitas basálticas (BCI). Dados los altos valores de pérdida por ignición de algunas muestras (hasta 7,2% para los BCI), se aplicó el diagrama de clasificación de Pearce (1996, figura 2b) que utiliza elementos inmóviles; las rocas se concentran en el campo de los basaltos alcalinos pero en grupos separados, y se reafirma el carácter más primitivo de los BSVF. En los diagramas Zr/ P₂O₅ vs. Nb/Y (Floyd y Winchester 1975, figura 2c) y Nb/Y vs. Ti/Y (Pearce 1982, figura 2d), es evidente la diferencia geoquímica existente, los BSVF son típicamente alcalinos de intraplaca, mientras que los BB y los BCI tienen carácter transicional. Todos se emplazaron en un ambiente de intraplaca continental (“rift”) (figuras 2d y 2f).

El comportamiento de los elementos mayores y traza y su relación respecto al índice de diferenciación (ID = Ab+Or+Q+Ne normativos) de Thornton y Tuttle (1960, figura 3), ponen de manifiesto tendencias de diferenciación muy disímiles, pero que sugieren que el fraccionamiento mineral habría sido el mecanismo de diferenciación dominante en todos los casos, corroborado por las variaciones textura-les y composicionales de los fenocristales.

Los perfiles de tierras raras (REE) normalizados al condrito (figura 4a) muestran enriquecimiento de las tierras raras livianas (LREE) en relación a las pesadas (HREE), rasgo común en basaltos alcalinos de intraplaca (Wilson 1989), aunque con una pendiente más pronunciada en el caso de los BSVF con (La/Yb)_N = 14,39 y relaciones (La/Yb)_N = 6,81 para los BCI y 6,35 para los BB. No hay anomalía de Eu, lo cual también es común en basaltos alcalinos de intraplaca, y podría indicar que plagio-clasa no fue una fase significativa en el fraccionamiento, o que la plagioclasa en la fuente estuvo completamente fundida cuando se generó el basalto (Cullers y Graf 1986). Los contenidos y el comportamiento de las REE, los LILE (“large ion lithophi-le elements”) y HFSE (“high field strength ele-ments”) (figura 4b), las relaciones entre elementos incompatibles (Tabla 1) y los valores isotópicos ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr entre 0,7033 y 0,7046 (Alexandre et al. 2009 y datos inéditos propios), son característicos

oo

o

30	40	50	60 7
		1	• •
[		•	• •
		*	1
	A ° V^	•	D°

30                         40                          50                          60                          70

ID

ID

ID

ID

Figura 3. Diagramas de variación entre el índice de diferenciación (ID) de Thornton y Tuttie (1960) y los óxidos (% peso) de elementos mayores y menores y de elementos traza (ppm). Símbolos como en la figura 2.

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Figura 4. a) Diagrama de tierras raras normalizado al condrito (Nakamura 1974), b) diagrama multie-lementos normalizado al condrito (Thompson 1982). Símbolos como en la figura 2.

de fuentes mantélicas enriquecidas y heterogéneas.

Edad del magmatismo. Dataciones K/Ar en los basaltos de los cerros Morado y Negro en la cuenca de Ischigualasto y algo más al norte, dieron valores entre 225 ± 5 Ma y 215 ± 5 Ma (González y Toselli 1971, en Limarino et al. 2008). Mozetic (1975) obtuvo una edad K/Ar de 220 ± 10 Ma para las mismas rocas. Los BCI aparecen intercalados o en la parte superior de las sedimentitas del Triásico medio y superior, por lo que Limarino et al. (2008) los asignaron tentativamente al Triásico medio. Alexandre et al. (2009) citan una edad de 228 ± 2 Ma (método ⁴⁰Ar/³⁹Ar en roca total) para el basalto del Cerro Morado, en tanto el Basalto de Usno en Valle Fértil dio una edad de 238,1 ± 0,4 Ma (método ⁴⁰Ar/³⁹Ar en roca total), que lo ubica en la parte superior del Triásico medio (López et al. 2015). Estas edades atestiguan actividad magmática a partir del Triásico medio más alto (Ladiniano) para los BSVF, y concentrada en la parte media del Triásico superior (Noriano-Rhaetiano) para los de BCI.

Discusión y conclusiones. Page et al. (1997) y Limarino et al. (2008) incluyeron en la Formación Baldecitos a los basaltos de la cuenca de Ischigualasto y a los de la Sierra de Valle Fértil. Las evidencias de campo, petrológicas, geoquímicas, y los datos de edad absoluta, muestran diferencias significativas entre ellos que responden a la evolución magmática experimentada por cada uno. Los BSVF son producto de erupciones volcánicas superficiales y flujos con enfriamiento rápido ocasionados por derrames fisurales y volcanes monogenéticos. Las texturas son muy variadas e indican diferentes condiciones de cristalización, con predominio de la textura microporfírica con matriz intergranular y otras típicas de sobreenfriamiento (cristales esqueletales, variolitas, etc.). En

Ischigualasto y Baldecitos los cuerpos mayores son intrusivos y comprenden diques, filones capa y lacolitos con texturas ofítica y subofítica propias de rocas hipabisales. Todos los basaltos estudiados poseen olivino, clinopiroxeno y plagioclasa, pero el piroxeno en Valle Fértil es diópsido y en Baldecitos-Ischigualasto domina la augita-augita tita-nada. Los BSVF son Ol-Di-Ne normativos consistente con la mineralogía de los fenocristales (Pl+Ol+Cpx), indicando que los mismos evolucionaron a partir de un magma primario rico en MgO, en tanto los BCI son Di-Hy-Q normativos.

Del análisis textural y del comportamiento geoquímico de los elementos mayores y traza, se desprende que la cristalización fraccionada fue el proceso dominante de diferenciación en todos los casos. Los fundidos basálticos se originaron en el manto astenosférico (Page et al. 1997, Castro de Machuca et al. 2015), pero la variabilidad geoquímica observada -que determina las dos asociaciones magmáticas Ne e Hy normativa-, sugiere para este magmatismo básico fuentes de origen diferente y evolución en forma separada a lo largo del tiempo. Esta hipótesis se contrapone con la de una fuente común y una evolución controlada por fraccionamiento con distintos grados de fusión parcial propuesta por Page et al. (1997), y confirmaría la idea de fuentes mantélicas múltiples de Alexandre et al. (2009). Los BSVF son fuertemente alcalinos, más primitivos, y su edad absoluta los ubica en la parte más alta del Triásico Medio (Ladiniano). La fuente podría corresponder a un manto fuertemente meta-somatizado enriquecido en elementos litófilos y con un bajo grado de fusión parcial, lo que explicaría los contenidos de Sr extremadamente altos y el mayor enriquecimiento en elementos incompatibles. Los BB tienen carácter transicional, y los BCI son menos alcalinos con tendencia subalcalina, más evolucionados, más jóvenes (Noriano-Rhaetiano), y su génesis también se vincularía a un manto enriquecido posiblemente modificado por fluidos deri-

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vados de una corteza oceánica subductada (Alexandre et al. 2009).

Agradecimientos. Este trabajo ha sido financiado por los subsidios PIP 00294-CONICET y E935-UNSJ. Las atinadas críticas de un revisor anónimo contribuyeron sensiblemente a mejorar la versión original.

