Geoquímica isotópica de los granitoides de la sierra de Chepes: un modelo geotectónico y termal, implicancias para el orógeno famatiniano

Juan A. Dahlquist¹ y Carmen Galindo²

¹Centro Regional de Investigaciones Científicas y Transferencia Tecnológica La Rioja. E-mail: jdahlquist@crilar-conicet.com.ar
²Departamento de Petrología y Geoquímica. Universidad Complutense de Madrid, España. E-mail: cgalindo@geo.ucm.es

RESUMEN.
Los datos isotópicos obtenidos a partir de las sierras de Chepes y Los Llanos (orogenia famatiniana, Ordovícico inferior), demuestran que el magma primordial de composición intermedia y metaluminosa (SiO₂= 60-62%) fue esencialmente derivado por fusión de una antigua litósfera continental, con probable contribución parcial de la litosfera mantélica subcontinental, pero sin contribución directa de la astenósfera. Al mismo tiempo, otro magma primordial fue generado por fusión de una secuencia metasedimentaria, debido al calor proveniente del magma metaluminoso durante su emplazamiento. Aunque el proceso petrogenéticoque explica el origen de los granitoides de la orogenia famatiniana ha sido considerado previamente, no existe un consenso general con relación al modelo geotectónico y termal asociado con la producción de estos magmas. La combinación de los datos isotópicos, petrológicos y geoquímicos de las sierras de Chepes y Los Llanos, sugieren que la demanda térmica requerida para la génesis de los magmas es compatible con un modelo de régimen extensional. El complejo granítico Papudo-Quintero, batolito de la Costa de Chile Central, es representativo del magmatismo comúnmente conocido como andino-tipo. Estudios sobre este complejo granítico indican que el magma primordial fue esencialmente de origen mantélico (manto astenosférico). La generación del magma sigue el clásico escenario para la generación de granitoides producidos en ambientes convergentes de placas, con subducción de una placa oceánica bajo un margen continental y fusión parcial de una cuña astenosférica. Este proceso, contrasta con el modelo extensional propuesto para los granitoides de las sierras de Chepes - Los Llanos, el cual sugiere que el modelo andino-tipo no es aplicable a estos granitoides famatinianos. Los datos geocronológicos y petrológicos sugieren que el magmatismo famatiniano tuvo corta duración y que el régimen extensional inicial cambió a un régimen compresivo durante el emplazamiento de los magmas, alcanzando su pico con el cierre del magmatismo durante el Ordovícico medio-superior.

Palabras clave: Datos isotópicos. Sierras de Chepes - Los Llanos. Magma primordial. Orogenia famatiniana. Régimen extensional

ABSTRACT.
Isotopic geochemistry of granitoids in the Sierra de Chepe: a geotectonic and thermal model, implications for the Famatinian Orogeny.
Isotopic data obtained from the Sierras de Chepes and Los Llanos (Famatinian Orogen, Early Ordovician) have demonstrated that the parental magma of intermediate (SiO₂= 60-62%) and metaluminous composition was derived mainlyfrom the melting of old continental lithosphere, with possible partial contribution from the subcontinental lithospheric mantle. Other parental magma was also generated at the same time by the melting of a metasedimentary sequence by means of heat liberated from metaluminous magma during its emplacement. Although the petrogenetic processe which explain the origin for the granitoidsof the Famatinian Orogeny have been considered previously, a general consensus still not does exist for the thermal and geotectonic regimes that led to the production of these magmas. The combined isotopic, petrological and geochemical data from the Sierra de Chepes and Los Llanos suggest that the thermal demands of magma genesis are compatible with an extensional regime model. The Papudo-Quintero granitic complex in the Coastal Batholith of Central Chile is representative of the Andino-type magmatism. Studies in that granitic complex indicate that the parental magma was mainly of mantle origin (i.e. asthenospheric mantle). The generation of the parental magma follows the classical setting for granitoids produced in convergent plate environments with subduction of an oceanic plate beneath a continental margin with partial melting of an asthenospheric edge. This process contrasts with the extensional model proposed for the granitoids of the Sierras de Chepes - Los Llanos, which suggests that the Andino-type model is not applicable to those Famatinian granitoids. The geochronological and petrological data indicate that the Famatinian magmatism was brief, and that an initial extensional regime became compressive during magma emplacement and it reaches their peak with the cessation of the magmatism during the Middle to Late Ordovician.

Key words: Isotopic data. Sierras de Chepes - Los Llanos. Parental magma. Famatinian orogeny. Extensional regime

Introducción

Durante la orogenia famatiniana (Paleozoico inferior) en la región que ocupan las actuales Sierras Pampeanas, di versos batolitos calcoalcalinos fueron emplazados a lo largo de cientos de kilómetros sobre el margen protoandino de Gondwana. La generación de estos magmas estuvo asociada con un proceso de subducción y la for mación de un arco magmático (Ramos et al. 1986, Hervé et al. 1987) continental (Pankhurst et al. 1998) o arcos islándicos (Astini et al. 1995, Toselli et al. 1996a), mientras el Terreno de Precordillera se aproximaba (Astini et al. 1995, Benedetto 1998, Casquet et al. 2001 y citas en estos trabajos).

Otros autores, como por ejemplo Dalla Salda et al. 1992 y Dalziel et al. 1994, propusieron que los granitoides del cinturón orogénico famatiniano fueron producidos a partir de la colisión de los continentes de Laurentia y Gondwana.

