La faja volcánica miocena de la Precordillera septentrional

C. O. Limarino^1,2, L. A. Fauqué^1,3, R. Cardó^3,4, M. L.Gagliardo¹, L. Escoteguy³

¹Departamento de Ciencias Geológicas, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Pabellón II, 1428 Ciudad Universitaria Buenos Aires.
²Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas
³Servicio Geológico Minero Argentino
⁴Universidad Nacional de San Juan

RESUMEN. En este artículo se considera la espesa secuencia de rocas volcánicas y volcanicláticas de edad Miocena aflorante en el norte de la Precordillera. En trabajos anteriores estas rocas fueron asignadas al Triásico, sin embargo nuevas dataciones radimétricas (17,6 ± 0,5 Ma and 18,3 ± 0,7 Ma) señalan una edad miocena para las volcanitas las que quedan comprendidas dentro de la Formación Cerro Morado. En el área analizada las rocas en cuestión descansan discordantemente sobre areniscas eólicas correspondientes a la Formación Vallecito (Mioceno) y muestran en el tope una relación tectónica con las lutitas de la Formación Yerba Loca (Ordovícico). Sin embargo, hacia el sur, en el anticlinal de Huaco, la Formación Cerro Morado es cubierta por conglomerados y areniscas miocenas de la Formación Cauquenes (Mioceno Superior ?). Sobre la base de sus características litológicas, la Formación Cerro Morado ha sido dividida en cuatro asociaciones de facies. La asociación I está compuesta por coladas volcánicas y brechas que marcan la fase de máxima actividad volcánica en la región. La asociación II, formada por brechas sedimentarias y escasas coladas, seañala la disminución de la actividad volcánica, caracterizada por algunos flujos piroclásticos junto a depósitos de abanicos aluviales y de talud. La asociación III está dominada por conglomerados y brechas generadas por corrientes fluviales altamente concentradas y flujos de detritos depositados en áreas de abanicos aluviales y sistemas fluviales entrelazados proximales. Finalmente, la asociación IV comprende conglomerados y areniscas depositados principalmente en ríos entrelazados por flujos diluidos. La existencia de volcanitas neógenas en el norte de la Precordillera refuerza la hipótesis de la migración del arco volcánico como consecuencia de la progresiva disminución del ángulo de subducción de la Placa de Nazca durante el Mioceno.

Palabras clave: Mioceno. Volcanismo. Precordillera.

ABSTRACT. The Miocena volcánica belt of the northern Precordillera, San Juan and La Rioja provinces, Argentina. The existence of a thick sequence of volcanites and volcaniclastic rocks deposited during the middle Miocene in the north of Precordillera is considered in this paper. These rocks have been assigned to the Triassic in early papers, nevertheless new radiometric data here presented point out a Miocene age by the volcanites (17,6 ± 0,5 Ma and 18,3 ± 0,7 Ma) and suggests their inclussions in the Cerro Morado Formation. In the analized area the mentioned unit lays unconformably on Tertiary eolian sandstones of the Vallecito Formation (Miocene) and shows at the top a tectonic relations with shales belonging to the Yerba Loca Formation (Ordovician). Nevertheless to the south, in the Huaco anticline, Cerro Morado Formation is cover by miocene conglomerates and sandstones of the Cauquenes Formation (Upper Miocene ?). On the basis of its lithological features, the Cerro Morado Formaton is divided in four facies associations. The association I is composed of volcanics flows and breccias that mark the phase of maxima volcanic activity in the region. The association II, made up of sedimentary breccias and scarce volcanic flows, points out an ameloration of the volcanism, the developed of pyroclastic flows and the existence of talus and alluvial fan deposits. The association III is dominated by conglomerates and breccias formed by high concentration fluvial flows and debris flows deposited in alluvial fans and proximal braided rivers. Finally association IV comprises conglomerates and sandstones mainly formed in braided rivers by diluite flows The existence of Neogene volcanites in north of Precordillera reinforces the hypothesis of arc volcanic migration as a consequence of a progressive decrease in angle of subduction of the Nazca plate during the Miocene.

Key words: Miocena. Volcanism. Precordillera.

Introducción

En el sector septentrional de la Precordillera de San Juan aflora una potente secuencia de volcanitas y sedimentitas volcaniclásticas miocenas que alcanzan en conjunto un espesor mínimo de 940 metros. Estas rocas conforman una estrecha faja de más de 70 km de longitud y unos 10 km de ancho máximo, que se extiende en forma continua desde el cerro Guachi por el sur (provincia de San Juan) hasta el faldeo norte del cerro Piedra Blanca, en las estribaciones más septentrionales de la sierra del Áspero en la provincia de La Rioja (Fig. 1).

 

Figura 1: Distribución regional de los afloramientos de volcanitas y sedimentitas volcaniclásticas miocenas (Formación Cerro Morado) en la Precordillera septentrional. Las dataciones corresponden a las efectuadas en este trabajo y señaladas en el Cuadro 1.

La secuencia fue inicialmente reconocida por Bracaccini (1946), quien la denominó Aglomerado Porfirítico" refiriéndola al Triásico. Años más tarde, Furque (1963) la incluyó en la Formación del Áspero asignándola también, aunque con reservas, de acuerdo a sus relaciones estratigráficas, al Triásico. En este trabajo se reubica la secuencia en cuestión dentro de la Formación Cerro Morado (Furque 1979), aportándose nuevos datos que permiten mejorar considerablemente el conocimiento acerca de la antigüedad del conjunto. Por otro lado y con el propósito de caracterizar a la unidad, en particular su composición litológica, se efectuó un mapeo a escala 1:30.000 a lo largo del río Punta de Agua donde también se procedió al levantamiento de un perfil de detalle en el que se reconocieron e interpretaron las principales asociaciones de facies que componen la unidad. Paralelamente, en el área del Cerro Guachi, fueron obtenidas dos dataciones radimétricas y se describieron litológicamente a las rocas volcánicas de la formación.
La reubicación estratigráfica de estas volcanitas dentro del Mioceno agrega un elemento crítico para la interpretación del magmatismo y la evolución tectosedimentaria de las cuencas neógenas. Paralelamente, abre nuevas expectativas para la prospección minera en el área, especialmente teniendo en cuenta la inclusión de las volcanitas en el ciclo neógeno y la existencia de manifestaciones auríferas en el cerro Guachi y áreas cercanas.