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TRAVERTINOS DE LA TERRAZA ALTA DEL SALAR DE POCITOS, PUNA DE SALTA

Chanampa Eliana G.¹ y Alonso, Ricardo N.²

¹   Lithea Argentina Inc., Av. Tavella 2580, (4400) Salta, Argentina. E-mail: elianagchanampa@gmail.com

²   UNSa–CONICET, Av. Bolivia 5150, Castañares, (4400) Salta, Argentina. E-mail: rnalonso@unsa.edu.ar

Resumen. En este trabajo se describen desde un punto de vista petrográfico, mineralógico y genético las terrazas de travertinos presentes en la margen occidental del salar de Pocitos, localizado en el Departamento Los Andes, Salta. Este salar forma parte de las cuencas cerradas de la Puna Austral y se encuentra ubicado entre las depresiones de Arizaro al oeste y Pastos Grandes al este. Está limitado por bloques tectónicos al oriente y occidente, y por un cierre volcánico al norte (Complejo TUMEPO). Las oscilaciones climáticas durante el Cuaternario hicieron que el salar tuviera etapas de aridez y otras de humedad, convirtiéndose en estas últimas en lagos temporarios. El salar presenta depósitos internos de evapofacies: yesífera, halíti-ca y mirabilítica. Los boratos están restringidos al sector norte. En el borde occidental se presenta una plataforma travertínica elevada donde se reconocen distintas facies petrográficas, de origen ma-

yormente lacustre, que fueron analizadas y descriptas en este trabajo.

Palabras clave. Travertinos, evaporitas, salar Pocitos, Puna, Cuaternario, Pleistoceno.

Abstract. In this study we have described tra-vertine deposits located on high terraces on the western border of Pocitos salar (Los Andes depart-ment, Salta Province). We have studied the travertine from the mineralogical, petrographical and genetic points of views. Pocitos is one of the internal basins of Southern Puna located between Arizaro (west) and Pastos Grandes (east). The tectonic basin of Pocitos is limited by compressive blocks to the east and the west, and a volcanic lock in the northern part (TUMEPO volcanic complex). The main climatic Quaternary oscillations changed the main character-istics of salt pan on temporary lakes several times. Evapofacies of gypsum, halite, borate and mirabilite are present. An elevated terrace of travertines, until 3 m thick, is located on the western border. Here we make recognition of the different petrographic facies that are present in the travertine limestone of lacus-trine origin.

Keywords. Travertine, evaporites, Pocitos salar, Puna, Quaternary, Pleistocene.

Introducción. Los ambientes evaporíticos han recibido en general menos atención que otros am-

Figura 1. Mapa de ubicación, salar de Pocitos.

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Figura 2. Extensión completa en el sector occidental de la plataforma travertínica en el salar de Pocitos.

Figura 3. Terrazas.

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bientes sedimentarios. Las evaporitas son sedimentos químicos precipitados a partir de salmueras. A diferencia de los sedimentos terrígenos clásticos que provienen de la destrucción de una roca madre y que son transportados hasta un ambiente deposicional donde adquieren sus características faciales de acuerdo con las variaciones en el tamaño de los granos y sus estructuras sedimentarias, los sedimentos evaporíticos se originan dentro del propio ambiente deposicional por precipitación físico-química. Por ello, James y Kendall (1992) señalan que mientras los sedimentos terrígenos “se hacen” los evaporíticos “nacen”. El modelo básico de facies, para evaporitas continentales, es el de una cuenca cerrada con un nivel somero de agua subterránea y un ambiente de playa-lake más o menos centrado. Las evaporitas continentales están confinadas así a las partes centrales de esas cuencas particularmente en asociación con salares y playa-lake sumado a las llanuras salinas fangosas secas (mud flats) que las rodean. Esas áreas son las partes más bajas en una cuenca de drenaje y el ambiente se caracteriza por ser prácticamente horizontal y plano, con vegetación escasa a ausente y dominio de materiales de grano fino. La escasez biológica sumado a la capacidad química disolvente de los minerales salinos lleva a registros fósiles muy pobres o ausentes en los ambientes evaporíticos.

Los principales antecedentes bibliográficos sobre el salar de Pocitos corresponden a Cordini (1950), Turner (1964, 1972), Alonso et al (1984), Alonso (1986), Igarzábal (1996), Hong y Seggiaro (2001), Sánchez et al (2003), Ruiz (2012), Bekes-chus et al (2013), Chanampa (2015).

Ubicación y accesos. La cuenca evaporítica del salar de Pocitos se ubica al noroeste de la República Argentina, al oeste de la provincia de Salta, entre los paralelos 24º 15´ a 24º 45´ de latitud sur y los meridianos 66º 30´ a 67º 30´ de longitud oeste y a una altura de 3.700 m sobre el nivel del mar. Desde San Antonio de los Cobres hacia el oeste, el trayecto es por la ruta nacional N°51 con aproximadamente 60 km hasta la localidad de Olacapato para luego recorrer 38 km de la ruta provincial N° 27 hasta la Estación Ferroviaria de Salar de Pocitos en el extremo noreste e ingresar por caminos de servidumbre hacia los distintos sectores de la cuenca (Fig. 1). Se realizó un levantamiento geológico de las terrazas travertínicas con observaciones de campo, toma de muestras, cortes petrotómicos, análisis químicos y descripciones petrográficas.

Plataforma travertínica. La zona occidental del salar de Pocitos corresponde a una plataforma carbonática de aproximadamente 6,5 km² (Fig. 2), de espesor variable entre 1-3 metros a lo largo de la cuenca. La plataforma abarca 25 km longitudinalmente, tiene una distribución discontinua, tabular y

horizontal, donde el travertino representa bancos aterrazados, testigos del antiguo nivel lacustre ocupado por el salar de Pocitos (Fig. 3). Presenta coloraciones blancas y rosáceas al encontrarse contaminado por el material terrígeno de la zona (arenas, limos, arcillas), evidenciando un gran aporte al momento del depósito de la cuenca.

Muestra una estructura masiva, dura y compacta, donde es muy difícil observar la presencia de restos orgánicos a simple vista. También es notable la existencia de fracturas y oquedades rellenas por ónix.

De acuerdo a la distribución superficial de fa-cies clásticas, químicas y evapofacies del salar de Pocitos, se distinguen y se estudian en este trabajo, las facies carbonáticas. Estas se encuentran distribuidas en las márgenes e incluso en el interior próximo de gran parte del salar y están constituidas por depósitos travertínicos (caliche-travertino), los cuales se presentan en diferentes formas de acuerdo a las condiciones geológicas y el ambiente. Fueron analizadas y caracterizadas la plataforma de los niveles aterrazados travertínicos del sector occidental de la cuenca.

Resultados. Desde el techo hacia la base el perfil, ubicado en el borde occidental del salar (Fig. 4) está representado por las siguientes facies:

– Facies de Travertino Cavernoso. Constituida por travertinos cavernosos sucios, de colores pardos que presentan incrustaciones de diferentes clastos volcánicos de colores oscuros. Se presentan en bancos de 0,40 m de espesor.

– Facies de Travertinos Algales. Constituida por travertinos de colores ocres y pardos en las cuales se observan abundantes restos algales con formación de concreciones (ooides) que varían en tamaño. Se presentan en bancos de 0,50 m de espesor.

– Facies de arenas finas. Constituida por areniscas finas de colores marrones chocolate, friables, débilmente carbonosas. Se presentan en bancos de aproximadamente 1m de espesor. Determinan el contacto con el travertino, y marca el nivel de base en el que comenzó su depósito.

– Facies de limo-arcilloso. Constituida por arcillas carbonáticas de colores marrones, muy macizas, con abundante presencia de carbonatos de colores blancos. Se presentan en bancos de 0,30 m de espesor.

– Facies de limo rojo. Constituida por limo de colores rojizos a marrón chocolate con presencia de eflorescencias salinas de colores claros. Se presentan en bancos con estratificación horizontal de aproximadamente 4 m de espesor.

Análisis petrográfico. Del análisis macroscópico de las muestras tomadas a lo largo de un sector de la plataforma occidental del salar de Pocitos se reconocieron cuatro facies: a) Facies de Tra-vertinos Cavernoso, b) Facies de Travertinos Ani-

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llados, c) Facies de Travertinos Microbiales y d) Facies de Travertinos Laminados.