Sin embargo, aunque el desarrollo de un extenso arco magmático (de unos 1100 km N-S y 100-200 km E-O aproximadamente) durante el Ordovícico inferior, que culmina con la colisión de un terreno alóctono es ampliamente aceptado, el régimen térmico y tectónico para la producción de los magmas es cuestión de debate.

Recientes estudios sobre los granitoides de la sierra de Chepes (Fig. 1) (Pankhurst et al. 1998, Pankhurst et al. 2000, Sims et al. 1998, Rapela 2000, Dahlquist 2001a), indican que existen diferencias petrogenéticas entre los granitoides localizados dentro de este cinturón orogénico y los granitodes producidos durante la orogenia andina (Pitcher 1993, Parada et al. 1999, Rapela 2000, Dahlquist 2001a).

Figura 1: Disposición de los cinturones orogénicos de edad cámbrico-ordovícica en la Argentina (figura modificada a partir de Rapela et al. 2001b). En la misma figura se indica la región actual con subducción de bajo ángulo (Placa de Nazca), la cual provocó un fuerte empuje durante el Mioceno provocando el alzamiento de las antiguas rocas que forman estos antiguos cinturones orogénicos. En recuadro (sector inferior derecho) se muestra un área sombreada, que delimita el orógeno famatiniano. TP = Terreno de Precordillera, BCChC = Batolito de la Costa de Chile Central.

En este trabajo, se propone que una tectónica de extensión regional sería el mejor escenario para generar grandes volúmenes de magmas dentro de la litósfera continental, y producir un metamorfismo regional de baja presión y alta temperatura como es el que tipifica las sierras de Chepes y Los Llanos y otras sierras del orógeno famatiano.

Características geoquímicas e isotópicas de los granitoides de la sierra de Chepes (cinturón orogénico famatiniano)

La sierra de Chepes (Caminos 1973, Caminos 1979, Ramos 1982, Pankhurst et al. 1998, Sims et al. 1998, Dahlquist 2000, Dahlquist 2001a, 2001b y Dahlquist 2002), al igual que otras sierras del cinturón orogénico famatiniano, están principalmente compuestas de granitoides de edad ordovícica temprana, en un rango extremo de 490 ± 5 Ma a 468 ± 2,9 Ma, según dataciones realizadas sobre rocas de las sierras de Chepes, Famatina, Velasco, Mazán, Valle Fértil y Capillitas (Sims et al. 1998, Rapela et al. 1999, Pankhurst et al. 2000), teniendo en cuenta solamente las edades U-Pb SHRIMP en circones. Una sola edad de 496 ± 7 Ma fue determinada por Pankhurst et al. (1998) para un granitoide de la sierra de Chepes. Sin embargo, nuevas determinaciones obtenidos sobre la misma roca indican una edad de 483 ± 5 Ma, lo cual puede estar reflejando un problema de circones heredados en la primera datación (Pankhurst et al. 2000).

Los estudios petrológicos y geoquímicos permiten subdividir en dos grupos a los granitoides de la sierra de Chepes: (i) serie metaluminosa, calcoalacalina enriquecida en Ca y (ii) serie peraluminosa con minerales ricos en Al, como cordierita y sillimanita, ésta última probablemente restítica.

Los granitoides (i), intruyen una secuencia metasedimentaria cuyas paragénesis indican un metamorfismo de baja presión (2.5 ± 0,5 kbar) y alta temperatura (Dahlquist y Baldo 1996). A partir de los geobarómetros que utilizan el contenido de Al en hornblendas y geotermómetros usando el par plagioclasa - hornblenda, Dahlquist (2001b) determinó un rango de presión entre 2,2 a 4,1 ± 0,5 kbar y 780º - 850ºC ± 40ºC, para el emplazamiento de los granitoides.

El grupo (i) está formado por granitoides tipo-I , siguiendo la nomenclatura de White y Chappell 1977 y Chappell y White 1992, donde dominan las litologías correspondientes a tonalitas y granodioritas (60-69% SiO₂) con hornblenda y biotita. En la adyacente sierra de Los Llanos, la cual constituye junto a la sierra de Chepes, Malanzán y Ulapes el batolito de Los Llanos - Ulapes (Dahlquist y Rapela 1997), afloran cuerpos de dimensiones hectométricas con composiciones gabroicas y dioríticas (48-53%SiO₂) ricos en hornblenda, los cuales han sido agrupados en la unidad Tama (Pascua 1998). Las rocas de la unidad Tama poseen composiciones isotópicas similares a los otros granitoides, por lo cual han sido interpretados como parte de una serie magmática cogenética, que es incluida dentro de los granitoides tipo-I. El grupo (ii) está constituido por granitoides que son clasificados como granitoides tipo-S, según la terminología de White y Chappell (1977) y Chappell y White (1992), los cuales afloran también en la sierra de Los Llanos (Pascua 1998).