Antecedentes

Con posterioridad a las mención de Bracaccini (1946), fue Furque (1963) en ocasión del levantamiento geológico de la Hoja Guandacol, quien incluyo a las rocas que aquí nos ocupan, en su Formación del Áspero, a la que dividió en dos facies principales: a) volcánica y b) sedimentaria (Fig. 2). Años más tarde Furque (1979) acertadamente reconoció la continuidad de estas rocas hacia el sur, hasta la localidad de Ciénaga del Vallecito, en el norte de la Precordillera de San Juan. Sin embargo, en esta área Borrello y Cuerda (1968) habían definido al Grupo Río Huaco integrado por las Formaciones Vallecito, Cerro Morado y Cauquenes (Fig. 2). En este nuevo esquema la Formación Cerro Morado es equivalente al conjunto que Furque (1963) describiera años antes como "Brechas andesíticas" y "Andesitas" pertenecientes a la Formación del Áspero. Atento a esta circunstancia y basándose en las normas de prioridad en nomenclatura estratigráfica, Furque (1979: 48) propuso elevar el rango estratigráfico de la Formación del Áspero a Grupo, aceptando la división en formaciones propuesta por Borrello y Cuerda (1968). De esta forma la secuencia volcaniclástica quedaba ahora comprendida en la Formación Cerro Morado, criterio aceptado en trabajos posteriores efectuados en el área de Jachal-Huaco (Limarino et al. 1988, 2000; Jordan et al. 1993). Sin embargo hacia el norte, en la Precordillera de La Rioja, se siguió utilizando el nombre de Formación del Áspero (Triásico ?) para incluir a la misma secuencia de rocas (Reynolds 1987; Reynolds et al. 1990).
Con el objeto de uniformizar el cuadro estratigráfico y evitar la confusión resultante de denominar con dos nombres formacionales a la misma secuencia, se propone extender a toda la región el esquema estratigráfico propuesto por Furque (1979) y por lo tanto emplear el nombre de Formación Cerro Morado en todo el sector estudiado de la Precordillera (Fig. 2).

 

Figura 2: Síntesis de la nomenclatura estratigráfica empleada para la secuencia aquí estudiada por distintos autores en diferentes sectores de la Precordillera septentrional.

  

Edad y relaciones estratigráficas de la Formación Cerro Morado

Al tratar la antigüedad de la unidad Furque (1963: 69) señaló que "no existe criterio valedero para determinar la edad de la misma; sólo podemos decir con seguridad que son posteriores a la depositación del Pérmico", asignando a su Formación del Áspero con reservas al "Triásico sensu lato". En posteriores trabajos realizados en el área se siguió con el criterio de incluir a la secuencia volcaniclástica en la Formación del Áspero (= Formación Cerro Morado en este trabajo) refiriéndola al Triásico (véase Furque 1972; Reynolds 1987; Reynolds et al. 1990). Sin embargo, Simon (1985) reportó edades radimétricas que ocupaban el intervalo Oligoceno-Mioceno en volcanitas aflorantes en el distrito minero de Huachi (cuadro 1).

 

Cuadro 1: Dataciones radimétricas obtenidas en volcanitas de la Formación Cerro Morado. La ubicación de las muestras datadas para este trabajo es mostrada en la figura 1.

A principios de la década del 90 Chaía (1990) y Pérez et al. (1993) dieron a conocer el hallazgo de charofitas y ostrácodos de edad cretácica en la Formación Ciénaga del Río Huaco (Limarino et al. 2000) que infrayace a la Formación Cerro Morado. Este hallazgo cuestionó seriamente la edad triásica antes supuesta para la unidad y aseguró una edad postcretácica de acuerdo a sus relaciones estratigráficas. Pocos años más tarde Jordan et al. (1993) obtuvieron una edad radimétrica de 13,4 ± 1,6 Ma en un rodado andesítico contenido en un conglomerado de la Formación Cerro Morado en el área de El Fiscal (sudoeste de Huaco), lo que permitió definitivamente acotar la antigüedad de la unidad al Mioceno medio. En este trabajo se presentan dos nuevas dataciones radimétricas provenientes de coladas andesíticas aflorantes en el cerro Guachi, los valores obtenidos de 17,6 ± 0,5 Ma y 18,3 ± 0,7 Ma (Cuadro 1) confirman la edad miocena de cerro Morado y prueban la estrecha relación existente entre este volcanismo y la sincrónica sedimentación volcaniclástica que dominó en el área de Huaco-El Fiscal.
En lo que respecta a sus relaciones estratigráficas la Formación Cerro Morado se apoya en leve discordancia erosiva sobre las areniscas eólicas de la Formación Vallecito y es cubierta en concordancia por conglomerados y areniscas de la Formación Cauquenes (Mioceno superior ?). En los sectores en que esta última no fue depositada se sobrepone a la Formación Cerro Morado en discordancia la Formación El Corral (Furque 1963) de edad miopliocena.   

Litología

La Formación Cerro Morado se encuentra formada básicamente por brechas volcánicas, coladas de volcanitas ácidas y mesosilícicas, conglomerados, brechas sedimentarias y areniscas líticas. La abundancia relativa de estas rocas varía marcadamente de una a otra localidad, e incluso dentro de un mismo perfil según el nivel considerado. Como regla general puede decirse que en el sur (sector del cerro Guachi) alcanzan mayor importancia los términos volcánicos, mientras que hacia el norte aumentan su proporción las rocas sedimentarias (principalmente brechas y conglomerados) como ocurre en buena parte del río Punta del Agua y al sur del cerro Letrero. Una excepción a lo dicho lo constituye el cerro Áspero donde las brechas y volcanitas vuelven a adquirir importancia.
Desde un punto de vista genético-descriptivo se ha dividido a la unidad en tres tipos principales de acumulaciones: 1. volcánicas, 2. sedimentarias y 3. volcano-sedimentarias, cada uno de las cuales es decripta a continuación. El código de litofacies empleado en este trabajo es mostrado en la figura 3.

 
Figura 3: Código de litofacies utilizado en este trabajo.