Del análisis petrológico, se determinó que la mineralogía se caracteriza por la presencia de ara-gonita primaria de hábito tabular, fibroradiado y laminar, presencia de clastos de cuarzo, feldespatos, biotitas bioferrilizadas, titanitas y otros accesorios. El cemento está constituido por esparita y subesparita. En otras muestras analizadas se observa matriz micrítica, clastos, materia orgánica.

Las rocas estudiadas al microscopio presentan texturas grano sostenidas (más de 10% de granos), ausencia de matriz, cemento esparítico y subesparítico. Basado en la Clasificación de Folk (1959) se denominaron Calizas Aloquímicas y siguiendo las características de la Tabla de Dunham corresponderían a Grainstones, con porosidad primaria intergranular. Como componentes aloquímicos característicos se observan:

Figura 4. Perfil de la zona de estudio.

– Oolitas presentes en amplias variedades, algunas con características de ooides modernos, de ambientes lacustres, con centros de nucleación clásticos a partir del cual irradian agujas aragoníti-cas y de textura fibroradiada en forma perpendicular a partir del núcleo. Algunas oolitas están mi-critizadas y han perdido totalmente su estructura interna, y otras con centro de nucleación micrítico, crecimiento concéntrico y tangencial bien preservado, con precipitación de aragonita. Pueden observarse conjuntos de oolitas coalescentes formados por varios centros de nucleación y cubiertas por una corona micrítica los cuales se denominan poliooides (Fluguel, 1982) (Fig. 5).

– Pisolitas que varían de 2-12 mm de diámetro, las cuales evidencian centros de nucleación terrí-genos o agregados denominados grapestones, donde los núcleos de estos, son agregados de rocas, de grano medio. En ellos han sido reconoci-

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Figura 5. Obsérvese las oolitas rodeadas de alternancia de láminas micritícas (oscuras) y mi-croesparíticas (claras) asociadas con formas bo-troidales irregulares.

dos cristales de cuarzo con extinción ondulosa, feldespatos alcalinos, pequeños cristales de plagio-clasas macladas bordeados por coronas de arago-nita fibrosa y cementados por esparita (Fig.6). Estas pisolitas también se encuentran rodeadas por envolturas concéntricas regulares bien preservadas que son características de la precipitación inorgánica. En la mayoría de los casos se encuentran fracturadas.

– Oncolitos, en los que se observan núcleos micritizados que pierden su estructura interna, poseen crecimiento concéntrico asimétrico, donde sus láminas son irregulares lo que los distingue de las oolitas presentes. El cemento en la roca es abundante correspondiente a esparita con porosidad intergranular (Fig.7).

Figura 7. Porosidad intergranular, oolitas (Ol) de crecimiento concéntrico tangencial, de color oscuro lo que da indicios de materia orgánica incorporada, oncolitos (Oc) de crecimiento asimétrico, obsérvese el carácter ondulado de sus láminas, bordeados por una pequeña corona esparítica en forma de agujas.

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Figura 6. Círculo mostrando agregados o grapes-tone formados por oolitas y clastos, bordeados por coronas fibroradiadas de aragonita.

– Pellets de micrita sin ningún tipo de estructura interna, en su mayoría de pequeño tamaño (menor a 0,1mm), de formas circulares y elípticas (Fig. 8).

– Agregados de granos constituidos por conjuntos irregulares de diferentes rocas, cementados por esparita de grano fino y que se encuentran bordeados por coronas aragoníticas. En algunas muestras están formados por conjuntos de oolitas de pequeños tamaños y cementados por micrita.

Discusión. Las características topográficas de la Puna, así como su elevada aridez, permitieron formar numerosas cuencas restringidas con drenaje interno y depositación evaporítica que da lugar a los clásicos salares. Por ej., salar de Pocitos. Un factor muy importante son las bajas precipitaciones en la zona y las altas tasas de evaporación que condicionan los depósitos presentes en el salar dominado por evaporitas.

Figura 8. Oolitas con centros de nucleación peloi-dales, estructura tangencial y concéntrica bien preservada, con núcleos de carbonato micrítico y pequeños oncolitos envueltos en una matriz micrítica.

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Los niveles de terrazas estudiados, así como los análisis macroscópicos y microscópicos realizados en diferentes sectores en la zona occidental de la plataforma travertínica en los bordes del salar de Pocitos, nos dan vestigios sobre condiciones más húmedas en períodos pluviales pasados.

Los cambios en las precipitaciones, la temperatura y la nubosidad han jugado un papel importante con respecto a la evaporación del agua y la formación de un lago. Los estudios de modelado climático (Haselton, et al., 2002) apoyan la idea de que múltiples glaciaciones en estas zonas áridas como el Altiplano y la Cordillera Oriental pueden haber estado asociados con episodios recurrentes con mayor disponibilidad de fuentes de humedad provenientes del este (Hermanns y Strecker, 1999).

Son mantos potentes de travertinos, muy compactos y de gran dureza, los cuales actúan como un protector del relieve, que evidencian una inundación antigua. Algunos sectores presentan vetillas de ónix, muy finas y paralelas entre sí, lo que indica la presencia de aguas que fluyeron por fracturas que luego fueron rellenadas. Las interacciones entre la morfología preexistente y cambiante, la velocidad del flujo y los componentes biológicos conducen a la depositación de un amplio rango de litofacies travertínicas. En el salar de Pocitos, estas terrazas travertínicas presentan estructuras de origen lagunar como son las grandes pisolitas encontradas en diferentes tamaños (2-12 mm), oolitas (< 2 mm), oncolitos, biohermas (carbonatos algales), laminaciones y estructuras cavernosas.

Si la erosión varía, porciones de la superficie pueden quedar expuestas a condiciones sub aéreas y, dependiendo del período de exposición, pueden craquelarse parcialmente o alterarse pedo-genéticamente (láminas brechadas y horizontes de paleosuelos maduros). En la zona occidental del salar de Pocitos las terrazas travertínicas presentan amplio fracturamiento y/o diaclasamiento indicios de etapas de desecación periódica, y en algunos sectores, hacia el este de la zona de estudio pueden observarse formas retrabajadas.

La etapa lacustre final del salar llegó a cubrir 500 km² y a tener una profundidad somera, incorporando un volumen de agua de 9 km³, lo cual queda demostrado por la ubicación de la terraza travertínica más alta en el salar de Pocitos. Ella se encuentra 24 m por encima del nivel de base (Be-keschus et al., 2013). Al Comparar estos datos con estudios realizados recientemente en Laguna de Pozuelos (Jujuy), en salares del Altiplano boliviano y en el salar de Atacama (Chile), se deduce que estos fueron coetáneos en el tiempo geológico.

Conclusiones. Se describe una plataforma carbonática de composición travertínica, en el sector occidental del salar de Pocitos que alcanza aproximadamente 6,5 km², abarca 25 km longitudinalmente, de aspecto discontinuo, de espesor va-

riable en toda la cuenca entre 1 y 3 metros, con estratificación tabular y horizontal. En algunos sectores presenta vetillas de ónix, lo que indica la presencia de flujos laminares que recorrieron la superficie del salar en tiempos postdeposicionales. A partir del análisis de la plataforma carbonáti-ca se determinó una composición travertínica con diversas estructuras como pisolitas, oolitas de formas variables, biohermas (carbonatos algales), poliooides, grapestones y laminaciones de pequeña escala. Se reconocieron cuatro facies macroscópicas: a) Facies de Travertinos Cavernoso, b) Fa-cies de Travertinos Anillados, c) Facies de Traver-tinos Microbiales y d) Facies de Travertinos Laminados. En el análisis microscópico se determinaron oolitas, pisolitas, oncolitos, pellets y agregados de granos con cemento esparítico. Todos estos carác-teres de las rocas estudiadas nos dan vestigios sobre las condiciones húmedas que predominaron en el ambiente durante el período Pleistoceno.

