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Revista de la Asociación Geológica Argentina

versión On-line ISSN 1851-8249

Rev. Asoc. Geol. Argent. v.61 n.1 Buenos Aires ene./mar. 2006

 

Evolución estructural del basamento ígneo-metamórfico en la estancia Las Tres Hermanas, noreste de la comarca del Deseado, Santa Cruz

Fracchia, D.1 y Giacosa, R.2,3

1 Instituto de Geología y Minería, Universidad Nacional de Jujuy. CC 258 (4600), San Salvador de Jujuy, Jujuy. E-mail: fracchiadiego@yahoo.com.ar
2 SEGEMAR-IGRM, Delegación Regional Patagonia, Km 8 (9003), Comodoro Rivadavia, Chubut. E-mail: giacosaraul@yahoo.com.ar
3 Departamento de Geología-Universidad Nacional Patagonia, Km 4 (9000), Comodoro Rivadavia, Chubut.

RESUMEN
En la evolución estructural del basamento ígneo-metamórfico paleozoico del noreste de la comarca del Deseado son evidentes dos etapas fundamentales, acontecidas con anterioridad al Pérmico temprano.
En el Silúrico tardío se desarrolló una etapa D1 de intensa deformación dúctil con evidencias de tres fases de deformación progresiva, acompañada de metamorfismo y magmatismo granítico sincinemático. En la fase F1a, caracterizada por deformación dúctil con aplastamiento heterogéneo y asociada a metamorfismo de grado medio y diques graníticos sincinemáticos, se desarrollaron la foliación penetrativa, los pliegues P1a y el boudinage. Durante F1b, en un régimen con mayor dominio de plane strain, se deformaron las estructuras anteriores mediante pliegues P1b de rumbo NNO y vergencia NE. Posteriormente delgados diques graníticos intruyeron a estas estructuras. Finalmente, durante F1c, y aún en condiciones de grado metamórfico medio, se formaron discretas zonas de cizalla dúctil de rumbo NNO y cinemática dextral.
La etapa de deformación D2 comienza con la fase F2a, bajo un régimen transcurrente dextral en condiciones de bajo grado metamórfico, caracterizado por una zona de cizalla frágil-dúctil que yuxtapone rocas de distintos dominios tectónicos. Posteriormente, durante la fase F2b, se desarrolló una pequeña faja de corrimientos y pliegues P2 de rumbo NNO, posiblemente bajo las mismas condiciones transpresivas de la F2a. Estas estructuras de la etapa D2 habrían sido parte del proceso de exhumación del basamento antes del Pérmico temprano.
A pesar de representar diferentes condiciones corticales, las estructuras formadas durante las etapas D1 y D2 tienen una compatibilidad geométrica y cinemática que indica un importante acortamiento en dirección NNE-SSO ó NE-SO. Esto sugiere que las condiciones geodinámicas que controlaron la evolución del orógeno paleozoico de la comarca del Deseado fueron similares durante el lapso Silúrico tardío-Pérmico temprano.
Palabras clave: Patagonia. Comarca del Deseado. Paleozoico. Tectónica. Metamorfismo.

ABSTRACT
Structural evolution of the igneous-metamorphic basement in the Estancia Tres Hermanas, northeast of the Deseado region, Santa Cruz. The structural evolution of Paleozoic basement in northeast of the Deseado region (Southern Patagonia) is described in terms of two deformation stages occurred in the pre-Early Permian.
In Late Silurian intense ductile deformation (D1) occurred along three progressive phases. During a first F1a phase with inhomogeneous strain coeval with medium grade metamorphism and synkinematic magmatism, penetrative foliation, P1a folds and boudinage developed.
During F1b phase with predominant plane strain conditions, NNW-striking NE-vergent P1b folds affected former structures. Later on some more granitic dikes intruded P1b folds. During F1c phase, and yet in medium grade metamorphic conditions, narrow NNW-striking dextral-sense ductile shear zones developed.
During D2 stage, F2a phase consisted in a wrench regime coeval with low grade metamorphism, which created a dextral-sense fragile-ductile shear zone that juxtaposed two blocks of rocks from different tectonic settings. Later, SW-vergent thrusts and associated NNW-striking P2 folds were developed in F2b phase, probably in association with the former wrench regime. D2 structures would be involved in the process of exhumation of the basement prior to Early Permian.
Despite of representing different deformation conditions, structures developed in stages D1 and D2 have similar geometric and kinematic characteristics, both indicating shortening in a NNE-SSW or NE-SW direction. This suggests geodynamic conditions controlling the evolution of the Paleozoic orogen in Deseado region of southern Patagonia were the same between Late Silurian and Early Permian times.
Key words: Patagonia. Comarca del Deseado. Paleozoic. Tectonics. Metamorfism.

INTRODUCCIÓN

El estudio de las rocas del basamento ígneo-metamórfico de la Patagonia es de sumo interés para conocer su historia premesozoica y sus relaciones con el continente de Gondwana. En este sentido, su vinculación con el resto del mismo se ha interpretado según dos hipótesis principales que resultan antagónicas, donde a) los basamentos paleozoicos del norte y sur de la Patagonia son considerados parte indivisible del sector meridional del Gondwana (Bracaccini 1960; Dalla Salda et al. 1992, Rapela y Pankhurst 2002), o b) el basamento de la región del Deseado y el basamento del norte de la Patagonia son interpretados como terrenos alóctonos (Ramos 1984) y distintos entre sí (Palma 1989; Ramos y Aguirre Urreta 2000). Tal como señalan estos autores, a la escasa superficie de los afloramientos se suma una gran desconexión geográfica entre ellos, hecho que torna dificultosa la interpretación e integración de los resultados.