Acumulaciones volcánicas: Se incluyen en este grupo a un conjunto de lavas, pórfidos, brechas volcánicas y depósitos de caída (tobas). Las lavas son mayormente de composición mesosilícica, se trata de andesitas, traquiandesitas (Fig. 4e), traquitas, lacitas y basandesitas de color gris verdoso, gris rosado y gris claro cuando alteradas. Las andesitas son las rocas más abundantes, pudiéndose diferenciar dos tipos texturales principales, por un lado las que muestran texturas porfíricas con elevada proporción de fenocristales que pueden alcanzar hasta 5 mm de diámetro, estas rocas suelen mostrar diferentes grados de alteración con formación de caolinita, bowlingita, carbonato y óxidos de hierro. Un segundo tipo textural corresponde a andesitas con textura microporfíricas, más raramente afíricas, dominadas por fenocristales de plagioclasa zonada y hornblenda basáltica. La pasta es generalmente pilotáxica, en ocasiones fluidal, compuesta por microlitos de plagioclasa, augita y hornblenda.
Las traquitas, traquiandesitas y lacitas son también abundantes, muestran entre los fenocristales variables proporciones de plagioclasa (oligoclasa-andesina), feldespato potásico (sanidina), anfíboles y escaso cuarzo. Las pastas varían desde bostoníticas hasta microgranosas (Fig. 4e).

Figura 4: a, Aspecto de las brechas de flujo (Bf) abundantes en las asociaciones 1 y 2, obsérvese las superficies de calentamiento (A), con desarrollo de un difuso diaclasamiento radial, y el engolfamiento producido por disolución parcial de algunos clastos (B); b, Detalle de la foto anterior mostrando la alteración térmica y disolución de un bloque (B) en una brecha de flujo; c, Aspecto de la "matriz" de la brecha volcano-sedimentaria de la figura 4a, obsérvese la presencia de abundantes líticos volcánicos (Lv) inmersos en una pasta del mismo origen, nicoles paralelos x 100; d, Idem anterior con nicoles cruzados, nótese como ya no resulta tan evidente la existencia de fragmentos líticos volcánicos incorporados durante el flujo, x 100; e, Traquiandesita mostrando microfenocristales de plagioclasa inmersos en una pasta bostonítica, nicoles cruzados x 40; f, Arenita lítica volcánica formada principalmente por fragmentos líticos de volcanitas ácidas-mesosilícicas (Lv), de metamorfitas (Lm) y plagioclasa (Pa), la rocas se encuentra cementada por ceolitas (z), nicoles cruzados x 100.

En lo que respecta a las basandesitas, se presentan en proporción subordinada, principalmente de color gris oscuro y están formadas casi exclusivamente por fenocristales de plagioclasa zonal, con labradorita en el núcleo y oligoclasa en los bordes; la pasta de textura pilotáxica afieltrada está compuesta por microlitos de plagioclasa y escasa augita.
Junto a las volcanitas aparecen pórfidos, principalmente de composición dacítica y traquítica, los que suelen mostrar moderado a alto grado de alteración especialmente sericítica y carbonática.
Las brechas volcánicas son principalmente de composición andesítica e ignimbrítica, conforman niveles desde tabulares hasta lentes discontinuos con espesores variables entre 40 y unos pocos centímetros. En algunos casos es frecuente la presencia de niveles de brechas amalgamados en donde las diferentes unidades pueden ser reconocidas por variaciones en la composición de los clastos o el desarrollo de superficies de oxidación. Las autobrechas (Ba, Figs. 3 y 5) son las más frecuentes, se disponen en niveles delgados (hasta 15 cm) en el tope de las coladas, en los que los clastos sumamente angulosos, alcanzan entre unos pocos milímetros y 7 cm de diámetro máximo. La composición monolitológica de los fragmentos (correlativa con los niveles de coladas), es característico de este tipo de brecha, aunque excepcionalmente puede existir mezcla de dos o más litologías e incluso incorporar clastos de areniscas previas.

 

Acumulaciones sedimentarias: Estas acumulaciones están mayormente representadas por distintos tipos de conglomerados y brechas, asociados en menor proporción a areniscas gruesas y areniscas guijarrosas. Sólo excepcionalmente aparecen muy delgadas intercalaciones de pelitas.
Dentro de las rocas de grano grueso predominan los conglomerados clasto-soportados macizos (Gcm, Fig. 3), los que se presentan en bancos lenticulares, gruesos y muy gruesos de hasta 2 m de espesor. Desde el punto de vista composicional se trata de clasto-ortoconglomerados volcánicos (clasificación de Limarino et al. 1997) formados por individuos desde subangulosos hasta redondeados de diámetro variable entre 3 y 45 centímetros. Más del 90% de los clastos resultan de rocas volcánicas ácidas y mesosilícicas y el 10% restante incluye fragmentos de metamorfitas de bajo grado, sedimentitas verdes e individuos de cuarzo. La matriz es de grano grueso, de composición lítica volcánica y en ocasiones muestra pasaje transicional a la fracción clástica. De características composicionales análogas aparecen niveles de conglomerados clasto y matriz- soportados gradados (Gcg y Gmg), si bien los que exhiben gradación directa son los más abundantes, es también frecuente, especialmente en la base de algunos bancos de psefitas, el desarrollo de un intervalo con gradación inversa que por lo general no supera los 30 cm de espesor.
Localmente aparecen niveles de conglomerados con estructuras entrecruzadas tanto del tipo tabular planar (Gcp) como en artesa (Gct). Los primeros conforman sets de hasta 1,8 m de potencia, caracterizados por el desarrollo de capas frontales gravosas (con clastos de hasta 10 cm de diámetro) que guardan contactos angulares con la superficie inferior limitante de los paquetes, denotando que la formación de este tipo de depósito se produjo básicamente a partir de avalancha de granos. En lo que corresponde a los conglomerados con estratificación entrecruzada en artesa (Gct), muestran por regla general menor tamaño de clastos resultando las artesas anchas y de escaso espesor (relación ancho/profundidad < 0,2).
Las brechas son frecuentes en algunos niveles estratigráficos y en ocasiones gradan por aumento en la redondez de los clastos a los conglomerados previamente descriptos. Predominan las brechas matriz-soportadas macizas (Bmm), de color gris claro a gris verdoso, las que se estratifican en bancos desde tabulares hasta irregulares de 2,5 m de espesor máximo. Los clastos son casi exclusivamente de volcanitas ácidas y mesosilícicas, mayormente subangulosos, con diámetro máximo de hasta 80 centímetros, la matriz es arenosa de tamaño de grano mediano a grueso. Un segundo tipo corresponde a brechas clasto-soportadas macizas (Bcm), éstas resultan menos frecuentes, y tienen características composicionales y de estratificación similares a las previamente descriptas.
Las areniscas resultan en promedio algo menos del 15% de las acumulaciones sedimentarias, presentan dominantemente tamaño de grano mediano a grueso y con frecuencia gradan a areniscas guijarrosas y sabulitas. Se trata de litoarenitas líticas volcánicas (clasificación de Folk et al. 1970), los clastos son mayormente de volcanitas ácidas y mesosilícias con texturas felsíticas, granofíricas y microlíticas, el cemento es ceolítico y en ocasiones silíceo (Fig. 4f). La mayor parte de las areniscas se estratifican en bancos lenticulares, desde medianos a gruesos, internamente macizos (Sm) o mostrando estratificación entrecruzada tabular planar (Sp), en artesa (St) y raramente plana (Sh).
Finalmente las intercalaciones de pelitas son extremadamente escasas en el sector de Punta del Agua, conforman niveles muy delgados (espesor inferior a 10 cm) y resultan macizas (Fm). Sin embargo, en el área comprendida entre los cerros Áspero y Letrero aumentan su importancia intercaladas con bancos arenosos y mostrando muy frecuentemente grietas de desecación (Fg).