Agradecimientos. Se agradece al personal de las Cátedras de Mineralogía I y II de la Facultad de Ciencias Naturales de la Universidad Nacional de Salta. Se agradece al revisor Horacio Echeves-te y a los editores por los consejos para mejorar este trabajo.

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DEFORMACIÓN INTRACRISTALINA EN CUARZO: PEGMATITA DON ARTURO, SIERRA DE ANCASTI, CATAMARCA

Cisterna, Clara E.¹, Battich, María E., Aldonate, Daniela², Sardi, Fernando¹

¹   Facultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo, UNT–CONICET.

²   Fundación Miguel Lillo.

Resumen. Se analiza la deformación en cuarzo bandeado que integra la zona externa de la pegmatita Don Arturo, sierra de Ancasti, Catamar-ca. Al microscopio, este mineral presenta patrones estructurales propios de episodios de deformación por presiones dirigidas. Se suman conspicuas estructuras adjudicadas en principio a una importante deformación planar.

Palabras clave. Deformación intracristalina, cuarzo, pegmatita, Sierras Pampeanas Septentrionales.

Figura 1. a) Sierra de Ancasti, Catamarca. b) Mapa blones.

Abstract. The study is focused on the band-ed quartz forming the external zone of the Don Arturo pegmatite, sierra de Ancasti, Catamarca. At the microscope scale, the quartz show typical struc-tures of deformational shear episodes but they also develop others, conspicuous and probably related to a planar deformation.

Keywords. Intracrystalline deformation, quar-tz, pegmatite, Sierras Pampeanas Septentrionales.

La sierra de Ancasti (Sierras Pampeanas Septentrionales, SE de Catamarca) está compuesta principalmente por rocas del basamento ígneo – metamórfico del Proterozoico – Paleozoico inferior. En su tramo centro - sur se extiende una faja de dirección NO-SE (figura 1a), que está limitada hacia el Norte y Sur por fallas transcurrentes. Esta zona fue afectada por diferentes episodios de deformación, correspondiendo al más reciente una cizalla dúctil. Como testimonios de esta deformación se han reconocido estructuras características de cizalla impresas en las diferentes unidades y observadas en macro y micro escala. Sin embargo,

geológico sintetizado de la Faja La Majada – Ram-

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es en los cristales de cuarzo que componen la pegmatita Don Arturo donde se presentan estructuras que resultarían del accionar de fuertes presiones dirigidas y que hasta el presente fueron casi exclusivamente descriptas en rocas de impacto. La finalidad de este trabajo es dar a conocer el desarrollo de tales estructuras y proponer variables para explicar su formación.

A lo largo de la faja La Majada – Ramblones afloran esquistos bandeados, gneises, anfibolitas y migmatitas que son testimonios de más de un episodio de metamorfismo, anatexis y deformación. Se suma la existencia de numerosos cuerpos ígneos sin y postcinemáticos, con composiciones que varían desde granitos a tonalitas, y de pegmatitas. Es característico de esta zona el desarrollo heterogéneo de un episodio de deformación dúctil que afecta los diferentes litotipos, generando estructuras características y una foliación discontinua con dirección general NO-SE. La pegmatita Don Arturo, ubicada en el norte de La Majada (29º01´9,49" -29°00´49,17" S y 65º33´39" – 65°33´52,14" O), se dispone de modo concordante y en contacto neto con esquistos bandeados (Bt+Pl+Qz+Sil+Grt) y, hacia el extremo noroeste, con una granodiorita. Esta pegmatita es lenticular, con una potencia máxima de 40 m y se extiende a lo largo de 170 m con dirección NO-SE. Su ubicación y disposición coincide con la falla transcurrente que limita la zona hacia el norte (figura 1b). El cuerpo presenta zona-ción interna de tipo complejo y asimétrico, con una zona de borde discontinua, una externa con textura gráfica que comprende las asociaciones Qz+Pl+Ms y Qz+Mc+Ms, una intermedia de microclino pertítico y el núcleo, con cuarzo y microclino pertítico.

En la pegmatita la deformación es heterogénea, con desarrollo de estructuras adjudicadas a diferentes episodios de deformación, como fractura-miento (cataclasis), plegamiento y cizalla dúctil.

El cuarzo integra diferentes zonas, su color varía de blanquecino a rosado y se destaca por el desarrollo de un marcado bandeamiento, especialmente en las masas que forman la zona externa del cuerpo. Estas bandas varían de 1 a 5 mm de espesor, son de diferente tonalidad y paralelas entre sí (figura 2). Pueden estar plegadas, dando lugar a pliegues simétricos (hasta 15 cm de amplitud). Aunque menos comunes, se reconocen en la pegmatita masas de cuarzo con una deformación penetrativa representada por un juego de fracturas paralelas (espaciado de 0,5 a 5 cm), que también pueden estar plegadas (figura 3). Al microscopio se observa el desarrollo de “bandas o cintas” de deformación paralelas. Las estructuras más conspicuas son las presentes en los cuarzos bandeados de la zona externa, que se observan en escala microscópica. En estos granos son comunes las inclusiones fluidas, con frecuencia alineadas. La extinción es fragmentosa discontinua, también en damero (“chessboard”) y los bordes entre subgra-

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Figura 2. Cuarzo bandeado de la zona externa.

nos son lobulados o aserrados (“bulging”). Se presentan granos determinando figuras sigmoides con bordes tipo mortero. Las estructuras destacadas son las maclas (figura 4a) que se disponen de modo heterogéneo, concentrándose por zonas. Los individuos son generalmente curvos y discontinuos, siendo frecuente el desarrollo de “micro-kinks” (figura 4b). También se reconocen cuarzos deformados según lamelas con diferente orientación óptica, entre las que se disponen alineadas inclusiones fluidas con diseño geométrico (figura 4c) y se reconocen por ser de zonas oscurecidas a lo largo del grano (figura 4d).

Las estructuras observadas en los granos de cuarzo se pueden adjudicar a episodios de deformación por presión dirigida, con características de

Figura 3. Pliegue en cuarzo bandeado.

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tipo dúctil. Sobre este tema son numerosos los autores que se refieren a los condicionantes físicos y mecánica de formación (Passchier y Trouw, 2005; entre otros). Sin embargo, el desarrollo de estructuras planares como las maclas descriptas, “kink” y cristales curvos en el cuarzo representa un punto con mayor complejidad que involucra dislocaciones y rotaciones de la red cristalina ante condiciones de presiones elevadas, relativamente transitorias, y temperaturas medias (500° - 550°C) (Wenk et al., 2011; entre otros). Respecto a la formación de lamelas paralelas, también se adjudican a deformación planar y la presencia de inclusiones fluidas a lo largo de sus bordes, se explicaría por la formación de “islas” ante muy altas presiones normales a los borde de los granos (Drury y Urai, 1990). En estas “islas” se ubicarían componentes de la fase fluida. El origen de estas presiones es controvertido.

Figura 4. Fotomicrografías en cuarzo(polarizador cruzado). a) Macla múltiple. b) Estructuras «kink». c) y d) Inclusiones fluidas con diseño geométrico.

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IDENTIFICACIÓN DE PARAGÉNESIS EN DESEQUILIBRIO POR MEDIO DE MICROSONDA ELECTRÓNICA DE LA FACIES ANDESÍTICA DE LAS VULCANITAS TRAYÉN NIYEU, MESETA DE SOMÚN CURÁ, PATAGONIA EXTRAANDINA

Cordenons Pablo D.^1,2,*; Remesal Marcela B.^1,2; Salani Flavia M.^1,2; Cerredo Maria E.²; Colombo Fernando³; Guereschi Alina B.³

¹   Departamento de Geología, FCEN, Universidad de Buenos Aires, Int. Güiraldes 2160 (C1428EGA), Pabellón II, Ciudad Universitaria, Buenos Aires, Argentina.