Esta situación está agravada en la comarca del Deseado, donde los afloramientos de rocas ígneo-metamórficas paleozoicas son extremadamente reducidos en número y extensión. Por lo tanto, es de fundamental importancia obtener de ellos la mayor y más detallada información, especialmente en aquellos que cuentan con edades isotópicas confiables.

El tema tratado en este trabajo son los asomos de basamento cristalino más septentrionales de la región, que afloran en el valle del río Deseado a la altura de la estancia Las Tres Hermanas. En esta localidad resultan de particular interés su diversidad litológica y sus notables meso y microestructuras, que permiten establecer fases de deformación progresivas. A esto deben sumarse los datos isotópicos existentes sobre un intrusivo granítico, cuyas inequívocas relaciones estructurales con las metasedimentitas nos permiten discutir en este trabajo aspectos vinculados a la edad de la deformación dúctil asociada, y por ende especular sobre la edad del metamorfismo.

Para finalizar esta introducción, queremos señalar nuestra preferencia por utilizar el nombre de comarca del Deseado, en reemplazo de macizo del Deseado, dado que los estudios de subsuelo en su región central (Homovc y Constantini 2001), han demostrado que luego de la cratonización del basamento prepérmico la región estuvo sometida a fuerte subsidencia, donde se destacan dos episodios de rifting de gran magnitud, que comenzaron a fines del Paleozoico y se acentuaron en el Jurásico.

MARCO GEOLÓGICO REGIONAL

En el sector oriental de la Comarca del Deseado (Fig.1), se hallan presentes cuatro asociaciones litológicas principales pre-cretácicas: el basamento ígneo-metamórfico pre-pérmico, las sedimentitas continentales permotriásicas, los granitoides gondwánicos y el complejo eruptivo jurásico (Panza et al. 2003). A ellas se suman, hacia el norte y noreste, sedimentitas continentales cretácicas de la cuenca del Golfo San Jorge, sedimentitas marinas y continentales terciarias, y basaltos cenozoicos.

Figura 1: Geología del sector nordeste de la comarca del Deseado (Giacosa et al. 1998).

Las rocas del basamento ígneo-metamórfico pre-pérmico del sector oriental de la comarca del Deseado han sido denominadas Complejo Río Deseado (Viera y Pezzuchi 1976). Esta unidad está integrada por cuarcitas, esquistos anfibólicos y micáceos, mármoles, filitas, anfibolitas, ortogneises, y plutonitas graníticas y gabro-dioríticas. El grado metamórfico varía desde facies de esquistos verdes en estancia Dos Hermanos, hasta anfibolita epidótica en estancia Las Tres Hermanas (Giacosa et al. 2002). En Bahía Laura los gneises y migmatitas pertenecerían a la parte alta de la facies de anfibolitas (Guido et al. 2004).

Por relaciones estratigráficas el Complejo Río Deseado es anterior a las sedimentitas continentales del Pérmico inferior. Por su parte, los datos isotópicos (Pankhurst et al. 2001, 2003) señalarían en las metasedimentitas el comienzo de la depositación del protolito sedimentario hacia el límite Neoproterozoico-Cámbrico, en tanto que en las plutonitas son más frecuentes edades del Ordovícico temprano (según rodados de granitos) y del intervalo Silúrico tardío-Devónico temprano (según granitos in situ). Mediante discordancia angular se apoyan las rocas del ciclo gondwánico. En primer lugar una potente secuencia de sedimentitas continentales del Pérmico temprano a tardío, asignadas a las Formaciones La Golondrina (Archangelsky 1958) y La Juanita (Arrondo 1972), y del Triásico medio-tardío, la Formación El Tranquilo (Di Persia 1965). Si bien afloran en el sector este y noreste de la comarca del Deseado, recientemente fueron reconocidos importantes espesores de estas unidades en el subsuelo del sector central (Homovc y Constantini 2001).

Hacia el fin del ciclo se emplaza la Formación La Leona (Arrondo 1972), integrada por plutones epizonales de granodioritas y granitos calcoalcalinos, con tonalitas y dioritas subordinadas, y una facies hipabisal de diques y filones capa de dacitas y andesitas (Márquez et al. 2002).

En el Jurásico temprano comenzó un importante evento volcánico, asociado a la apertura del Océano Atlántico, cuyos productos en sentido amplio agrupamos en el complejo eruptivo jurásico. Las primeras evidencias de actividad volcánica se encuentran en la fracción piroclástica de las sedimentitas liásicas de la Formación Roca Blanca (Herbst 1965). Luego siguen basaltos y andesitas agrupados en la Formación Bajo Pobre (Lesta y Ferello 1972). Finalmente, durante el Dogger y el Malm el volcanismo se extiende por toda la comarca del Deseado; sus productos son ignimbritas, lavas y piroclastitas de composición riolítica a riodacítica, incluidos en el Grupo Bahía Laura (Lesta y Ferello 1972).