Acumulaciones volcano-sedimentarias: Se incluyen en este tipo de acumulaciones niveles de brechas y depósitos de caída. Como veremos las brechas son aquí interpretadas como depósitos de flujos piroclásticos proximales (Bf, Fig. 3) que muestran como características distintivas, efecto térmico sobre la superficie de los clastos y el carácter sumamente tenaz de la matriz. El calentamiento que han sufrido los fragmentos durante su transporte y depositación se traduce en la existencia de superficies oxidadas, engolfamientos e incluso disolución parcial de los clastos incluidos en los niveles de brechas (Fig. 4a y 4b). Estos efectos producen una menor agudeza de las aristas y vértices y un falso aumento de la redondez de los clastos. Las rocas en cuestión resultan en su mayor parte brechas matriz-soportadas macizas, dominadas por fragmentos de volcanitas inmersos en una matriz muy fina, por lo general de color gris claro. La observación microscópica de esta última, muestra cristaloclastos de plagioclasa, sanidina, augita y hornblenda basáltica, junto a abundantes opacos, litoclastos volcánicos y trizas vítreas (Fig. 4c y 4d). Los clastos tienen diámetros variables desde pequeñas guijas hasta grandes bloques de 150 cm de diámetro máximo. En la figura 5 se resumen las principales diferencias genéticas y litológicas observadas entre los tres tipos mayores de brechas identificados en este trabajo: brechas sedimentarias (Bcm, Bmm), autobrechas volcánicas (Ba) y brechas formadas por flujos piroclásticos (Bf). fig 5

Figura 5: Características e interpretación de los distintos tipos de brechas identificados en la Formación Cerro Morado.  

Finalmente, y debido a su estrecha relación genética, se incluyen junto con las acumulaciones volcano-sedimentarias a depósitos de caída que forman bancos tabulares, masivos, de espesor inferior a 10 centímetros. Se trata de tobas cristalinas andesíticas y traquíticas que muestran cristaloclastos de plagioclasa, augita, hornblenda basáltica, sanidina y escaso cuarzo. Los litoclastos son exclusivamente de naturaleza volcánica.

Distribución regional

La Formación Cerro Morado conforma dos fajas principales de afloramientos (Fig. 1), la oriental es la de menor desarrollo y se extiende desde El Fiscal hasta la parte sur de la sierra de Yanso. La faja occidental es la más persistente y en ella pueden ser diferenciados tres sectores principales. El más septentrional, ubicado en las nacientes del río Guandacol próximo al cerro Letrero, corresponde a la sierra del Áspero y es particularmente útil para establecer las relaciones estratigráficas de la unidad . Allí la Formación Cerro Morado aflora en el núcleo de una estructura sinclinal, apoyada sobre un conjunto de areniscas con estratificación entrecruzada de gran porte correspondiente a la Formación Vallecito de edad miocena (Fauqué, 2000). El techo de la Formación Cerro Morado ha sido suprimido por el corrimiento que levanta la sierra de Yerba Loca, yuxtaponiendo las sedimentitas ordovícicas (Formación Yerba Loca) a la unidad aquí tratada. En esta área la Formación Cerro Morado puede ser dividida en tres grandes intervalos, el tercio inferior corresponde a un potente paquete (230 m) de areniscas y pelitas gris moradas junto a algunos niveles de ortoconglomerados polimícticos con abundantes clastos de volcanitas. La parte media muestra un claro incremento en la participación de brechas volcánicas, coladas de rocas ácidas y mesosilícicas junto a brechas sedimentarias dominadas por clastos volcánicos. Finalmente, la parte superior de la secuencia está formada por conglomerados, brechas y arenitas líticas, todas ellas mostrando claro aporte volcánico.
Hacia el sur, en el puesto Punta de Agua, ha sido relevado el mapa de detalle mostrado en la figura 6, además pudo levantarse en el área un perfil de la unidad en el que alternan términos dominados por sedimentación volcaniclástica y otros caracterizados por el predominio de coladas y brechas volcánicas (Fig. 7). Este perfil resulta particularmente ilustrativo y será descripto en el capítulo siguiente.

 

Figura 6: Mapa geológico del área de Punta de Agua. Las tres secciones identificadas dentro de la Formación Cerro Morado son correlativas con las tres etapas reconocidas en la evolución vertical de la unidad (véase Fig. 8).

Figura 7: Perfil sedimentológico de la Formación Cerro Morado en el área de Punta de Agua.

Desde la latitud del río Punta de Agua y hacia el sur las rocas aquí estudiadas afloran conformando pequeños cerrillos parcialmente cubiertos por sedimentos modernos hasta la latitud del cerro Chivato (Fig. 1), desde este punto y siempre en dirección sur, se hacen más extensos los afloramientos de la Formación Cerro Morado constituyendo el núcleo del cerro Guachi de 3735 m de altura. En este último afloran extensamente las brechas, pórfiros y coladas volcánicas siendo minoritaria la participación de sedimentitas.

El perfil del río Punta de Agua

Para una mejor descripción de la Formación Cerro Morado fue levantado un perfil a lo largo del río Punta de Agua (Figs. 6 y 7). En este sector la secuencia tiene rumbo N 30° O a N 5° O e inclina al sudoeste con ángulos comprendidos entre 30° y 12°. Como puede observarse en el mapa de la figura 6 ni la base ni el techo de la unidad son visibles en el área. La primera se encuentra cubierta por sedimentos modernos y el techo ha sido suprimido por el corrimiento que levanta a la Formación Yerba Loca (Ordovícico) sobre el terciario.
De acuerdo a sus características litológicas han sido reconocidas cuatro asociaciones de facies (Fig. 8), las que resultan varias veces recurrentes en el perfil levantado (Fig. 7): a) Asociación 1: de coladas y brechas volcánicas, b) Asociación 2: de brechas sedimentarias y escasas coladas, c) Asociación 3: de conglomerados y brechas sedimentarias y d) Asociación 4: de conglomerados y areniscas. Cada una de estas asociaciones es descripta a continuación.