Los granitoides tipo-I tienen estudios petrológicos, geoquímicos e isotópicos de detalle, los cuales son informados en diversos trabajos. Estos estudios revelan las siguientes características distintivas: 1) el magma primordial, de composición intermedia (~ 60-65% SiO₂) fue esencialmente producido por la fusión de una antigua (~ 1700 Ma) litósfera continental (con una composición de una probable anfibolita según los experimentos de Beard y Lofgren (1991) y el modelo de Malcom y Clemens 1993 ) con probable contribución del manto litosférico subcontinental (Pankhurst et al. 1998, Dahlquist 2000); 2) este magma primordial fue diferenciado por cristalización fraccionada en un sistema magmático cerrado, a partir de la temprana separación de enclaves microgranulares máficos (Pankhurst et al. 1998, Dahlquist 2000, 2002); 3) existió un notorio enriquecimiento en tierras raras en algunas facies de las principales unidades ígneas como tonalitas y granodioritas, controlado por la asociación y abundancia de los minerales accesorios (Dahlquist 2001a); 4) los granitoides con epidoto magmático fueron emplazados en condiciones de baja presión (P = 2,2 to 4,1 kbar) y alta temperatura (T = 780º a 850ºC) (Dahlquist 2001b); 5) existió un metamorfismo de baja presión y alta temperatura asociado al emplazamiento de estos granitoides tipo-I (Dahlquist y Baldo 1996, Pankhurst et al. 1998, Dahlquist 2000); 6) las edades de cristalización indican un evento magmático de corta duración (Pankhurst et al. 1998, Sims et al. 1998, Pankhurst et al. 2000).

Los granitoides del grupo (ii), con cordierita magmática, tienen estudios petrológicos, geoquímicos e isotópicos de detalle, los cuales fueron informados en varios trabajos. Esos estudios revelan las siguientes características principales: 1) las rocas peraluminosas de la unidad Granito Tuaní (GT), localizadas en la sierra de Chepes, poseen particularidades petrológicas y geoquímicas similares a los granitoides tipo-S de Australia originalmente descriptos por White y Chappell (1977), cuya génesis contempla una generación directa por fusión de meta sedimentos (Dahlquist y Baldo 1996, Pankhurst et al. 1998, Dahlquist 2000, Pankhurst et al. 2000); 2) en general se trata de cuerpos relativamente pequeños de un kilómetro de diámetro aproximadamente (Dahlquist y Baldo 1996, Pankhurst et al. 1998, Dahlquist 2000) a diferencia de otros granitos peraluminosos de las Sierras Pampeanas como por ejemplo el batolito de Capillitas (véase por ejem plo a Rossi et al. 2002); 3) poseen una asociación magmática con minerales generados a partir de magmas saturados en Al, tales como cordierita y probable muscovita primaria, existiendo fibrolita-sillimanita, aunque esta última es de probable origen restítico (Pankhurst et al. 1998, Dahlquist 2000); 4) el origen está vinculado a la fusión parcial de la secuencia metasedimentaria de la sierra de Chepes durante el pico metamórfico M2 desarrollado en esta sierra cuando ocurría el emplazamiento de los granitos metaluminosos tipo-I. La relación entre el pico metamórfico producido por el emplazamiento de los granitoides tipo-I y la generación de la unidad peraluminosa Granito Tuaní, fue interpretada originalmente por Dahlquist y Baldo (1996) a partir de estudios petrológicos, como producida por anatexis de metasedimentos. Una interpretación similar fue realizada por Pankhurst et al. (1998) a partir de estudios petrológicos, geoquímicos y geocronológicos. Estas interpretaciones fueron confirmadas luego con las edades U-Pb SHRIMP sobre circón, que arrojaron un valor de 478 ± 9 Ma para el Granito Tuaní (Pankhurst et al. 2000), similar a la determinada para los granitoides metaluminosos tipo-I, que originaron el evento M2. Complementariamente, Pankhurst et al. (2000) presentaron datos de circones heredados y valores de relaciones isotópicas Sm-Nd para el Granito Tuaní, que indican un origen por simple fusión de corteza superior. Complementariamente, los datos geoquímicos de algunos elementos traza sugieren un origen por fusión de una fuente metasedimentaria (Pankhurst et al. 2000).

Granitoides andino-tipo: el complejo granítico Papudo-Quintero

Los batolitos tipo-I emplazados en típicos márgenes convergentes involucrando subducción de una placa oceánica por debajo de un margen continental son comúnmente conocidos como andino-tipo (Pitcher 1983). Esos grandes batolitos fueron esencialmente formados durante el Mesozoico - Terciario, resultando batolitos semejantes al batolito de la Costa del Perú o el batolito de la Costa de Chile Central. En este último, localizado a una latitud similar al de la sierra de Chepes (Fig. 1), existen plutones con diferentes edades, los cuales están agrupados en cuatro complejos graníticos, el Santo Domingo (Carbonífero), el Limarí (Jurásico inferior), el Papudo-Quintero (Jurásico medio) y el Illapel (Cretácico) (Parada et al. 1999). En el complejo granítico Papudo-Quintero centraremos nuestra atención, ya que se trata de un típico ejemplo de magmas proveniente de la fusión parcial del manto astenosférico, y responde al modelo geotectónico clásico para la generación de magmas en un margen convergente de placas. El rango composicional de este complejo granítico, es similar al que exhiben las rocas del batolito de Los Llanos - Ulapes (Pankhurst et al. 1998), variando de gabro y dioritas (52%-53% de SiO₂) a composiciones intermedias correspondientes a tonalitas y granodioritas (62% - 68% SiO₂) (Parada et al. 1999). Las rocas más máficas son agrupadas dentro de la unidad Cachagua y las rocas de composición intermedia (tonalitas-granodioritas) dentro de la unidad Limache (Parada 1992). La unidad Limache posee intrusivos diferenciados de leucogranitos (74% SiO₂) y aplitas, que constituyen pequeños cuerpos y diques respectivamente. Las tonalitas y granodioritas de la unidad Limache son la litología más abundante de este episodio plutónico. Las rocas máficas varían de dioritas de grano medio con hornblenda, clinopiroxeno, ± ortopiroxeno, ± biotita a hornblenditas de grano grueso con tamaños de cristales centimétricos. Las rocas de composición intermedia de la unidad Limache, están compuestas de plagioclasa, hornblenda y cantidades variables de biotita, cuarzo y ortoclasa. Las tonalitas poseen contactos de mingling con las dioritas, y poseen abundante presencia de enclaves microgranulares máficos de 5 a 40 cm, de forma ovoidal, exhibiendo localmente márgenes de enfriamiento. Los granitoides y los enclaves microgranulares máficos tienen patrones de tierras raras y composiciones isotópicas similares, lo cual sugiere que ellos representan una serie cogenética de origen mantélico (Parada et al. 1999).