GEOLOGÍA DEL ÁREA

El área de estudio forma parte de la Hoja Geológica Puerto Deseado (Giacosa et al. 1998) y está ubicada sobre la margen occidental del río Deseado, unos 4 km al noreste del casco de la estancia Las Tres Hermanas. Ésta tiene su entrada en el Km 2016 de la ruta nacional 3, pocos kilómetros al sur del puente sobre el río Deseado, aproximadamente 200 km al sur de la ciudad de Comodoro Rivadavia (Fig. 1).

Cuenta con varios estudios relacionados al basamento (Chebli y Ferello 1974, Giacosa 1994, Márquez et al. 1993, Giacosa et al 1997, Fracchia 2002, 2003) y a la mineralización epitermal que aloja (Pezzuchi et al. 1988, Márquez et al. 1994, Martínez et al. 1999, Fracchia 2002, Nillni et al. 2004).

Por encima del Complejo Río Deseado, la estratigrafía de la zona está constituida por rocas volcánicas del complejo eruptivo jurásico, sedimentitas continentales terciarias, y sedimentos relacionados a la planicie de inundación del río Deseado. Las rocas volcánicas reconocidas son rocas básicas correlacionables con la Formación Bajo Pobre, ubicadas sobre la margen oriental del río, y diques e ignimbritas de composición fenoriolítica del Grupo Bahía Laura, situados a lo largo de ambas márgenes. Entre las últimas son notorios los diques con foliación de flujo vertical, con distintos grados de brechamiento.

Dentro de los afloramientos del basamento se observan varias vetas de reemplazo y de relleno con mineralización de oro y plata, que son objeto de exploración minera. Su origen se asocia a la actividad hidrotermal de baja temperatura que acompañó al volcanismo del Grupo Bahía Laura.

COMPLEJO RÍO DESEADO

Geología

El afloramiento de la estancia Las Tres Hermanas fue el primer hallazgo de rocas del Complejo Río Deseado (Chebli y Ferello 1974). Se encuentra rodeado por rocas volcánicas y ocupa un área de poco menos de 1 km2, parte de ella sobre el valle del río Deseado (Figs. 1 y 2). Su borde occidental está cubierto e intruido respectivamente por ignimbritas y diques del Grupo Bahía Laura, en tanto que en el borde oriental podría inferirse un contacto de carácter tectónico ubicado a lo largo del cauce principal del río y señalado por la presencia de la Formación Bajo Pobre y del Grupo Bahía Laura.

Figura 2: Mapa geológico-estructural del Complejo Río Deseado en estancia Las Tres Hermanas. Ubicación en figura 1.
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En este afloramiento se distinguen dos bloques tectónicos principales, cada uno de ellos con litología y estilo estructural distintos; los separa una zona de cizalla dúctil dextral. En el bloque oriental afloran esquistos anfibólicos, cuarcitas micáceas, mármoles, ortogneises y anfibolitas, mientras que en el occidental sólo cuarcitas, con abundantes venas de cuarzo singenético y un pequeño lente de mármol (Fig. 2).

Litología

En la cuadro 1 se detallan las características mineralógicas y de fábrica de las rocas que integran el Complejo Río Deseado en estancia Las Tres Hermanas.

Cuadro 1: Litología y fábrica en las rocas del Complejo Río Deseado del área Las Tres Hermanas.

Las cuarcitas son rocas de grano fino de tonos claros. Están formadas por hasta un 70% de cuarzo, más feldespatos, muscovita, biotita, circón y minerales opacos. La microfábrica muestra clastos relícticos de cuarzo con extinción ondulosa y subgranos elongados, que lateralmente pasan a granos recristalizados dinámicamente. Hay una orientación preferencial de forma en los granos de cuarzo, aunque no se observa orientación cristalográfica preferencial (Giacosa et al. 1998).

Asociado a las cuarcitas se halla cuarzo singenético con el metamorfismo, ya sea en lentes delgados o vetas de hasta un metro de espesor paralelas a la foliación, o en sistemas conjugados de vetillas que cortan flancos y charnelas de pliegues. Este cuarzo es microgranudo, de color claro, tiene aspecto masivo y no posee oquedades, características que permiten diferenciarlo de aquel de las vetas de cuarzo asociadas al hidrotermalismo jurásico. Además, el cuarzo singenético se observa cortado y desplazado por pequeños jogs de cuarzo hidrotermal jurásico (Fig. 3k).