Figura 8: Características de las asociaciones de facies identificadas en la Formación Cerro Morado.

Asociación 1: de coladas y brechas volcánicas

Descripción: Esta asociación de facies está limitada a la mitad inferior de la Formación Cerro Morado, es cinco veces recurrente (alternando con la asociación 2) y alcanza un espesor total de 294 metros (Fig. 7). Básicamente se encuentra formada por coladas de rocas volcánicas mesosilícicas y diferentes tipos de brechas volcánicas (Ba y Bf).
La mayor parte de las coladas son de composición andesítica, muestran color gris verdoso y texturas desde porfíricas a afíricas. En menor proporción se observan niveles de traquitas y traquiandesitas, las que suelen presentar un mayor grado de alteración. Estrechamente asociados a las coladas aparecen niveles de autobrechas (Ba), generalmente de composición monomíctica y compuestas por fragmentos muy angulosos de hasta 10 cm de diámetro inmersos en una "matriz" volcánica.
Asociadas a las rocas hasta aquí descriptas se disponen espesos intervalos, de hasta 4 metros de espesor, de brechas de flujo (Bf) caracterizadas por su fábrica matriz-soportada, la estratificación maciza y aspecto caótico. Los clastos, de hasta 150 cm de diámetro, son enteramente de naturaleza volcánica, principalmente de andesitas, traquiandesitas y dacitas. En algunos casos, sin embargo, las brechas desarrollan una imperfecta gradación tanto inversa como directa que puede ocupar sólo la parte inferior de los bancos o la totalidad del depósito. La matriz, de naturaleza volcánica (Fig. 4c y 4d), es muy tenaz y está formada por una densa pasta de cuarzo y feldespato junto a arcilla criptocristalina (productos de desvitrificación) y numerosos litoclasos de naturaleza volcánica muy corroídos por la pasta (Fig. 4c). Además aparecen importantes cantidades de cristales euhedrales de plagioclasa y como minerales accesorios hornblenda basáltica, piroxenos y opacos. Una característica conspicua de estas rocas es la presencia de clastos que exhiben fenómenos de alteración térmica como diaclasamiento radial por enfriamiento, aureolas de calentamiento (A en la Fig. 4a) y corrosión de bordes (B en la Fig. 4a y 4b) lo que le confiere en algunos casos un falso redondeamiento a los fragmentos.

Interpretación: Es evidente la participación de intensa actividad volcánica durante la generación de esta asociación de facies, tal como lo muestra la elevada participación de coladas y de autobrechas (Ba). En lo que respecta a los niveles de brechas macizas que contienen clastos de hasta 150 cm de diámetro, son aquí atribuidos a acumulaciones de flujos piroclásticos de naturaleza proximal (Bf), que muy probablemente correspondan a depósitos de flujos de bloque y ceniza (block and ash deposits). Esta interpretación se fundamenta en la composición exclusivamente volcánica de los clastos, el carácter macizo del depósito, la ubicua existencia de gradación directa e inversa y las evidencias de alteración térmica que muestran gran parte de los fragmentos (Wright et al. 1980; Carey 1991; Scasso y Limarino 1997).
Teniendo en cuenta la estrecha asociación de las brechas con coladas lávicas mesosilícicas, la falta de secuencias de oleadas piroclásticas, de ignimbritas, de depósitos de caída y de otras evidencias de volcanismo explosivo, es probable que los niveles de brechas aquí tratados correspondan a flujos piroclásticos controlados por mecanismos gravitacionales (Wright et al. 1980) y resulten por lo tanto equivalentes a los hot avalanche deposits descriptos por Francis et al. (1974).

Asociación 2: de brechas sedimentarias y escasas coladas

Esta asociación de facies, de 371 m de espesor, está integrada casi exclusivamente por brechas y conglomerados gruesos entre los que se intercalan delgados y muy escasos niveles de volcanitas. Como puede verse en la figura 7 resulta varias veces recurrente alternando con las acumulaciones mayormente volcánicas de la asociación 1.
Dominan ampliamente en esta sección las brechas y conglomerados gruesos. Dentro de las primeras pueden distinguirse dos tipos principales, las brechas originadas por flujos piroclásticos (Bf) y las relacionadas a flujos de detritos (Bmm y Bcm). Las brechas de flujo (Bf) son semejantes a las descriptas en la asociación 1, sobre todo en el tamaño máximo de bloques (hasta 180 cm.), en su carácter macizo y en las evidencias de alteración térmica sobre la superficie de los clastos (Fig. 4a y 4b). En lo que respecta a las brechas de origen netamente sedimentario y los conglomerados asociados, resultan por lo general macizos (Gmm, Bmm) o con gradación inversa (Gmg, Bmg). Estas rocas conforman bancos lentiformes a irregulares que presentan grandes bloques de hasta 1,5 m. de diámetro máximo, casi exclusivamente de volcanitas. La matriz, de naturaleza sedimentaria, muestra elevada cohesión, presenta tamaño de grano arena gruesa a mediana y su observación microscópica indica que se encuentra formada mayoritariamente por plagioclasa, fragmentos líticos volcánicos y feldespato potásico, junto a menores cantidades de cuarzo y minerales pesados (anfíboles y piroxenos).
En proporción muy subordinada aparecen delgadas intercalaciones de coladas, principalmente de composición andesítica y traquítica (Fig. 4e), las que suelen asociarse a niveles de autobrechas (Ba) de hasta 20 cm de espesor.