Finalmente, vale destacar que granitoides peraluminosos equivalentes a las rocas de la unidad Granito Tuaní son raros o no han sido reportados en el batolito de la Costa de Chile Central, lo cual sugiere que la fusión de metasedimentos durante este episodio magmático fue escasa o no existió. Similares rocas sí han sido ampliamente descriptas en el Lachlan fold belt de Australia, donde existen granitoides con minerales ricos en Al, como cordierita (White y Chappell 1977).

Diferencias isotópicas entre la sierra de Chepes (orogenia famatiniana) y el complejo granítico Papudo-Quintero (orogenia andina): implicancias petrogenéticas

Si bien las características petrológicas y geoquímicas de las rocas de la sierra de Chepes y el complejo granítico Papudo-Quintero son muy parecidas, tales como las proporciones litológicas equivalentes, rangos composicionales para la SiO₂ muy parecidos, similar variedad de minerales esenciales, presencia de enclaves microgranulares máficos, etc., existen notorias discrepancias en la geoquímica isotópica y al tiempo de duración del evento magmático, junto con sutiles diferencias en la geoquímica de elementos trazas.

Las relaciones isotópicas iniciales de Sr, valores de å Nd, edades de emplazamiento y edades modelo, siguiendo el modelo de cálculo a DePaolo et al. (1991), que utiliza valores isotópicos para un manto deprimido, T_DM* (time depleted mantle), para diversas rocas representativas de la sierra de Chepes y rocas aflorantes en la sierra de Los Llanos, con un ejemplo representativo de la unidad máfica Tama y otro de la unidad peraluminosa Tama (Pascua 1998, Pankhurst et al. 1998) son incluidos en el cuadro 1. En este cuadro se incluyen también datos del complejo granítico Papudo-Quintero y algunos valores obtenidos a partir de muestras localizadas en el flanco occidental de la sierra de Famatina (orógeno famatiniano), a la latitud de Villa Castelli. La mayoría de los datos de el cuadro 1 han sido proyectados en la figura 2.

Cuadro 1a: Datos Rb-Sr para las rocas ígneas estudiadas en este trabajo. Datos proyectados en la figura 2.

Cuadro 1b:Datos Sm-Nd para rocas ígneas estudiadas en este trabajo. Datos proyectados en figura 2.

Figura 2: Proyección de las composiciones isotópicas, del contenido de SiO₂ y de las edades modelo para los granitoides emplazados en típicos márgenes convergentes de placas, representados por las rocas del complejo granítico Papudo-Quintero, batolito de la Costa de Chile Central (Parada et al. 1999), y para granitoides representativos de las sierras de Chepes y Los Llanos (Pankhurst et al. 1998 y Dahlquist 2000) y flanco oriental de la sierra de Famatina a la latitud de Villa Castelli (Fig. 1). Las edades modelo fueron calculadas según el modelo de DePaolo et al. 1991. Referencias para las figuras en la Fig. 2a. Datos utilizados en el cuadro 1a y 1b.

Las composiciones isotópicas de las rocas de las sierras de Chepes y de Los Llanos, y las muestras del flanco occidental de Famatina, quedan proyectadas en el campo de los granitoides cuyo magma primordial es derivado de una fuente cortical, sugiriendo su rango composicional ausencia de contaminación por parte del manto astenosférico (Fig. 2a). Por el contrario, las rocas del complejo granítico Papudo-Quintero, quedan proyectadas en el campo de los granitoides cuyo magma primordial es derivado a partir de un manto astenosférico, con un rango de composición que indica escasa contaminación cortical (Fig. 2a).

Las sierras de Chepes y de Los Llanos muestran composiciones isotópicas las cuales son considerablemente similares para los distintos contenidos de SiO₂de las rocas (Fig. 2b), indicando ausencia o efectos poco significativos de contaminación sobre el magma primordial. Esto sugiere un magma primordial común para todas ellas, con una fuente localizada en la litósfera continental (corteza inferior o media). Un comportamiento muy similar es exhibido por las rocas del flanco occidental (Fig. 2b) de la sierra de Famatina, por lo cual las mismas consideraciones pueden ser aplicadas a estas rocas.