Figura 3: a) Granito plegado de 420 Ma y esquistos anfibólicos con foliación de plano axial abanicada (S1) de la fase F1a; la facies pegmatítica central del cuerpo está indicada como pegm.; b) microfotografía del granito plegado, deformado durante F1a, integrado por Ms (muscovita), Mc (microclino) y Qtz (cuarzo). Obsérvese la foliación S1otorgada por bandas de cuarzo y algo de muscovita, y los porfiroclastos de microclino; c) flanco aplastado y boudinado del granito plegado. Obsérvese que los boudins en los esquistos anfibólicos están mejor desarrollados que en el granito, y que el contacto granito-esquistos es diagonal a la foliación; d) microfotografía del dique tonalítico deformado durante F1a. Pl (plagioclasa); e) milonita desarrollada sobre cuarcitas durante F2a; se observa la foliación relíctica deformada (S1), un porfiroclasto de granate (Grt), muscovita relíctica (Ms), la foliación milonítica (C), la mineralogía retrógrada integrada por clorita y sericita (Ser+Chl) y fracturas extensionales (Fe); f) milonita desarrollada sobre cuarcitas durante F2a; se observa la foliación relíctica (S1) replegada y reemplazada por sericita y clorita, y la nueva foliación de corte milonítica (C); g) milonita desarrollada sobre cuarcitas, con silicificación (oscura) jurásica sobreimpuesta; se observa la foliación relíctica deformada (S1) en conjunto con fragmentos rotados de cuarcitas (mtqz); h) vista general de la faja plegada y corrida en las cuarcitas del sector oriental; i) detalle del inserto en la foto anterior, donde se observan los pliegues sobre el bloque de techo, deformando la foliación S1; j) pliegues P2 asociados a los corrimientos de la etapa D2, que deforman pliegues recumbentes de la etapa D1; k) vetas de cuarzo singenéticas (Vs) en cuarcitas, desplazadas por vetas híbridas de cuarzo epitermal (Vh).
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En el contacto con el bloque oriental y posiblemente por el efecto de fajas de cizalla intercaladas, las cuarcitas se tornan más micáceas y esquistosas, por lo que en trabajos previos se consideraron como cuarcitas micáceas.

Los esquistos anfibólicos son dominantes en el bloque oriental. Son rocas bandeadas oscuras de grano fino, caracterizadas por una alternancia a nivel meso y microscópico de bandas ricas en anfíbol, de color verde oscuro y textura lepidoblástica, y bandas grises granoblásticas; en algunos sectores son notables las capas budinadas ricas en epidoto y granate, de sendos colores verde y rojo. Se intercalan también algunos sectores ricos en biotita. Al microscopio se observa una mineralogía integrada por anfíbol verde pleocroico (probablemente una ferroactinolita en transformación a hornblenda), plagioclasa y feldespato alcalino, biotita, titanita, epidotos (zoicita y epidoto común), carbonatos, cuarzo, minerales opacos, y apatita, además de granates y diópsido en algunos sectores.

Al igual que en las cuarcitas, paralelamente a la foliación se hallan venas de cuarzo singenético, de hasta 10 cm de espesor.

Los mármoles son rocas carbonáticas de color pardo claro. Contienen alrededor de 98% de calcita, con orientación preferencial de forma y cristalográfica, y 2 % de cuarzo y muscovita. Cuando se encuentran afectados por el hidrotermalismo jurásico adquieren colores blanco y celeste por silicificación, y están mineralizados por sulfuros en forma diseminada.

Los ortogneises, presentes sólo en el bloque oriental, son diques graníticos y tonalíticos que muestran pliegues, boudins y metamorfismo. El más conspicuo es un dique plegado y boudinado de 0,2 a 0,6 m de potencia, de composición granito-granodiorita, con sectores de facies pegmatítica y porfiroclástica (Figs. 3a, c). Sus rocas son foliadas y por sectores alcanzan a desarrollar una textura gnéisica. La microfábrica se caracteriza por una matriz de cuarzo recristalizado que rodea a porfiroclastos de feldespatos (Fig. 3b). Entre éstos, los cristales de microclino presentan estructuras de núcleo y manto, en tanto que los de plagioclasa microkinking, extinción ondulosa y recristalización.

Hacia el norte del dique granítico aflora otro de composición tonalítica, de color claro y de grano fino, aunque con algunos sectores pegmatíticos y porfiroclásticos. Posee bandeado composicional paralelo al contacto, y foliación metamórfica muy marcada, tanto en los minerales micáceos como en el cuarzo y los feldespatos (Fig. 3d). Además aloja enclaves metasedimentarios y graníticos.

Con la misma disposición de los ortogneises afloran cuerpos boudinados y plegados de anfibolitas de hasta 0,5 m de espesor. De color negro verdoso a gris verdoso, tienen un grano uniforme y porfiroblastos verdes de anfíbol de hasta 3 mm de diámetro.

Las milonitas se encuentran a lo largo de zonas de cizalla dextral paralelas a la foliación de las metamorfitas. Sus protolitos son esquistos anfibólicos, cuarcitas y un dique granítico.

Los estudios petrográficos realizados (Giacosa et al. 1998, Martínez 2002, Fracchia 2003) coinciden al señalar condiciones dúctiles de deformación bajo metamorfismo de facies anfibolita epidótica, con un rango de temperatura de 540° a 600° C, y presiones mayores a los 3,3 Kb.

Edad

En esta localidad existen tres edades radimétricas determinadas en intrusivos (que corresponden a dos o tres muestras de los ortogneises), y una edad en las cuarcitas (Cuadro 2).

Cuadro 2: Edades radimétricas determinadas en las rocas del Complejo Río Deseado en el área Las Tres Hermanas.

Una datación Rb/Sr (Chebli et al. 1976) fue realizada sobre un "granito" cuyas relaciones estructurales con las metasedimentitas no fueron especificadas en ese trabajo; sumado a una relación inicial 87Sr/86Sr asumida, supone cierta incertidumbre sobre el significado de la edad y su implicancia tectónica. De todas formas, actualizada según las constantes usadas a partir del año 1978 equivale a 420,29 Ma.

Las demás son análisis U/Pb (Pankhurst et al. 2003) realizados sobre circones de un ortogneis granítico, asociado a foliación de plano axial (véase luego). La edad más refinada sería, de acuerdo a sus autores, aquella de 423 ± 3 Ma, que interpretan como edad de cristalización del granito.