Interpretación: A diferencia de la asociación 1 el intervalo aquí analizado representa períodos de actividad volcánica restringida que alternaban con intervalos dominados por sedimentación volcaniclástica. Las brechas muy tenaces, con matriz volcánica y evidencias de alteración térmica en la superficie de los clastos, son con toda probabilidad depósitos de flujos piroclásticos proximales (Bf) similares a los lahares calientes ("hot lahars") descriptos por Hoblitt y Kelloggs (1979), Arguden y Rodolfo (1990) y Smith y Lowe (1991). En este tipo de flujos existen clastos que aún no están totalmente consolidados (en parte juveniles) y el fluido intersticial incluye una fase volátil correspondiente a vapor de agua que favorece la alteración hidrotermal de los clastos mayores como la aquí observada (Arguden y Rodolfo 1990; Smith y Lowe 1991).
En el caso de las brechas y conglomerados gruesos (Bmm y Gmm) son interpretados como depósitos de taludes y abanicos aluviales en los que se habrían desarrollado frecuentes flujos de detritos. En particular sugieren este origen el diámetro máximo de los clastos de hasta 1,5 m, la naturaleza maciza de los bancos, su aspecto caótico, el desarrollo de gradación inversa en la parte inferior de algunos niveles y el carácter matriz-soportado de gran parte de las brechas y conglomerados (Smith y Lowe 1991; Haughton 1993; Cronin et al. 1999) . Una aclaración debe ser efectuada en relación al carácter arenoso de la matriz de las psefitas, en este sentido los flujos de gravedad vinculados a áreas volcánicas difieren de los típicos torrentes de barro en que raramente exhiben matriz fangosa, siendo mucho más común que el material ligante corresponda a arena fina y limo (Smith 1986; Smith y Lowe 1991). Por otro lado, la gradación inversa presente en la parte inferior de algunos bancos (Bmg, Gmg), ha sido frecuentemente citada en depósitos de flujos de detritos encontrados en áreas volcánicas y vinculada al desarrollo de presión dispersiva originada por efectos de colisión entre granos. El desarrollo de la gradación inversa podría además verse favorecido por la baja viscosidad del flujo controlada por la continua vaporización de agua (Arguden y Rodolfo 1990).
Finalmente las escasa coladas reconocidas indicarían la naturaleza esporádicamente activa de los centros volcánicos.

Asociación 3: de conglomerados y brechas sedimentarias

Descripción: Esta asociación de facies se presenta en la mitad superior del perfil estudiado, es doblemente recurrente y alcanza un espesor total de 148 metros (Fig. 7). Está formada por brechas y conglomerados gruesos, macizos, tanto clasto como matriz-soportados (Gcm, Bmm, Gmm), gradados (Gcg, Bmg, Gmg) o con estratificación entrecruzada tabular planar (Gcp) y en artesa (Gct). Estas rocas se estratifican en bancos fuertemente lenticulares de hasta 2 m de espesor, sin embargo es común, especialmente en los conglomerados macizos, la presencia de niveles amalgamados de hasta 10 m de potencia. Los clastos se presentan desde subangulosos a subredondeados, alcanzando hasta 130 cm de diámetro máximo. En proporción subordinada aparecen areniscas, mayormente gruesas y medianas en ocasiones guijarrosas, conformando bancos lenticulares de hasta 80 cm de espesor. En estas rocas es frecuente el desarrollo de estratificación entrecruzada, tanto tabular (Sp) como en artesa (St), aunque también resultan comunes las capas con estratificación horizontal (Sh) y los niveles macizos (Sm).
Esta asociación de facies muestra una ciclicidad característica en la que pueden ser identificados dos términos. Uno basal, de espesor comprendido entre 20 y 70 cm, de conglomerados y brechas matriz-soportados, de aspecto caótico, mal seleccionadas, que muestran como único rasgo de estratificación gradación inversa en la mayoría de los niveles examinados (Gmg y Bmg). La base de este intervalo es plana y el tamaño de grano de los clastos mayores varía desde unos pocos centímetros en la base hasta casi un metro en el techo. El depósito superior, separado del precedentemente descripto por una superficie erosiva de bajo relieve, está formado por bancos lenticulares, que en ocasiones representan niveles de paleocanales soldados lateral y verticalmente. Están compuestos por conglomerados clasto-soportados con estratificación entrecruzada tabular planar (Gcp), macizos (Gcm) o desarrollando una burda estratificación horizontal (Gch). Estas rocas se asocian a areniscas macizas (Sm) o con variados tipos de estratificación entrecruzada (Sp, St).

Interpretación: Dos tipos de procesos han intervenido en la generación de la asociación de facies aquí considerada. Por un lado, y conformando el término basal de la ciclicidad descripta, flujos de detritos generaron los depósitos de brechas y conglomerados con clastos de hasta 100 cm de diámetro (Gcm, Bcm, Gcg, Bmg, Gmg). En ellos la gradación inversa resulta del importante papel que la colisión entre granos (y consecuentemente la presión dispersiva) juega en los flujos de detritos volcánicos, especialmente debido a la falta de arcilla en la matriz (Smith y Lowe 1991). Por su parte, el término superior de cada ciclo representa la sedimentación fluvial en condiciones de flujos diluidos y eventualmente hiperconcentrados. En este sentido las litofacies Gp, Sp, St y Sm muy probablemente correspondan a depósitos de barras de canales entrelazados que se desarrollaron luego de los episodios de flujos de detritos produciendo su parcial retrabajo.

Asociación 4: de conglomerados y areniscas

Descripción: Alcanza un espesor total de 126 m y resulta dos veces recurrente (Fig. 7). En este intervalo dominan los términos sedimentarios, han desaparecido por completo las coladas y es muy minoritaria la participación de los distintos tipos de brechas que conforman buena parte de las asociaciones de facies previamente descriptas. Los conglomerados son dominantes, con muy elevada proporción de clastos de volcanitas mesosilícicas (más del 95%) y escasos fragmentos de areniscas rojas y metapelitas. Dentro de esta unidad son reconocidos dos tipos principales de depósitos. Por un lado conglomerados clasto-soportados macizos (Gcm), en ocasiones con gradación inversa (Gcg), asociados a areniscas guijarrosas carentes de estratificación. Este conjunto conforma bancos lenticulares que con frecuencia exhiben bases erosivas y superficies de corte y relleno. Un segundo tipo corresponde a conglomerados con estratificación entrecruzada tabular planar (Gcp), horizontal (Gch) o con gradación positiva (Gcg). Es muy frecuente que estos niveles sean cubiertos por areniscas gruesas, en ocasiones guijarrosas, macizas (Sm), formando capas planas (Sh) o con estratificación entrecruzada tanto en artesa (Sp) como tabular (Sp). En todos los casos los bancos son fuertemente lenticulares y muestran espesores comprendidos entre 0,6 y 2 metros.