Los granitoides andinos poseen también valores isotópicos con rangos acotados, para diferentes valores de SiO₂, pero que en este caso reflejan una fuente ubicada en el manto astenosférico (Fig. 2b), con escasa o nula contaminación del magma primordial mantélico.

Ejemplos de contaminación durante la evolución de un magma (cristalización) han sido verificados a partir de estudios isotópicos en el norte de la Argentina (Cerro Galán, Hawkesworth 1982, figura 11), donde se observa un aumento directamente proporcional de las relaciones 87Sr/ 86Sr con el aumento de SiO₂, mostrando claras diferencias con los datos aquí presentados.

Las T_DM* tal como fueron concebidas por De Paolo et al. (1991) son edades modelo asumiendo una derivación del magma original desde una fuente con Sm/Nd que corresponde, por promedio, a la composición Sm/Nd de una litósfera continental ideal para la edad de cristalización. Si el origen del magma no es por fusión directa de esta litósfera continental, puede ser el resultado de una mezcla entre un magma astenosférico y otro de la litósfera continental. Entonces la T_DM* puede considerase influida por las proporciones Nd provenientes de ambas fuentes: la astenósfera y la litósfera continental. En principio, un magma derivado exclusivamente del manto astenosférico deprimido (por ej. una fuente MORB) tendría una T_DM* equivalente a su edad de cristalización, y un componente derivado de cualquier otro sistema terrestre (por ej. basamento cortical) tendría una T_DM* más antigua, aunque no mayor que la edad promedio de dicho sistema. Entre estos rangos extremos, cuando más elevado es el componente antiguo de la corteza, mayores son las edades modelo obtenidas. Las T_DM* determinadas para diferentes composiciones de rocas aflorantes en las sierras de Chepes y Los Llanos (rango de SiO₂52%-78%, Fig. 2c) y el flanco occidental de la sierra de Famatina, son notablemente elevadas (rango de 1,43 a 1,72 Ga, véase Cuadro 1 y Fig. 2c) en comparación a sus edades de cristalización paleozoicas, y son además, considerablemente similares. Esto sugiere que un magma primordial común fue derivado a partir de una antigua roca fuente localizada en la litósfera continental.

Los granitoides del complejo granítico Papudo-Quintero, muestran T_DM* notoriamente más jóvenes (rango de 0,89 a 0,64 Ga) para las distintas composiciones de las rocas consideradas (rango de SiO₂51%-75%, Fig. 2c). Esto puede explicarse como el resultado de un magma primordial proveniente del manto astenosférico con una contribución limitada probablemente durante su emplazamiento de la litósfera continental.

Resumiendo, las relaciones isotópicas y las T_DM* indican que la diferencia principal entre las rocas famatinianas de las sierras de Chepes y Los Llanos y las rocas del flanco occidental de la sierra de Famatina, y los granitoides andinos del complejo granítico Papudo-Quintero, es que durante el desarrollo del magmatismo en el margen protoandino de Gondwana el manto astenosférico no participó de manera significativa en el origen del magma primordial, mientras que en el magmatismo desarrollado durante el Jurásico medio, el manto astenosférico participó en gran medida de manera directa en la producción del magma primordial, con participación limitada de la litósfera continental.

Como se mencionó en el apartado anterior, algunas de las principales unidades ígneas de la sierra de Chepes muestran facies enriquecidas en elementos de tierras raras, debido a la particular asociación y abundancia de minerales accesorios. Este fenómeno puede contribuir a caracterizar el orógeno famatiniano, constituyendo un rasgo importante cuando se proyectan los patrones de tierras raras con patrones de los típicos granitoides andinos. La figura 3 muestra el patrón de tierras raras de los granitoides de la sierra de Chepes, cuyas facies están enriquecidas en minerales accesorios, junto con el campo determinado por el patrón del complejo granítico Papudo-Quintero. Como se observa en la figura 3, existe una diferencia apreciable entre los patrones de tierras raras, que permite diferenciar las rocas pertenecientes a cada orogenia. Dahlquist (2001a, 2001b) sugiere que la existencia de epidoto magmático en las rocas de la sierra de Chepes, así como la asociación de minerales accesorios estuvo controlada por las particularidades geoquímicas de la fuente. De esta manera, la asociación de minerales accesorios presentes en algunas facies de los granitoides del orógeno famatiniano, puede ser una característica propia de este magmatismo. Vale destacar, que observaciones recientes realizadas por el autor en el margen occidental de la sierra de Famatina, muestran que algunas rocas de composición intermedia alojan asociaciones de minerales accesorios similares a las que están en la sierra de Chepes.

Figura 3: Patrones de tierras raras normalizadas a condritos. Valores de normalización a partir de Nakamura (1974). Los datos (CBV-67, F2-9, CBV-75 y CBR-1A) que determinan el campo sombreado son de Parada et al. (1999) y corresponden a las rocas de composición intermedia del complejo granítico Papudo-Quintero, batolito de la Costa de Chile Central. Los datos de la sierra de Chepes son de Dahlquist (2001a) y corresponden a facies enriquecidas en minerales accesorios, las cuales pertenecen a las principales unidades ígneas de la sierra (Granodiorita Chepes, GCh y Granodiorita Porfírica Chepes, GPCh). Las relaciones isotópicas mostradas para las rocas de la sierra de Chepes han sido tomadas de otros ejemplos con contenidos de SiO₂ similares a las facies proyectadas en esta figura. Las muestras son: GUA-254 (GCh) y PUL-244 (GPCh) y los datos pueden consultarse en Pankhurst et al. (1998).