²   IGEBA-CONICET-FCEN, Int. Güiraldes 2160 (C1428EGA), Pabellón II, Ciudad Universitaria, Buenos Aires, Argentina.

³   CICTERRA-CONICET-FCEFyN-UNC, Av. Vélez Sarsfield 1611 (X5016CGA), Pabellón de Geología. Córdoba, Argentina.

* Autor para correspondencia. Departamento de Geología, FCEN, Universidad de Buenos Aires, Int. Güiraldes 2160 (C1428EGA), Pabellón II, Ciudad Universitaria, Buenos Aires, Argentina. padacorde@gl.fcen.uba.ar ( P. D. Cordenons) remesal@gl.fcen.uba.ar (M. B. Remesal) flaviamsalani@gmail.com (F. M. Salani) cerredo@gl.fcen.uba.ar (M. E. Cerredo) fosfatos@yahoo.com.ar (F. Colombo) alina.guereschi@unc.edu.ar (A. B. Guereschi)

Resumen. Las Vulcanitas Trayén Niyeu (VTN) son representantes de un inusual magmatismo cal-coalcalino mioceno relacionado con el estadio post-plateau de la Provincia Magmática Somún Curá (PMSC), de carácter mayormente alcalino. Cubren un área de 650 km² en el margen noroeste del Macizo Nordpatagónico, determinando una zona de transición entre el ambiente de retroarco y el antepaís. Estudios texturales y de microsonda electrónica sobre una andesita permitieron establecer que la paragénesis en equilibrio químico con este líquido está compuesta por En_78-80 y An_43-52, mientras que individuos de composición An_15-19 no se encuentran en equilibrio, desarrollando en grado variable un reborde de textura celular esponjosa de composición An_30-38. A su vez, los cambios texturales observados en los minerales en equilibrio como la textura celular “boxy” en la plagioclasa cálcica y el reborde de clinopiroxeno en el ortopiroxeno, probablemente hayan estado relacionados al descenso de temperatura asociado a la disolución y recristalización de la plagioclasa sódica. En este marco, la evolución del magmatismo del cerro Trayén Niyeu debe involucrar procesos en los que interactúan magmas con propiedades físicas y/o químicas contrastantes, tales como mezcla de magmas por inyección, recarga o convección.

Palabras Clave. Vulcanismo, Texturas de desequilibrio, Mioceno, Macizo Nordpatagónico, Micro-sonda Electrónica.

Abstract. “Identification of disequilibrium para-genesis by electron microprobe analysis of the an-desitic facies of Trayén Niyeu Volcanites, Somún Curá plateau, Extra-andean Patagonia”. The Trayén Niyeu Volcanites (TNV) represent an unusual mi-ocene calc-alkaline magmatism related to the post-shield stage of the Somún Curá Magmatic Province, of mainly alkaline nature. They develop a 650 km² mesa at the north-western margin of the North Pat-agonian Massif, defining a back-arc to foreland transition zone. Textural and EMPA studies on TNV andesitic facies allowed us to establish that the equilibrium paragenesis with this liquid is of En_78-80 and An_43-52 composition, whereas individuals of composition An_15-19 are not in equilibrium, developing a more calcic (An_30-38) rim with spongy cellular tex-ture of varying intensities. The growing of a boxy cellular texture rim on plagioclase and a clinopyrox-ene epitactic overgrowth on the orthopyroxene, probably result from the temperature drop associat-ed to the dissolution and recrystallization of the sodic plagioclase. In this regard, TNV’s magmatic evolution must involve processes that account for the interaction of magmas of contrasting physico-chemical properties, such as magma mixing by in-jection, chamber replenishment or convection.

Keywords. Volcanism, Disequilibrium Textures, Miocene, North Patagonian Massif, Electron Micro-probe Analysis.

Introducción. El cerro Trayén Niyeu (41°06’S; 68º21’O) es un aparato volcánico mioceno ubicado en el límite noroccidental de la Provincia Magmática de Somún Curá (PMSC), en la región extra-andina del macizo Nordpatagónico, a más de 550 km del límite de placas Nazca-Sudamérica (figura 1). Las efusiones de este centro y otros menores relacionados definen la unidad Vulcanitas Trayén Niyeu (VTN), que forman una meseta de ~650 km² y comprenden composiciones mayormente basandesíti-cas a andesíticas. Esta unidad también incluye diferenciados dacíticos y riolíticos ubicados en el cerro Trayén Niyeu.

Los primeros trabajos específicos en la zona, de carácter estratigráfico y petrológico, corresponden a Remesal et al. (2005). Salani et al. (2006) datan el vulcanismo en 18,8±0,5 Ma (Burdigaliano), mientras que Cordenons (2012) y Cordenons y Remesal (2012) profundizan sobre su petrología y geoquímica. De forma general pueden definirse, de base a techo, tres litofacies para las VTN: I) Ba-sandesitas ortopiroxeníticas; II) Andesitas y dacitas clastogénicas brechosas y bandeadas; y III) Vitró-firos dacíticos y riolíticos (Cordenons et al., 2016, en prensa). Las VTN forman una serie calcoalcalina de 54 a 70 %SiO₂, de intermedio a alto potasio (0,6-4,3 %K₂O), con relativamente altos contenidos de magnesio para los términos basandesíticos (4,9-6,5 %MgO). Su evolución netamente subalcalina resulta algo inusual para el ámbito de la PMSC, de naturaleza mayormente alcalina. Al igual que en otras áreas de la meseta, esta evolución es acompañada de múltiples evidencias de desequilibrio químico y procesos de diferenciación complejos (Cordenons, 2013; Maro y Remesal, 2012).

Asociados a la fase post-plateau de la PMSC, se han observado lavas con características petrográficas y químicas similares a las VTN (Remesal et al., 2016, en prensa), por lo que su estudio detallado tiene una importancia que va más allá de su localización puntual.

Metodología. Se prepararon cortes petrográficos de la andesita bandeada TrN 34, realizando por separado láminas pulido espejo de la banda negra (TrN 34 N) y roja (TrN 34 R). Ambas fueron caracterizadas petrográficamente y estudiadas en el Centro de Microscopías Avanzadas de la Universidad de Buenos Aires por medio de un microscopio electrónico de barrido (SEM) Zeiss Supra 40 con un espectrómetro de fluorescencia de rayos X por dispersión de energía (EDS) Inca X-Sight 7426 de Oxford Instruments. Para este trabajo se obtuvieron composiciones de ortopiroxeno, clinopiroxe-no y plagioclasa de la muestra TrN 34 N con una microsonda electrónica JEOL JXA-8230 en el Laboratorio de Microscopía Electrónica y Análisis por Rayos X (LAMARX, Universidad Nacional de Córdoba) en modo de espectrometría de dispersión de longitud de onda de rayos X (WDS). El diámetro del haz fue de 1-5 ìm. El voltaje de aceleración fue de 15,0 kV y la corriente del haz de 10 nA para los feldespatos y 20 nA para los piroxenos. El tiempo de medición de cada elemento fue de 5 s para el fondo y 10 s para el pico. Se utilizaron detectores con cristal TAP (Na, Mg, Al y Si), PETJ (P, K, Ti, y Ca), y LIF (Cr, Mn, Fe). El Na se colocó como primer elemento a medir para evitar pérdida por difusión durante la medición. Los estándares utilizados fueron: anortoclasa (Na), diópsido (Mg), ortoclasa (Al, K, Si en plagioclasa), apatito (P), wollastonita (Ca, Si en ortopiroxeno), fayalita (Fe), titanita (Ti), cromita (Cr) y rodonita (Mn). Se midió también Sr, Ba y Pb pero en casi todos los casos por debajo del límite de detección. Los datos de intensidad fueron procesados con la rutina ZAF mediante el software provisto por JEOL. Las fórmulas estructurales fueron calculadas en base a 8 y 6 oxígenos para feldespatos y piroxenos respectivamente.