Interpretación: Las rocas incluidas en esta asociación de facies han sido depositadas por distintos tipos de corrientes fluviales. En este sentido los conglomerados clasto-soportados macizos (Gcm), o menos frecuentemente con gradación inversa (Gcg), asociados a areniscas guijarrosas con superficies de corte y relleno es muy probable representen depósitos de canal originados por flujos hiperconcentrados (Pierson y Costa 1987; Smith y Lowe 1991). Este tipo de flujos, caracterizado por elevadas concentraciones de material detrítico (en general entre 40% y 80% en peso, véase Beverage y Culbertson 1964), genera depósitos similares a los aquí descriptos, especialmente en su naturaleza gravo-arenosa, el carácter mayormente macizo, la esporádica existencia de gradación inversa y la falta de estructuras sedimentarias que indiquen migración de formas del lecho en la base de los canales (Smith 1986; Scott 1988). En contraposición condiciones de baja concentración (dilute stream flow en el sentido de Smith y Lowe 1991) estarían representadas en los conglomerados con estratificación entrecruzada tabular planar (Gcp), horizontal (Gch) o mostrando gradación positiva (Gcg), a los que se asocian los niveles de areniscas arriba descriptos (Sp, St y Sm). En el caso particular de la litofacies Gcp, fuertemente sugiere el desarrollo de barras gravosas dentro de los canales, las que rematan con niveles de areniscas macizas (Sm) o con estratificación plana (Sh) de techo de barra.

Discusión

Si bien reducidos afloramientos de volcanitas neógenas han sido señalados por Furque (1963) sobre el margen occidental de la Precordillera septentrional (Formación Las Trancas), la existencia de una faja de volcanitas y sedimentos volcaniclásticos terciarios, de la extensión y potencia aquí descripta, no era tenida en cuenta hasta el presente para la parte septentrional de la Precordillera. Aunque una caracterización geoquímica es necesaria, es muy probable que estas rocas testimonien el desplazamiento hacia el este del arco magmático andino como resultado de la disminución en la inclinación de la zona de Wadati-Benioff producida durante el Mioceno para la región comprendida entre los 27° y 33° de latitud sur (Jordan et al. 1983; Ramos 2000). En este sentido, el área aquí investigada queda dentro del segmento andino de transición (Ramos 2000) en el que la actividad volcánica muestra un marcado desplazamiento hacia el este desde el sector chileno de la Cordillera de Los Andes hasta el Sistema del Famatina. En efecto, la actividad volcánica se inició en Chile durante el Oligoceno tardío y alcanzó su apogeo en la Cordillera del Límite durante el Mioceno inferior, tal como lo indican las edades radimétricas presentadas por Maksaev et al. (1984), Mpodozis y Cornejo (1988) y Malizia et al. (1997).
Hacia fines del Mioceno temprano y durante el Mioceno medio, la actividad del arco volcánico en la Cordillera (Grupo Doña Ana y equivalentes) disminuyó considerablemente y se limitó aún más durante el Mioceno superior-Plioceno temprano con formación de reducidos plateaus ignimbríticos (Ignimbritas Vacas Heladas y equivalentes, Ramos et al. 1987). En contraposición hacia fines del Mioceno inferior e inicios del Mioceno medio, las volcanitas de la Formación Cerro Morado atestiguarían la migración del arco volcánico a la Precordillera. Finalmente, y de acuerdo a los datos obtenidos en este trabajo no existen evidencias de volcanismo durante el Mioceno superior-Plioceno en la Precordillera, pero sí más al este en el Sistema del Famatina (Ramos 2000).
En el caso específico de la Formación Cerro Morado, y de acuerdo a las dataciones aquí presentadas y a la obtenida por Jordan et al. (1993), las efusiones en la Precordillera se habrían prolongado al menos entre los 13,4 Ma y los 18,3 Ma, aunque muy probablemente no en forma continua. En este sentido el perfil de Punta de Agua resulta ilustrativo pues permite reconocer tres etapas dentro de la Formación Cerro Morado (Fig. 9): 1. de alta efusividad con sedimentación sineruptiva asociada, 2. efusividad limitada con sedimentación intereruptiva dominante y 3. sin eventos efusivos con desarrollo de sedimentación inter a posteruptiva. La primera etapa corresponde a la parte basal a media de la Formación y se caracterizó por la alternancia de las asociaciones 1 y 2. En este contexto, el apilamiento de coladas, brechas volcánicas y flujos piroclásticos que forman la asociación 1, se vio esporádicamente interrumpido por intervalos de conglomerados y brechas (asociación 2) que indicarían períodos de actividad volcánica restringida. Estos últimos corresponden a depósitos de flujos de detritos («lahares») asociados esporádicamente a escasas coladas y flujos piroclásticos proximales («lahares calientes»). No existen sedimentos correspondientes a sistemas fluviales jerarquizados en este intervalo.

Figura 9: Evolución vertical de la Formación Cerro Morado. Obsérvese como la interacción entre procesos volcánicos y sedimentarios permite reconocer tres estadíos principales en el perfil de Punta del Agua.

La segunda etapa (Fig. 9), representada por la alternancia de las asociaciones 2 y 3, se caracteriza por el desarrollo de menor efusividad siendo la sedimentación intereruptiva dominante. En este intervalo los términos volcánicos se restringen a delgadas coladas, en ocasiones de ignimbritas, niveles de autobrechas y frecuentes flujos piroclásticos proximales. Por su parte, el término sedimentario incluye a depósitos volcaniclásticos de flujos de detritos e hiperconcentrados, asociados a secuencias fluviales areno-conglomerádicas.
Finalmente, durante la tercera etapa que comprende a las asociaciones de facies 3 y 4 (Fig. 9), no existe registro de actividad volcánica y la sedimentación correspondió mayormente a depósitos fluviales de ríos entrelazados proximales, con esporádica participación de brechas correspondientes a flujos de detritos. De acuerdo a lo expuesto en este intervalo se habría comenzado a producir la incisión del campo volcánico y el desarrollo de una mayor jerarquización de los sistemas fluviales.

Mineralizaciones relacionadas con la Formación Cerro Morado

En el sector norte de la Precordillera sanjuanina existe una serie de mineralizaciones (Fig. 10), las que se encuentran incluidas en los distritos mineros de Guachi, Gualcamayo y en la mina La Helvecia (Angelelli 1984; Monchablón 1956; Furque 1963; Rodríguez Murillo 1977). Los cuerpos intrusivos responsables de las mineralizaciones han sido asignados por la mayoría de los autores, al Mioceno, aunque sin contar hasta la fecha con dataciones radimétricas que pudieran corroborar la edad mencionada. Por otro lado, estos intrusivos no aparecían relacionados a ningún ciclo magmático de desarrollo significativo en la región, situación que claramente se modifica con las dataciones radimétricas obtenidas y la reubicación de las volcanitas de la Formación Cerro Morado en el Mioceno.