Por último, es interesante destacar que el batolito de la Costa de Chile Central tuvo una larga vida de aproximadamente 200 Ma, Parada et al. 1999; al igual que los granitoides del batolito de la Costa del Perú, con un rango de 37 a 102 Ma, Pitcher (1993), mientras que el desarrollo del magmatismo en el margen proto-andino de Gondwana tuvo una vida corta, 490 ± 5 Ma a 468 ± 2.9 Ma (Sims et al. 1998, Rapela et al. 1999, Pankhurst et al. 2000). De esta manera, los granitoides andinos son producto de un largo proceso de subducción, mientras que los granitoides del orógeno famatiniano en general, y la sierra de Chepes en particular, exhiben un corto proceso de generación y emplazamiento del magma, el cual se interrumpe en el Ordovícico medio - superior.

Discusión: la generación del magma primordial en la sierra de Chepes a partir de los datos isotópicos

Los datos de la geoquímica isotópica presentados en este trabajo, indican que los granitoides de las sierras de Chepes y de Los Llanos, a pesar de mostrar notables similitudes petrológicas y geoquímicas con los granitoides andino-tipo del complejo granítico Papudo-Quintero notienen un origen similar. Éstos últimos, responden a un modelo petrogenético clásico donde los granitoides son emplazados en típicos márgenes convergentes involucrando la subducción de una placa oceánica por debajo de un margen continental, que produce magmas primordiales a partir de la fusión parcial de la cuña astenosférica (Parada et al. 1999) (Fig. 4a). Este modelo petrogenético no puede ser aplicado a la región de las sierras de Chepes y Los Llanos, ya que no explica las composiciones isotópicas registradas en estas rocas, así como los elevados valores de las edades modelo. En este sentido, los datos de geoquímica isotópica, indican la generación de un magma en las sierras de Chepes y Los Llanos a partir de la fusión de una placa litosférica continental, sin participación directa del manto astenosférico. En principio, las relaciones isotópicas sugieren que el mismo modelo sería aplicable a las rocas de la sierra de Famatina analizadas en este trabajo.

Figura 4: Dos modelos esquemáticos y simplificados para la generación de magmas primordiales graníticos, que dan como resultado composiciones similares a las rocas del complejo granítico Papudo-Quintero (Fig. 4a) y a la de los granitoides del batolito de Los Llanos-Ulapes (el cual podría extenderse a la sierra de Famatina, Fig. 4b). Ambos modelos dan como resultado rocas con características petrológicas y geoquímicas en general muy parecidas, pero con notables diferencias isotópicas y sutiles diferencias petrológicas y geoquímicas. En la figura 4b se asume que con el progresivo acercamiento del terreno de Precordillera (TP) la placa comienza a subducir con menor ángulo, provocando un régimen compresivo en el margen continental. Este régimen compresivo alcanza su pico máximo con la acreción del terreno Precordillera al margen de Gondwana, clausurando el magmatismo en esta región.

De esta manera, para explicar la generación de magmas graníticos satisfaciendo los datos isotópicos, durante el Ordovícico inferior en esta región del orógeno famatiniano, es necesario recurrir a otros modelos geotectónicos-térmicos que permitan fundir la litósfera continental sin la participación directa del manto astenosférico durante la producción del magma primordial. En este sentido, dos modelos contrapuestos pueden ser invocados para producir magmas graníticos que satisfagan los datos isotópicos aquí presentados: a) un escenario geológico con extensión y atenuamiento de la litósfera cortical o b) con compresión y engrosamiento de la litósfera cortical.

Zen (1995) demostró que un modelo tectónico-térmico, con una extensión regional explica la generación de abundantes volúmenes de magmas graníticos en regiones como el Lachlan fold belt localizado en el sureste de Australia. Zen (1995) calculó que el calor obtenido en una extensión es suficiente para generar estos grandes volúmenes de magmas. Esta región de Australia tiene una asociación de granitoides metaluminosos tipo-I y tipo-S con un desarrollo longitudinal similar al del orógeno famatiniano con un área aproximada de 1100 por 700 km, orientada norte-sur (Zen 1995: 861), los cuales han sido generados durante el Silúrico superior y el Devónico inferior.

Una extensión generalizada como la propuesta por Zen (1995) produce un escenario geológico con las siguientes características: a) la generación de grandes volúmenes de magmas a partir del calor introducido por el ascenso de material astenosférico en altos niveles de una litósfera continental adelgazada por la extensión; b) el desarrollo de un metamorfismo de baja presión y alta temperatura; y c) la producción de un volumen de magmas a larga escala en pocas decenas de millones de años, entre 10 a 30 Ma como máximo (Zen 1995).