Figura 1. Mapa geológico y de ubicación de la zona de estudio. VTN: Vulcanitas Trayén Niyeu. PMSC: Provincia Magmática Somún Curá. La Formación Somún Curá constituye la fase de plateau, mientras que la Superunidad Quiñelaf es la principal representante de la fase post-plateau.

 

La composición química de roca total de la muestra TrN 34 N se determinó en ACME Analytical Labora-tories, Vancouver (Canadá) a partir de ICP-OES para los elementos mayores, Ni y Sc; e ICP-MS para el resto de los elementos menores y traza.

Petrografía. La andesita TrN 34 de la Facies II, se emplaza en la cumbre del cerro Trayén Niyeu y es de naturaleza clastogénica, con bandas de coloración rojas y negras. Su textura es glomeropor-fírica a seriada en el rango de 50-800 ìm, con un alto contenido de microfenocristales y fenocristales (~40%) de ortopiroxeno y plagioclasa en proporciones semejantes. Los fenocristales de ortopi-roxeno se presentan en glomérulos de entre 1-4 mm, mientras que los individuos de plagioclasa varían entre 1,5-6 mm. Los microfenocristales constituyen la fracción granulométrica entre 0,8-1,5 mm que se presentan de forma aislada. La pasta tiene textura hialopilítica fluidal, compuesta por un agregado muy fino de minerales opacos, plagioclasa y piroxenos esqueletales, inmersos en una mesosta-sis de vidrio. En la banda negra (TrN 34 N) el contenido de plagioclasa es mayor que el de ortopi-roxeno, y los microfenocristales de ortopiroxeno son de hábito prismático corto, con un buen desarrollo de rebordes de clinopiroxeno cristalográficamente en zona con el eje c (figura 2a). En la banda roja (TrN 34 R) el contenido de ortopiroxeno es mayor que el de plagioclasa. Los microfenocrista-les de ortopiroxeno poseen un hábito prismático largo a esqueletal y un reborde rojo oxidado que ocasionalmente es precedido por un fino reborde de clinopiroxeno.

Los cristales de plagioclasa poseen diferente grado de desarrollo de texturas de desequilibrio, distinguiéndose tres poblaciones (figura 2b-d): I) sin reabsorción, subhedrales con maclas polisintéticas anchas; II) anhedrales a ovoidales, con textura celular esponjosa formando un manto alrededor de un núcleo no afectado, o bien sin el núcleo preservado; III) euhedrales con textura celular “boxy”. En la banda roja predomina el Tipo III, seguido del Tipo II y I, mientras que en la banda negra predomina el Tipo II con menor proporción del Tipo I y III respectivamente.

Se observa también una variedad de xeno-cristales. En la banda roja se encuentran enclaves de olivina totalmente iddingsitizados con inclusiones de apatito pleocroico, así como cristales de biotita intensamente reabsorbidos y reemplazados por un agregado de óxidos de hierro y titanio, clinopiroxe-no y plagioclasa. En la banda negra, los xenocris-tales son de clinopiroxeno verde diopsídico cribado, biotita reabsorbida, y de cuarzo con o sin corona de clinopiroxeno.

Figura 2. a. Imagen de electrones retrodispersa-dos (BSE) de la muestra TrN 34 N. Se observan microlitos de plagioclasa y de ortopiroxeno con reborde de clinopiroxeno, así como cuarzo con corona de reacción de clinopiroxeno; b-d. Fotomicrografías mostrando plagioclasa Tipo I, II y III, respectivamente (luz polarizada).

 

Química Mineral. Los resultados de WDS (Tabla 1) indican que los núcleos de los microlitos de ortopiroxeno poseen una composición enstatíti-ca (Wo_3,0-3,2; En_78-79; Fs_18-19; Ac_0,10), mientras que los de plagioclasa son andesinas-labradoritas (An_50-52; Ab_46-49; Or_1,3-1,4). Los microlitos de ortopi-roxeno a su vez, muestran una zonación a composiciones más cálcicas y ferrosas (Wo_3,7-3,8; En_73-76;Fs_20-23; Ac_0,1-0,2) hacia el borde, luego del cual ocurre el pasaje neto a clinopiroxeno de composición augítica diopsídica (Wo_35-37; En_44-42; Fs_19-20; Ac_1,0-1,3). Los glomérulos de ortopiroxeno poseen una composición homogénea enstatítica ligeramente más magnesiana y sódica (Wo_2,8-2,9; En₈₀; Fs₁₇; Ac_0,28-0,45) que los microlitos. En cuanto a los feno y microfenocristales de plagioclasa, se observan correlaciones sistemáticas entre su textura y su composición. El Tipo I es oligoclasa (An_16-19; Ab_74-77; Or_6,4-7,4). El Tipo II presenta núcleos de oligoclasa semejante al Tipo I (An_15-19; Ab_71-77; Or_6,9-9,8) pero grada a andesina hacia los rebordes esponjosos (An_30-38; Ab_59-65; Or_3,8-5,5). Finalmente, el Tipo III tiene una composición semejante a los microlitos, entre andesina y labradorita (An_43-52; Ab_46-54; Or_1,5-2,6).

Tabla 1. Composición química de la muestra TrN 34 N y rango de composiciones representativas de piroxenos y feldespatos. Fen.: fenocristales; Ml.: microlitos; Reb.: rebordes sobre microlitos de ortopi-roxeno; Plagioclasa Tipo I-III: ver texto; b.: bordes; n.: núcleos; n.d.: no detectado; n.m.: no medido. FeO y Fe₂O₃ de TrN 34 N fueron calculados a partir de Fe₂O₃T en base a Middlemost (1989) utilizando Fe₂O₃/FeO = 0,35. Kd(X-Y) ^min-liq es el coeficiente de distribución interno de los componentes X e Y entre un mineral y el líquido). Ver texto.

 

Discusión. Determinar si la cristalización de las fases minerales se produjo o no en equilibrio en una roca volcánica es difícil, ya que durante el ascenso del magma se producen cambios súbitos de presión y tasa de enfriamiento, que repercuten en la capacidad de reequilibrarse de las diferentes fases minerales (Mollo et al., 2011). En líneas generales, podemos asumir que las composiciones de los núcleos de los microlitos deberían estar en equilibrio con la composición global de la roca (Pu-tirka, 2008). Esto fue corroborado entre la composición de roca total de la muestra TrN34 N (banda negra) y las composiciones medidas en los núcleos de sus microlitos de plagioclasa y ortopiroxeno (An50-52; Ab46-49; Or1,3-1,4 y Wo3,0-3,2; En78-79; Fs18-19; Ac_0,10 ) a través de los “tests” de equilibrio de Rho-des et al. (1979) y de Putirka (2008). El mismo procedimiento se utilizó para los glomérulos de ortopi-roxeno y las distintas poblaciones texturales de plagioclasa (Tabla 1). Los valores de equilibrio para las respectivas reacciones de intercambio son: Kd(Fe-Mg) ^Opx-Liq = 0,29±0,06 (Rhodes, 1979); Kd(Fe-Mg) ^Cpx-Liq = 0,27±0,03 y Kd(Ab-An) ^Pl-Liq = 0,1±0,05 (T<1050 ºC) o 0,27±0,11 (T>1050 ºC) (Pu-tirka, 2008). Tanto los glomérulos como los núcleos de los microlitos de ortopiroxeno se encuentran en equilibrio, mientras que sus rebordes más cálcicos se alejan parcialmente de estas condiciones. Los rebordes de clinopiroxeno de los microlitos no se encuentran en equilibrio. Las plagioclasas Tipo III, bordes Tipo II y los microlitos están en equilibrio para T>1050 ºC, mientras que las Tipo I o núcleos de las Tipo II en ningún caso están en equilibrio. Estos resultados concuerdan con observaciones previas basadas en datos de EDS interpretados en Cordenons (2013), confirmando la coexistencia de cristales pertenecientes a distintas paragénesis en un mismo magma.