Figura 10: Distribución regional de las principales manifestaciones mineras probablemente relacionadas al volcanismo Mioceno. Referencias: 1, Cerro Áspero (U); 2, Distrito Gualcamayo (Au,Ag,Fe); 3, Chepical (U); 4, La Abundancia (Fe); 5, El Pescado (U); 6, Cerro El Pescado (Au); 7, Los Caballos (Au); 8, Guachi (Au y Cu) y 9, La Helvecia (Ba, Pb y Zn).

Las mineralizaciones encontradas en el distrito cupro-aurífero de Guachi se vinculan a intrusivos dacíticos y dioríticos que intruyen sedimentitas devónicas y a las propias volcanitas de la Formación Cerro Morado. Este distrito comprende tres sectores principales, una parte central, aurífera (minas Riscos, Potro, Oro Blanco, Sentazón, Oro Rico), una zona oeste, cuprífera (minas Santa Filomena y Dolores) y finalmente una tercera zona denominada mina Los Caballos ubicada 1,5 km al norte de las previamente mencionadas. De acuerdo a estudios realizados por Rodríguez Murillo (1977), Angelelli (1984) y JICA-MMAJ-JMEC (1998) la mineralización en la zona aurífera está constituida por cuarzo, pirita aurífera, y en menor proporción blenda y galena. Por otro lado Monchablón (1956) describió la mineralización de la zona cuprífera integrada por pirita, calcopirita, oro, cuarzo, malaquita, azurita, limonitas y galena. Wetten (1959) efectuó estudios en el sector conocido como Mina Los Caballos al que interpretó como un yacimiento de baja sulfuración desarrollado sin embargo a profundidades de alta sulfuración (JICA-MMAJ-JMEC, 1998) reconociéndose la presencia de cuarzo, limonita, yeso, calcita y escasa pirita.
Es probable también que las manifestaciones de oro, hierro y molibdeno encontradas en el distrito minero de Gualcamayo se relacionen genéticamente al magmatismo representado en la Formación Cerro Morado. Los yacimientos que integran este distrito (minas General Belgrano y Virgen de Lourdes) consisten en gran medida en depósitos tipo skarn, con mineralización de hierro y oro, relacionados con intrusivos principalmente ácidos y mesosilícicos emplazados en las calizas de la Formación San Juan.

Conclusiones

De acuerdo a los datos presentados en este trabajo pueden extraerse las siguientes conclusiones:
1. Las nuevas dataciones radimétricas obtenidas permiten certificar la existencia de un importante evento volcánico en el ámbito de la Precordillera septentrional y precisar su antigüedad en el Mioceno inferior _ Mioceno medio. La faja volcánica se desarrolla en forma continua por más de 70 km, desde el área del cerro Guachi, en la parte septentrional de la Precordillera de San Juan, hasta el faldeo norte del cerro Piedra Blanca en la Precordillera de La Rioja.
2. Se extiende hacia el norte el esquema estratigráfico sugerido por Furque (1979) para el área de Jachal-Huaco. De esta manera se incluye a las rocas aquí tratadas en la Formación Cerro Morado la que conforma la parte media del Grupo del Áspero.
3. La unidad tiene una composición litológica compleja en la que participan volcanitas, sedimentitas y depósitos volcano-sedimentarios. Las primeras presentan una composición mayormente mesosilícica, predominando las andesitas, traquitas y dacitas asociadas a niveles de brechas. Las sedimentitas son principalmente de grano grueso, conglomerados y brechas, con menor proporción de niveles de arenitas líticas. Finalmente se ha incluido en la categoría de depósitos volcano-sedimentarios a brechas volcánicas con clastos de hasta 150 cm de diámetro y evidencias de alteración térmica en la superficie de los clastos mayores.
4. Es muy probable que las volcanitas de la Formación Cerro Morado testimonien el desplazamiento hacia el este del arco magmático andino ocurrido durante el Mioceno y Plioceno como consecuencia de la horizontalización de la zona de Wadati-Benioff. De esta forma la fase principal del volcanismo Neógeno en Cordillera habría tenido lugar durante el Oligoceno tardío-Mioceno temprano, en la Precordillera durante el Mioceno temprano-Mioceno medio y en el Sistema del Famatina durante el Plioceno.
5. El levantamiento de un perfil detallado en la localidad de Punta de Agua ha permitido reconocer cuatro asociaciones de facies. La asociación 1, que conforma la base de la unidad en el área, está formada por coladas y brechas volcánicas y se interestratifica con la asociación 2 compuesta de brechas y conglomerados con escasas coladas. La asociación 3 representa depósitos exclusivamente sedimentarios (conglomerados y areniscas) y es sucedida por la asociación 4 formada por conglomerados y areniscas fluviales.
6. El perfil de Punta de Agua muestra tres etapas principales en la evolución de la Formación Cerro Morado. La inferior, que incluye a las asociaciones 1 y 2, corresponde al intervalo de alta efusividad con limitada sedimentación sineruptiva. Hacia la parte media de la Formación disminuyó el volcanismo, pasándose a la etapa de efusividad limitada con sedimentación intereruptiva dominante consistente en secuencias de flujos de detritos y depósitos fluviales de alta y baja concentración. Finalmente hacia la parte superior cesó el volcanismo y se desarrolló una importante sedimentación volcaniclástica que incluyo depósitos fluviales y de remoción en masa.
7. La ubicación de la Formación Cerro Morado en el Mioceno permite interpretar a las mineralizaciones de oro, plata, hierro y cobre encontradas en los distritos mineros de Guachi y Gualcamayo como genéticamente relacionadas al magmatismo de la Formación Cerro Morado, abriendo nuevas perspectivas para la prospección y el potencial minero de la región.

Agradecimientos

Los autores desean agradecer los valiosos comentarios y observaciones efectuados por los árbitros de la revista. Las investigaciones realizadas para este trabajo se encuentran enmarcadas dentro del levantamiento de la Hoja Geológica 2969-IV Villa Unión y del proyecto UBACYT TX53 de la Secretaría de Ciencia y Técnica de la Universidad de Buenos Aires.

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Recibido: 7 de marzo, 2001
Aceptado: 28 de junio, 2002