Estas características son observadas en la región estudiada: a) la generación de grandes volúmenes de magmas es registrada en las sierras de Chepes y Los Llanos. Estas sierras están constituidas en un 80-90% por granitoides (Pascua 1998 y Dahlquist 2000), los cuales se continúan en la vecinas sierras de Malanzán y Ulapes (Caminos, 1973, 1979), cubriendo una amplia superficie de alrededor de 6000 km²; b) metamorfismo de alta temperatura y baja presión ha sido descripto en la sierra de Chepes por Dahlquist (2000), mostrando que el sector central de la sierra, en sentido norte-sur, está formada por migmatitas, cuyas características mineralógicas evidencian un metamorfismo de alta T y baja P. Este metamorfismo ha sido verificado en la sierra de Los Llanos (Pascua 1998), extendiéndose el metamorfismo de alta T y baja P a lo largo de más de 100 km, otorgándole un carácter regional al mismo. Vale destacar que un metamorfismo de similares características, alta T y baja P, es descripto en la cercana sierra de Paganzo por Saal (1993) y Rossi de Toselli (1996: 25), lo cual sugiere que este tipo de metamorfismo puede tener mayor continuidad al norte de la región considerada; c) las edades U-Pb SHRIMP sobre circones ya mencionadas, indican un rango acotado de edades para el magmatismo famatiniano en general comprendido entre 490 a 464 Ma, y para la sierra de Chepes en particular (490 a 478 Ma). Este rango de edades refleja que la duración del magmatismo fue notablemente corta.

Edades más jóvenes han sido atribuidas al efecto de eventos térmicos - deformacionales posteriores a la cristalización. Sims et al. (1998) determinaron edades Ar/Ar sobre muscovitas alojadas en milonitas de la sierra de Chepes. Estas muscovitas, han sido interpretadas como crecidas durante la deformación milonítica, arrojando un rango de edad de 452 a 459 Ma. Sims et al. (1998) indican que la edad máxima puede ser interpretada como la edad inicial de clausura del sistema isotópico, el cual pudo haber estado sometido a diversos dominios de clausura durante el período de enfriamiento. Otras edades U-Pb SHRIMP sobre circones alojados en un granito cordierítico de la sierra de Velasco, muestran diferencias entre la región del núcleo del circón 482 ± 3 Ma, atribuida a la cristalización y el borde de sobrecrecimiento de 469 ± 3 Ma, atribuido a un evento de metamorfismo o deformación milonítica (Rapela et al. 2001a). Edades obtenidas a partir de otros sistemas isotópicos (por ej. K/Ar, Rb/Sr) que arrojan valores más jóvenes estarían reflejando una reinicialización (reset) de estos sistemas que tienen menor temperatura de cierre como fuera indicado por Pankhurst et al. (1998) en la sierra de Chepes.

De esta manera, la clausura del magmatismo en las sierras de Chepes y Los Llanos, y en el orógeno famatiniano en general, no superaría el Ordovícico medio a superior, siendo un magmatismo de corta duración.

De acuerdo a lo descripto, la subducción en el margen proto-andino de Gondawana se habría iniciado en un régimen de extensión con alto flujo de calor asociado, provocado por un alto ángulo de la placa que subducía, como ha sido postulado por Uyeda (1979, 1982, 1983). En este escenario geotectónico, la litósfera se adelgaza, y es en este momento cuando se produce el magma granítico primordial debido al calor transferido desde la astenósfera, acordando con el modelo termal de Zen (1995) y el modelo petrotectónico de Malcolm y Clemens (1993) (Fig. 4b). En estos ambientes de tectónica extensional suelen desarrollarse cuencas donde se depositan sedimentos de origen marino. Si bien las sierras de Chepes y Los Llanos no preservan sedimentos ordovícicos, la sierra de Famatina registra sedimentos marinos y volcánicos, que indican la existencia de sedimentación en cuencas que funcionaron sincrónicamente con el desarrollo del arco magmático (por ej. Clemens 1993, Clemens y Miller 1996, Aceñolaza et al. 1999, Astini et al. 2003). Las características de estas cuencas y su distribución pueden ser vistas en los trabajos citados y apoyan la idea de una extensión regional la cual es registrada, al menos, en esta latitud.

Luego de la generación de los magmas primordiales, y durante el ascenso del magma, el régimen extensional comienza a cambiar a un régimen compresional, finalizando el emplazamiento de los magmas en un ambiente de compresión que se continúa luego que los granitoides están totalmente cristalizados, como lo demuestran las fajas miloníticas que afectan los granitoides y las rocas metamórficas de las sierras de Chepes y Ulapes y otras Sierras Pampeanas (Dahlquist y Baldo 1996, Pankhurst et al. 1998, Saal 1993, Von Gossen y Prozzi 1998, López et al. 1996, Rossi et al. 2000, Dahlquist 2000), cuya edad tentativa y de acuerdo a los datos existentes, puede ser asignada por el momento, a un rango de 469 ± 3 Ma a 452 Ma. El régimen de compresión coincide con la clausura del magmatismo famatiniano que puede ser atribuido al acercamiento y posterior colisión del terreno de Precordillera o a una horizontalización de la placa que subducía (Collins 2002).