ESTRUCTURA

La notación de los datos estructurales mencionados es según la dirección de inclinación, ya sea inmersión en las líneas o acimut del buzamiento en los planos. Las excepciones son debidamente señaladas como rumbo e inclinación.

FOLIACIÓN

La foliación (S1) es la estructura más desarrollada en las metamorfitas. En los esquistos anfibólicos está definida por folias de mica, xenoblastos de anfíbol, cuarzo de bordes suturados y feldespatos elongados; por su parte, en las cuarcitas está dada por microlitones de cuarzo de 1 mm de espesor, separados por delgadas folias de muscovita, o bien por bandas alternantes cuarzosas y feldespático-muscovíticas. Su rumbo es NNO a lo largo de todo el afloramiento, pero su inclinación es variable: en el bloque oriental varía entre 33º y 86º hacia el SO, con un promedio en 53º (Fig. 4a), en tanto que en el occidental inclina al NE y al SO.

Figura 4: Representación de los datos estructurales. a) Diagrama indicando los acimuts más frecuentes de la dirección de inclinación de la foliación metamórfica (N: 148 = 120 esquistos anfibólicos + 28 cuarcitas); b) estereograma con los ejes de pliegues F1a y F1b (N: 12) y boudinage (N: 24); c) estereograma con shearbands asociadas a la fase F1b; d) estereograma con los planos y polos de corrimientos, y polos de la foliación plegada por D2 en las cuarcitas.

La foliación de los ortogneises se debe principalmente a cuarzo recristalizado dinámicamente y a pequeños cristales de micas. Se trata de foliación de plano axial, dispuesta en abanicos convergentes y divergentes en las charnelas (Figs. 3a, b).

En algún sector de los esquistos anfibólicos se puede apreciar aún la diferencia entre la estratificación original (S0) y la foliación, en charnelas de pliegues con capas adyacentes más y menos micáceas.

PLIEGUES

Hay varios tipos de pliegues que pueden diferenciarse por su geometría, por sus relaciones con otras estructuras, y por su vinculación con el emplazamiento de las rocas graníticas. En este sentido, y anticipando un orden cronológico que será discutido en la evolución estructural propuesta, describiremos los pliegues P1a P1b y P2.

Pliegues P1a. Denominamos P1a a los pliegues con foliación de plano axial en las metasedimentitas. Se trata de pliegues de tamaños decimétricos hasta métricos, cerrados, con ejes subhorizontales que buzan al NNO en los esquistos, y 11º a 30º hacia el S en las cuarcitas micáceas.

Mucho más evidentes son los diques plegados, inmersos en los esquistos. El mayor de ellos es un pliegue isoclinal de flancos largos, con foliación de plano axial, cuyo eje tiene una orientación N 220º/50º (Fig. 3a). Otro grupo de diques plegados con foliación de plano axial tienen ejes subhorizontales buzantes al NNO. Estas dos direcciones de ejes son perpendiculares entre sí, y paralelas al plano de foliación de los esquistos, siendo coincidentes con las dos direcciones de estiramiento indicadas por el boudinage.

Cerca de las charnelas de los intrusivos plegados, la zona de contacto con los esquistos anfibólicos contiene micropliegues con geometría cuspada y lobulada (diseños "S" y "Z") (Ramsay 1982) (Fig. 5a).

Figura 5: a) Esquema que muestra las relaciones entre el dique granítico de 420 Ma con la foliación metamórfica, los pliegues volcados de fase F1b con micropliegues "Z" y "S" en sus flancos, las dos direcciones de boudinage y la localización de shearbands cercanas a los cuellos de los boudins. Grt+Ep bandas boudinadas ricas en granate y epidoto; b) delgado dique granítico post-micropliegues de F1b, ubicados en el flanco volcado de un pliegue; c) shearbands desplazando bandas en esquistos anfibólicos; d) pliegues P2 (D2) asociados a corrimientos, que deforman pliegues P1b recumbentes y producen un patrón de interferencia Tipo 3; e) block diagrama que representa el plegamiento de la fase F1a. A la izquierda se observa la yacencia original de los diques graníticos, y el esfuerzo compresivo que provoca el aplastamiento; a la derecha, los pliegues resultantes. Z es el eje con mayor acortamiento, y X e Y los que presentan elongación (en este caso, similar). Nótese la presencia de dos direcciones de pliegues bajo un mismo episodio de deformación, sin que medie entre ellos figura de interferencia alguna.
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Pliegues P1b. En el sector oriental la foliación S1, el bandeado composicional y parte del boudinage de los esquistos anfibólicos están deformados por pliegues volcados al NE, con ejes orientados N 320º/0º-10º , que denominamos P1b (Fig. 5a). Generalmente son micropliegues y mesopliegues de hasta un metro de longitud de onda, que serían parte de pliegues de mayor tamaño.

En dos lugares se observan diques graníticos deformados cortando a micropliegues P1b, lo que indicaría que su intrusión ocurrió antes del fin de la etapa de deformación.