Los datos de equilibrio químico sumados a las evidencias texturales permiten acotar la historia de estos minerales. En una primera etapa, el magma andesítico de composición TrN 34 N cristalizaba en equilibrio ortopiroxeno y plagioclasa euhedrales de composición En_78-80 y An_43-52. En una etapa posterior, este líquido interactúa con un substrato (¿magma más diferenciado?) del cual obtiene cristales de plagioclasa de composición An_15-19, produciéndose una reacción de disolución y recristalización a composiciones más cálcicas (An_30-38), reflejada en la textura celular esponjosa (Hibbard, 1995) de las plagioclasas Tipo II. Paralelamente, los individuos de plagioclasa y ortopiroxeno cogenéticos son desplazados momentáneamente fuera del equilibrio, produciéndose la textura celular “boxy” (Hi-bbard, 1995) observada en las plagioclasas Tipo III, y el reborde más cálcico seguido de clinopiroxeno en el ortopiroxeno. Ambas texturas son compatibles con tasas de nucleación y crecimiento elevadas y baja difusión, y se desarrollaron probablemente como respuesta al descenso de temperatura

acoplado a la disolución de las plagioclasas sódicas. La falta de evidencia de disolución en las plagioclasas de Tipo I, podría explicarse si éstas fueron incorporadas inmediatamente antes de la extrusión, careciendo del tiempo necesario para llevarse a cabo la reacción con el magma, o bien si al momento de su incorporación la temperatura o reactividad del líquido andesítico fue insuficiente. Finalmente, el sistema se estabiliza y cristalizan los microlitos de ortopiroxeno y plagioclasa de composición En_78-79 y An_50-52.

En vistas de la limitada información disponible por el momento, una serie de escenarios alternativos podrían brindar un marco teórico coherente con nuestras observaciones e interpretaciones. El modelo más simple implica la existencia de una cámara magmática diferenciada, no estratificada, que sufre la inyección de un magma básico, produciéndose convección y mezcla entre los líquidos. Si la cámara estuviera estratificada existen dos posibilidades para romperla y desencadenar la convección: por la inyección de magma, o bien a partir de la ganancia de calor por difusión térmica de un subplacado de magma situado a niveles inferiores (Couch et al., 2001).

Más información es necesaria para determinar si el sistema es abierto o cerrado (intercambio de masa y calor o solo de calor), y si los líquidos inte-ractuantes son o no cogenéticos. La asociación de diópsido, olivina y apatito pleocroico, es frecuente en las vulcanitas alcalinas la PMSC (Maro y Reme-sal, 2012; Cordenons et al., 2014). La presencia de xenocristales de estos minerales en las VTN no permite descartar la participación de líquidos no cogenéticos durante la evolución de este magma-tismo. A su vez, en el contexto de PMSC, con un desarrollo de más de 25.000 km², sería plausible la existencia de un subplacado basáltico.

Conclusión. Las características texturales y composicionales de la banda negra de una andesi-ta clastogénica de las Facies II de las VTN, permitieron establecer que la paragénesis en equilibrio con este líquido es En_78-80 y An_43-52. El magma an-desítico interactuó con un substrato del cual obtuvo cristales de plagioclasa de composición An_15-19, produciéndose una reacción de disolución (textura celular esponjosa) y recristalización a composiciones más cálcicas (An_30-38). El descenso de temperatura aparejado a esta reacción promovió la rápida cristalización en los minerales cogenéticos, evidenciado por la textura celular “boxy” en la plagio-clasa y el reborde de clinopiroxeno en el ortopiroxeno. En este marco, la evolución del magmatismo del cerro Trayén Niyeu debe involucrar procesos en los que interactúan magmas con propiedades físicas y/o químicas contrastantes, tales como mezcla de magmas por inyección, recarga o convección. La convivencia de diversos estadios de disolución de las plagioclasas sódicas sugiere cierta recurrencia en los procesos, así como que estos procesos sean los causantes de la erupción.

Agradecimientos. Este trabajo es una contribución al proyecto UBACYT 20020130100650BA. Agradecemos a los revisores por las correcciones y a la Dra. M. C. Marchi del Centro de Microscopías Avanzadas de la UBA por su gran ayuda en las sesiones de SEM.

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RESULTADOS PRELIMINARES DE LOS ÁNGULOS DE EXTINCIÓN ONDULANTE MEDIDOS EN CUARZO DE ROCAS PROVENIENTES DE LAS SIERRAS SEPTENTRIONALES, PROVINCIA DE BUENOS AIRES.

Correa María J.^1,2; Del Blanco Miguel A.²

¹   Comisión de Investigaciones Científicas de la Provincia de Buenos Aires (CICBA).

²   Instituto de Recursos Minerales FCNyM UNLP.

Resumen. En la provincia de Buenos Aires existen numerosas canteras de granitos y meta-morfitas que son utilizados para variados fines. Los diversos ensayos geotécnicos, permiten caracterizar estos materiales y seleccionar los más apropiados de acuerdo a las normativas vigentes para cada obra en particular.

El estudio petrográfico preliminar, permite observar composiciones y texturas de las rocas que pueden influir en su respuesta geomecánica.

En particular la técnica de medición del ángulo de extinción ondulante en el cuarzo, permite estimar la posible reactividad de este mineral frente a la reacción álcali agregado. En este caso, se aplicó una de las técnicas que existen para la medición de este ángulo con el objeto de comparar los resultados de diferentes litologías y relacionarlas con sus características geológicas. Los resultados preliminares que aquí se presentan indican que si bien la mayoría de los valores se mantienen dentro de los límites de aceptación que marca el método, existen diferencias entre granitos y metamorfitas. De acuerdo a la interpretación que aquí se presenta, dichas variaciones, podrían estar ligadas al tipo de roca, grado de metamorfismo y deformación tectónica asociada.

Palabras clave. Ángulo de extinción ondulante, álcali-agregado, método Dólar-Mantuani.

Abstract. “Preliminary results of undulating extinction angles measured in quartz from rocks obtained at Sierras Septentrionales, Buenos Aires province”. In Buenos Aires province there are nu-merous quarries of granites and metamorphic rocks which are used for various purposes. Differ-ent geotechnical tests, allow to characterize these materials and select which are the most appropri-ate according to the current regulations for each particular work. Preliminary petrographic study al-lows us to see compositions and textures of the rocks that may influence in their geotechnical response. Angle measurement undulating extinction quartz technique in particular, is used to estimate the possible reactivity of quartz against the alkali aggregate reaction. In this case, one of the available techniques for measuring this angle in order to compare the results of different lithologies was applied. Preliminary results presented here indicate that although most values are kept within accepta-ble limits marked for the method, there are differences between granites and metamorphic rocks. According to the interpretation presented here, such variations could be related to the type of rock, grade of metamorphism and tectonic deformation associated.

Keywords. Undulatory extinction angles, alkai-aggregate, Dolar Mantuani method.

Introducción. El estudio petrográfico de los áridos es una de las tareas que debe realizarse de manera preliminar para la identificación de sustancias minerales potencialmente reactivas, principalmente aquellos áridos que serán utilizados en hormigones. Aún con las limitaciones que el estudio óptico implica, las observaciones de texturas y presencia de minerales potencialmente reactivos pueden ayudar a aportar datos importantes sobre la posible reactividad de los áridos con los álcalis del hormigón. Esta característica está relacionada directamente con los componentes mineralógicos tales como: dolomita, calcita, sulfuros (pirita, pirro-tina y calcopirita) y variedades de la sílice. Entre estas, se destacan la sílice amorfa y criptocristali-na y el cuarzo deformado con extinción ondulante (Bustillo et al. 1983).