Un modelo de colisión entre Laurentia y Gondwana que incluye la generación de magmas graníticos durante el orógeno famatiniano, fue propuesto por Dalla Salda et al. (1992). Si bien un evento de engrosamiento cortical, debido a una colisión, puede generar magmas por anatexis de la litósfera continental, existen limitantes físico-temporales que evitan la producción de magmas con las composiciones registradas en el orógeno famatiniano. Los principales problemas en un modelo de engrosamiento cortical pueden resumirse en tres aspectos basados en datos de la petrología experimental: a) la generación de volúmenes de fundidos, a partir de rocas fértiles sin saturación de agua, capaces de migrar (30-40% de fundido), se logra 10 Ma de años después del final de la orogenia, es decir, luego del máximo engrosamiento cortical (Patiño Douce et al. 1990). Si el inicio de la colisión de un terreno (Laurentia o Precordillera) ocurrió en el Ordovícico más temprano o en el límite cámbrico-ordovícico, el factor tiempo no permite la generación de los extensos volúmenes de magmas emplazados durante el Ordovícico inferior (~ 490 Ma), en el margen proto-andino de Gondwana; b) las composiciones de los fundidos obtenidos experimentalmente por Patiño Douce et al. (1990), son fuertemente peraluminosos, similares al Batolito de Idaho en Norte América (Miller y Bradfish 1980) y distan mucho de las composiciones ampliamente dominantes para las rocas de las sierras de Chepes y Los Llanos que son metaluminosas (Pankhurst et al. 1998, Pascua 1998, Dahlquist 2000); c) finalmente, Patiño Douce et al. (1990) concluyen que la producción de fracciones fundidas que puedan movilizarse (30-40%), en ambientes tectónicos engrosados, se alcanzan a profundidades aproximadas de entre 6 a 13 kbar (entre 20 a 43 km) donde los fundidos intruyen las rocas de alto grado (migmatitas) generadas con anterioridad al fundido granítico (Patiño Douce et al. 1990, Fig 13 y 17). Las rocas metamórficas aflorantes en las sierras de Chepes y Los Llanos y en otras sierras del orógeno famatiniano (por ej. en sierra de Paganzo cuyo metamorfismo es conocido, Saal 1993, Rossi de Toselli 1996), no registran un metamorfismo de media a alta presión como el propuesto a partir de los experimentos que simulan cortezas engrosadas.

Conclusiones

a) Los datos de la geoquímica isotópica presentados en este trabajo, indican que un modelo andino-tipo para la generación de magmas, el cual involucra la participación directa de una cuña astenosférica (underplating) durante el desarrollo del magma primordial, no es aplicable para los granitoides estudiados.

b) Los datos isotópicos muestran que la generación del magma primordial para las sierras de Chepes y Los Llanos estuvo vinculada con la fusión de una litósfera continental antigua, sin participación directa del manto astenosférico. El modelo geotectónico-térmico que mejor explica la generación de magmas primordiales con fusión de litósfera continental es el modelo geotectónico-termal de Zen (1995) que explica la generación de los magmas graníticos del Lachland fold belt en Australia, constituído por granitoides tipo-I y tipo-S, producidos por una extensión regional de la litósfera continental (Fig. 4b). Malcolm y Clemens (1993) sostienen que no existe un proceso de subducción único para la generación de granitoides calcoalcalinos (por ej. subducción andino-tipo). Estos autores concluyen que la entrada directa del manto astenosférico en la litósfera durante la generación de magmas primordiales de granitoides calcoalcalinos no es una condición necesaria.

c) Si bien las conclusiones han sido obtenidas a partir del estudio de un sector del orógeno famatiniano, los datos de geoquímica isotópica presentadas en este trabajo para el flanco occidental del Famatina sugieren que es muy probable que el modelo petrogenético sea aplicable a la sierra de Famatina, asumiendo diferencias menores y de tipo local para esta región. Nuevos estudios integrados sobre las rocas del orógeno famatiniano, serán importantes para confirmar, corregir o desechar la hipótesis geotectónica aquí planteada.

d) Desde el punto de vista petrogenético es muy poco probable la generación de magmas primordiales de composición intermedia tonalitas y granodioritas en este sector del cinturón orogénico famatiniano a partir de un evento de colisión de terrenos.

e) Una de las características notables del magmatismo desarrollado en las sierras de Chepes y Los Llanos es el corto tiempo de duración del mismo, lo cual no ocurre en el magmatismo desarrollado durante la orogenia andina. El magmatismo ordovícico probablemente es abortado como consecuencia de un cambio en el régimen tectónico, de extensional a compresivo. De esta manera, el régimen compresivo marca la clausura del magmatismo famatiniano en el margen proto-andino de Gondwana.

Agradecimientos

Este trabajo pudo realizarse gracias a los datos adquiridos con fondos del subsidio PIP 4148 del CONICET, y la financiacion provista por el BTE2001-1486 (MCYT, España). El autor pudo finalizar este trabajo merced el Subsidio IM40 2000 de la ANPCyT. Las muestras obtenidas en el flanco occidental de la sierra de Famatina fueron colectadas junto a los Drs. Carlos W. Rapela y Julio Saavedra, en una campaña conjunta con los Drs. Casquet, Baldo, González Casado (grupo de investigación PAMPRE) a quien el autor expresa su total gratitud. Las determinaciones isotópicas fueron realizadas por la Dra. Carmen Galindo en la Universidad Complutense de Madrid, España. Estos datos aparecen en el presente escrito por gentileza del grupo de investigación PAMPRE. Deseo agradecer las sugerencias del Dr. Carlos W. Rapela efectuadas en estados embrionarios de este trabajo, las cuales permitieron al autor encauzar sus ideas de mejor manera. Extiendo el agradecimiento al Dr. R.J. Pankhurst, por la asistencia recibida en el cálculo de las edades modelo y por su buena disposición para conmigo en todo momento. Finalmente agradezco al CRILAR por brindarme sus instalaciones y apoyatura técnica.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

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Aceptado: 2 de septiembre, 2003