Pliegues P2. En las cuarcitas del dominio occidental (Figs. 3h, i, j, 5d) afloran pliegues de tamaño macroscópico de geometría kink y paralela, con planos axiales de alto ángulo, que denominamos P2. Sus ejes, de rumbo N 330º a 340º, son paralelos a los corrimientos a los que se asocian (Figs. 3i, j). Estos pliegues P2, ubicados en el bloque de techo de los corrimientos, deforman a pliegues P1b volcados a recumbentes y a fajas de cizalla paralelas a la foliación, determinando esta superposición un patrón de interferencia tipo 3 (Ramsay 1967).

BOUDINS

El boudinage sólo se observa en el sector oriental. Se desarrolla en la foliación (foliation boudinage), o a lo largo de los diques (Fig. 3c). En el primer caso, los boudins ordenados en forma paralela a la foliación (foliation-parallel boudin train; Goscombe y Passchier 2003) son una estructura muy frecuente. Están bien desarrollados en las bandas con cuarzo, calcita, epidoto y granate de los esquistos anfibólicos, donde conforman tanto boudins simétricos del tipo drawn boudin, como boudins asimétricos asociados a bandas de cizalla extensional (shearband boudins) (según terminología de Goscombe et al. 2004). En el caso de los diques graníticos, los boudins son simétricos o asimétricos; por lo general el estiramiento en la zona de los cuellos no alcanza a aislarlos, resultando en boudins del tipo pinch and swell.

La lineación del boudinage tiene dos direcciones casi ortogonales: N 230º/50º (Lbi), y N 320º/05º a 12º hasta N 140º/05º (Lbh), que son coincidentes con las dos direcciones de estiramiento de los pliegues P1a (Fig. 5b). En sectores donde los cuellos de los boudins según ambas direcciones están cercanos, alcanzan a desarrollarse incipientes estructuras en tabletas de chocolate.

En los cuellos de los boudins de la foliación y de los diques se puede observar en muchos casos fracturas normales o diagonales a los boudins (Fig. 3c). En la mayor parte de estos casos se trata de un juego conjugado de fracturas, con su eje paralelo a la lineación del boudinage.

FLANKING STRUCTURES Y SHEAR BANDS

El término flanking structures ha sido aplicado recientemente por Passchier (2001) con el fin de agrupar a todas las estructuras producto de la desviación de la foliación o el bandeado de las rocas metamórficas, en las adyacencias de shearbands (bandas de cizalla oblicuas con respecto a la foliación de la roca).

Dentro del grupo de las flanking structures, se denominan flanking shear bands a las que exhiben un arrastre sintético a lo largo de la zona de cizalla, y flanking folds a las que exhiben arrastre antitético.

Las flanking shear bands son las más comunes dentro de los esquistos anfibólicos, desde escalas microscópicas hasta métricas. Se desarrollan como consecuencia del desplazamiento de la foliación en forma sintética a lo largo de zonas de cizalla dúctil (a veces en pares conjugados). En general cortan a la foliación con un ángulo de hasta 45º, pero en sus extremos se suavizan y hasta se tornan paralelas a ella. Pueden a primera vista confundirse con boudins del tipo shearband boudins, dado que sus morfologías son en algunos casos similares. Sin embargo, diferenciamos los shearband boudins de las flanking structures debido a que, a escala de afloramiento, se encuentran respectivamente en trenes o en forma aislada.

Las shearbands son numerosas. Se observan cortando al conjunto foliación-pliegues-boudinage, desde escalas microscópicas hasta métricas. Las más pequeñas, tanto en corte delgado como en muestras de mano, tienen morfología similar a las bandas de cizalla extensional C´; muchas veces se encuentran asociadas a la rotación de boudins asimétricos en los esquistos anfibólicos. Están ubicadas dentro de la superficie envolvente (véase nomenclatura en Goscombe et al. 2004), dispuestas a 30º de la foliación y el bandeado composicional, planos a los que deforman con arrastre sintético (Fig. 5c). Las métricas, de unos 2 a 3 m de longitud, se reparten en dos juegos: uno de rumbo NNE de alta inclinación al O con cinemática dextral, y otro de rumbos O a NO e inclinaciones desde 50º a 82º al S y SO con cinemática sinestral (Fig. 4c). En algunos de estos planos se alojan venas de cuarzo singenético.

En una escala mayor interpretamos que shearbands de gran tamaño, notables a escala de mapa (Fig. 2), se desarrollarían a intervalos regulares a lo largo del bloque oriental. Son evidentes si se toma en cuenta el desplazamiento de las zonas de cizalla, la morfología del afloramiento de mármol (similar a un boudin), y el diseño en echelon de los crestones de silicificación jurásicos (que se hallan emplazados en zonas de cizalla paralelas a la foliación). Tienen rumbo aproximado NNE, y cortan con alto ángulo a la foliación y a las zonas de cizalla. Poseen movimiento sintético, resultando una estructura de tipo dominó. Dado que no se han hallado rocas asociadas, no se pueden aún clasificar según su grado metamórfico. Por el momento las consideramos posteriores a los pliegues P1b, relacionándolas con la zona de cizalla central.

ZONAS DE CIZALLA

Afloran al menos dos tipos de zonas de cizalla: uno se desarrolla internamente en ambos bloques del afloramiento, y el otro en la zona central, entre las cuarcitas y los esquistos anfibólicos.