Una técnica que puede aplicarse es la medición del ángulo de extinción ondulante en el cuarzo (AEO), para la cual existen varias metodologías que difieren principalmente en el tipo de platina utilizada (plana o universal). En esta contribución se eligió utilizar la metodología de Dólar Mantuani (1981) como una primera aproximación en la obtención de valores de AEO de un conjunto de muestras obtenidas de diversas canteras ubicadas en las Sierras Septentrionales de la provincia de Buenos Aires.

Metodología. En la presente contribución se seleccionaron cinco canteras ubicadas en las inmediaciones de las localidades de Olavarría y Tandil: una de granito, denominada en este trabajo cantera 1 y cuatro de rocas metamórficas que incluyen una milonita, dos gneises y una migmatita (denominadas canteras 2 a 5). En la determinación del ángulo de extinción ondulante (AEO) existen diferentes métodos, entre los cuales para este trabajo se ha seleccionado el de Dólar Mantuani (1981). Si bien algunos autores (Andersen et al., 1989, Smith et al., 1992) consideran que su precisión es insuficiente con respecto a aquellos que utilizan platina universal, la sencillez y practicidad de este método hacen que su aplicación resulte de gran utilidad y validez. La técnica de medición del AEO en cuarzo a través de esta metodología permite estimar la posible reactividad del cuarzo frente a la reacción álcali agregado.

 

En laboratorio se realizaron estudios petrográficos con un microscopio Nikon, con cámara fotográfica adosada. Para la aplicación del método se midieron los AEO de los cristales de cuarzo con mayor deformación identificados al microscopio, siguiendo la metodología óptico-mineralógica convencional.

Esta metodología consiste en:

– Elegir cristales de cuarzo cuyo eje cristalográfico “c” se encuentre ubicado paralelo a la platina.

– Tomar nota del ángulo en el cual se aprecia la primer zona en presentar una extinción completa, sin importar el tamaño ni la ubicación de dicha zona.

– Girar la platina en sentido horario hasta que las sombras de la última parte del cristal que se haya extinguido estén prácticamente desaparecidas. Siendo éste el segundo valor que se toma.

– La diferencia entre ambos valores corresponde al AEO.

Para mejorar la precisión del método se realizaron las mediciones en sentido contrario y se promediaron ambas medidas. En la figura 1 se observa un ejemplo de las mediciones realizadas.

De acuerdo con la U.S. Army Corps of Engi-neers (1994) se establece que aquellas muestras que presenten más de un 20% de cuarzo con valores de AEO superiores a 15º se consideran poten-cialmente reactivas.

Resultados. De la observación petrográfica realizada se resumen las características mineralógicas y texturales más relevantes de cada una de las canteras. Cantera 1: se trata de un granito de textura granuda a porfiroide con tamaño de grano medio a grueso. Los cristales de mayor tamaño corresponden a feldespato potásico (ortosa) y cuarzo, se distingue la presencia de biotita ocupando espacios intergranulares y en menor medida muscovita. Tam-

Figura 1.

bién se reconocen algunos cristales de plagioclasa y como mineral accesorio la presencia de titanita. En el caso de la cantera 2 se observa una textura porfiro-clástica con marcada molienda y en algunos casos también recristalización. La matriz de grano fino está integrada por cuarzo y feldespato, en la que se destacan porfiroclastos redondeados de cuarzo y otros de contornos irregulares de hornblenda y variedad edenita.

En la cantera 3 se observa una textura granuda de grano grueso, con lineaciones marcadas formadas principalmente por cristales de cuarzo que presentan uniones triples e importante extinción ondulante. Entre los cristales de mayor tamaño se distingue feldespato potásico pertítico. La plagio-clasa es escasa y en espacios intercristalinos se observan escamas de biotita fracturadas y/o flexuradas.

En el caso de la cantera 4 se observa una roca de grano grueso con textura bandeada de tipo gneiss y desarrollo de “ojos” de cuarzo y feldespato potásico. Se observa planaridad dada por la orientación preferencial de minerales laminares como la biotita.

La cantera 5 se identifica como una roca de alto grado metamórfico tipo migmatita, con fuerte bandeamiento y dos facies bien diferenciadas una de color rosado y tamaño de grano medio con predominio de feldespato potásico y otra de color verdoso y menor tamaño de grano que la anterior con predominio de minerales máficos.

En las muestras obtenidas de cada cantera se procedió a tomar las mediciones del ángulo de extinción ondulante y se obtuvieron entre 12 y 18 mediciones para cada una. La cantidad de medidas tomadas dependió fundamentalmente de encontrar cristales de cuarzo orientados con su eje cristalográfico c paralelo a la platina.

 

Figura 2.

Discusión. Si bien la mayoría de los resultados obtenidos se enmarcan dentro de los límites de aceptación propuestos por la metodología, un análisis detallado de los mismos permite observar ciertas diferencias que pueden vincularse al tipo de roca.

Los AEO obtenidos para el granito resultaron más bajos en comparación con los obtenidos para las metamorfitas en general. Entre estas últimas se observan leves diferencias en relación al tipo y grado metamórfico definidos según las texturas observadas.

En el caso del granito (figura 2a) el 25% de los valores obtenidos de AEO fue de 9º, para la miloni-ta (figura 2b) hay un 23% de valores de 15º y un 30% que se ubica entre los 17,5 y 18º.

En cuanto al gneiss de la cantera 3 presenta un 25% con valores de 9º y otro 25% con valores de 11º, es decir que el rango de AEO se mantiene

cercano al obtenido para el granito (figura 2c). Por su parte la roca de la cantera 4 que petrográficamente se clasificó como un gneiss “de ojos”, es decir con una deformación más avanzada que en el caso anterior, tiene un 23% de los valores de AEO que se ubican en los 13º. Finalmente la mig-matita (cantera 5) arroja un 50% de mediciones que se encuentran en los 15º de AEO, (figuras 2d y e).

De este modo se puede observar que las canteras 3 y 4 definidas como gneises presentan valores levemente superiores a los del granito, mientras que los de la cantera 2 identificada como milo-nita son aún mayores que los obtenidos para los gneises y levemente inferiores que los que se obtuvieron para la migmatita (cantera 5).

Conclusiones. Se interpreta que la obtención de menores valores del AEO en cuarzo para las rocas graníticas resulta compatible con la escasa o nula deformación tectónica observada en el campo y al microscopio. Por su parte las rocas tipo gneiss presentan valores intermedios dentro de los cuales los mayores estarían vinculados al gneiss de ojos. Las mediciones obtenidas para la migmatita la ubican en el límite de los valores considerados aptos para su uso en hormigones, mientras que la milonita posee un porcentaje de mediciones que superaría el límite de lo requerido por la técnica.

Esta condición estaría vinculada a que la miloni-ta se encuentra emplazada dentro de una faja de fuerte deformación tectónica, lo cual permitiría justificar desde el punto de vista geológico los valores mayores obtenidos.

De acuerdo a la interpretación que aquí se presenta y sobre la base de las observaciones petrográficas realizadas, las leves variaciones encontradas en los ángulos de extinción ondulante del cuarzo estarían relacionadas con las variaciones petrográficas, texturales y tipo de metamorfismo alcanzado. Como es lógico suponer los mayores valores de AEO están asociados a mayor grado de metamorfismo y mayor grado de deformación tectónica.

Agradecimientos. Parte de los estudios petrográficos aquí se presentan fueron realizados en el marco del proyecto (PID/IN) “Geología y geotec-nia de los áridos de la Provincia de Buenos Aires para materiales viales, estimación del recurso y conservación del medio ambiente”, desarrollado en la UTN, Facultad Regional La Plata y la Universidad Nacional de La Plata, Facultad de Ciencias Naturales y Museo.

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