El primer tipo corresponde a varias zonas de cizalla paralelas a la foliación, dentro de las cuarcitas, de los esquistos anfibólicos, y de un dique granítico. Afectan a la foliación, a los pliegues P1b, al boudinage y al par flanking structures-shearbands. En todos los casos observados tienen fábrica L-S, otorgada por una lineación subhorizontal y cinemática dextral (Fig. 2). En el bloque occidental son numerosas y se caracterizan por ser de tonos oscuros y de hasta 30 cm de espesor. Internamente poseen fábricas S-C y C´. Su grado metamórfico exacto es difícil de precisar debido a la mineralogía simple del protolito cuarcítico, pero pertenecería a la facies de esquistos verdes. En el bloque oriental, en cambio, son sólo 3, pero de hasta 5 m de potencia. La más interesante es la que se desarrolla a lo largo de un dique granítico, pues muestra foliación y lineación de estiramiento bien marcadas. Tienen textura bandeada con cintas de cuarzo y porfiroclastos de feldespatos sericitizados, rodeados por cintas delgadas de cuarzo y muscovita de grano fino separadas por planos C. La incipiente recristalización del feldespato alcalino indica condiciones metamórficas en facies de esquistos verdes alta o anfibolita baja.

El otro tipo de zona de cizalla está representado por bandas decimétricas de milonitas con cinemática dextral, de rumbo aproximado NNO (aunque a veces no coincide con el rumbo de la foliación original de las metamorfitas). Estas rocas se encuentran subaflorantes entre las arenas de la planicie de inundación del río Deseado, por lo que es difícil su identificación y mapeo. A escala microscópica estas milonitas poseen foliación C de diseño anastomosado y lineación marcada por escamas de sericita. Están formadas por cuarzo, porfiroclastos de granate (Fig. 3e), fragmentos rotados de cuarcitas, y sericita (como retrogradación de muscovita) crenulada entre superficies C de cizalla con clorita y abundante material ferruginoso (Fig. 3f). La fábrica S1 se encuentra crenulada por la foliación C (Figs. 3f, g). En algunos casos dentro de esta zona de cizalla pueden encontrarse también brechas de falla cohesivas y cataclasitas, sugiriendo reactivaciones bajo un régimen de deformación frágil. Todas estas características indican un grado metamórfico bajo, aproximadamente en la facies de esquistos verdes baja.

En muchos casos tienen silicificación pervasiva sobreimpuesta (Fig. 3g), formando de esta manera una parte importante de las vetas de reemplazo jurásicas.

La diferencia principal entre ambos tipos de zonas de cizalla, además de la posición que ocupan en el afloramiento, se debe a su grado metamórfico. En el caso de las milonitas paralelas a la foliación, su grado metamórfico señala condiciones similares a las de su protolito, indicando que las respectivas deformaciones son aproximadamente contemporáneas. En cambio, en las milonitas de la zona de las cuarcitas micáceas, el grado metamórfico muestra condiciones de retrogradación con respecto al protolito, por lo tanto consideramos que dicha deformación ocurrió tiempo después de la deformación del protolito. Por esta razón concluimos que corresponden a distintos momentos en el proceso de deformación, y las relacionamos a dos etapas de deformación distintas.

CORRIMIENTOS Y FALLAS INVERSAS

En el bloque occidental hay al menos cuatro corrimientos de rumbo NNO, con pliegues paralelos en el bloque de techo (Figs. 2, 3h, i, j). Los planos de falla, orientados N 50º/30º-60º, consisten en una zona de falla de hasta un metro de espesor de brechas tectónicas y roca finamente molida. A pesar del reducido tamaño de los afloramientos, que impide conocer las relaciones mutuas entre los corrimientos, el diseño cartográfico sugiere que al menos algunos de ellos podrían ser parte de un sistema dúplex.

Hacia el NE de los anteriores, en una franja contigua a la zona de cizalla central, hay otras dos fallas inversas de rumbo NNO a N que inclinan al oeste (Fig. 2).

DIACLASAS

Sobre los flancos de los pliegues en las cuarcitas se hallan diaclasas de cizalla, y sobre las charnelas, en forma normal y paralela, diaclasas de extensión (Giacosa et al. 1997).

EVOLUCIÓN ESTRUCTURAL

Teniendo en cuenta las relaciones entre las estructuras descriptas, las condiciones corticales que representan, su relación con la mineralogía y las edades radimétricas disponibles, hemos elaborado una síntesis de la evolución estructural de las rocas de estancia Las Tres Hermanas, consistente en dos etapas fundamentales de deformación (Cuadro 3). Para algunas estructuras como las shearbands, las evidencias existentes aún no son concluyentes para su ubicación precisa en la evolución propuesta.

Cuadro 3: Resumen de las estructuras y microestructuras en las rocas del Complejo Río Deseado en el área Las Tres Hermanas, ordenadas en etapas y fases de deformación.

Etapa D1. Las primeras evidencias de deformación, alrededor del Silúrico temprano a tardío, están representadas por la intensa deformación dúctil (D1) que acompañó al metamorfismo en facies de anfibolita epidótica, y al magmatismo granítico de emplazamiento sincinemático. Esta etapa se habría desarrollado como un proceso de deformación progresiva, que, para una mejor descripción, diferenciamos en fases sucesivas (F1a, F1b y F1c).

En la fase F1a, bajo un régimen de aplastamiento heterogéneo, ocurrió la intrusión sincinemática de diques graníticos hacia los 420 Ma, y se formaron los pliegues P1a, la foliación de plano axial y el boudinage.

Durante la fase F1b el régimen de deformación evolucionó a condiciones con mayor dominio del strain (deformación interna) plano, y continuó la intrusión de diques. Las estructuras formadas inicialmente fueron pliegues P1b de rumbo NNO y vergencia al NE, que deformaron a las estructuras de la fase F1a. Luego se desarrollaron shearband boudins, flanking structures y shearbands.

Durante la fase F1c, en parte condicionado por la foliación regional S1, se formaron zonas de cizalla de cinemática dextral, que fueron luego cortadas por shearbands.

Etapa D2. La segunda etapa de deformación (D2) se caracterizó en sus comienzos por condiciones dúctil-frágiles, pero finalizó con estructuras características de corteza frágil.

En su primera fase F2a dominó un régimen transcurrente dextral de tipo dúctil-frágil paralelo a la foliación regional, en condiciones de facies esquistos verdes baja, que generó una zona con varias bandas de cizalla que puso en contacto ambos bloques. Por último, durante la fase F2b, y ya bajo condiciones de deformación netamente frágiles, se formaron corrimientos y pliegues asociados P2, de rumbo NNO. Esta última fase podría interpretarse como parte del proceso de exhumación del basamento antes del Pérmico temprano (¿Devónico tardío?).

DISCUSIÓN

Las estructuras formadas durante la fase F1a presentan características compatibles con un régimen compresivo dúctil con aplastamiento dominante (elipsoide de deformación oblado). Las dos direcciones de ejes de pliegues P1a y las dos direcciones del boudinage (Lbh Lbi), ambos pares paralelos a la foliación S1 de los esquistos anfibólicos, indican elongación en dos direcciones perpendiculares al acortamiento general SONE. En cambio, los shearband boudins, flanking structures y shearbands desarrollados durante la fase F1b, junto con las zonas de cizalla de la fase F1c, sólo muestran elongación en dirección SSE-NNO, sugiriendo por lo tanto predominio de strain plano.

Por otra parte, la microfábrica de los cristales relícticos de feldespatos en los ortogneises -con estructuras de núcleo y manto y microkinking- y milonitas graníticas, indica comportamientos dúctiles en condiciones de la parte baja de la facies de anfibolitas (Passchier y Trouw 1996; Tullis 1983), compatibles con la mineralogía de los esquistos anfibólicos. De esta manera, se puede interpretar que la deformación dúctil que acompañó al metamorfismo en facies de anfibolita epidótica tuvo una evolución progresiva, desde condiciones de aplastamiento heterogéneo hasta de strain plano.

Con respecto a las milonitas que interpretamos localizadas en una zona de cizalla central, su mineralogía representa condiciones de más baja temperatura, compatibles con la parte baja de la facies de esquistos verdes. Y en el caso de los planos de corrimientos del bloque occidental, las rocas de falla son brechas y microbrechas de atrición, poco consolidadas y sin orientación de fábrica (Giacosa et al. 1998). Teniendo en cuenta los modelos conceptuales de rocas de falla asociados a zonas de falla (Sibson 1977) en los cuales las rocas incohesivas o de baja cohesión ocupan los primeros 4 km de la corteza, podemos sugerir una profundidad de formación no mayor a los 5 kilómetros. Esta diferencia con respecto a las condiciones dúctiles desarrolladas previamente, nos permite asignar las estructuras mencionadas a una etapa D2, caracterizada en sus comienzos por condiciones frágil-dúctiles, compatibles con la parte baja de la facies de esquistos verdes, y en su final por deformaciones frágiles.

Si bien las divisiones descriptivas realizadas -i. e. un sector occidental con cuarcitas con venas de cuarzo singenético y sin rocas intrusivas, y otro oriental con esquistos anfibólicos, mármoles y rocas intrusivas deformadas- pueden tener relación con una distribución original del protolito sedimentario, las siguientes evidencias nos sugieren que los dos sectores representarían distintos dominios estructurales: a) el emplazamiento selectivo de los granitoides; b) la ubicación de los corrimientos y pliegues asociados exclusivamente en el sector occidental; c) el abrupto cambio litológico a través de una zona deformada. Más aún, teniendo en cuenta que la mineralogía de las cuarcitas no permite estimar el grado metamórfico con la misma precisión que en los esquistos anfibólicos, podrían existir algunas diferencias en las condiciones metamórficas entre ambos dominios. Estos argumentos nos permiten considerar a la zona de cizalla central como causa de la yacencia de rocas de litología y estilo estructural distintos, y nos llevan a descartar la anterior idea de fallamiento jurásico como causa de la yuxtaposición de los bloques (Giacosa et al. 1997).

Los corrimientos y pliegues asociados (P2) constituyen una pequeña faja corrida y plegada, cuyo origen es incierto aún. Consideramos dos posibilidades: a) que es parte de una faja corrida y plegada de mayores dimensiones desplazada de su ámbito y yuxtapuesta al bloque oriental por la transcurrencia de la fase F2a; o b) interpretarla, basados en su compatibilidad geométrica y cinemática con la zona de cizalla central, como la expresión superficial de una estructura en flor positiva asimétrica, relacionada con su evolución transpresiva.

La primera posibilidad supone la preexistencia de una faja plegada y corrida al momento de la fase transcurrente F2a, y presenta como inconveniente el desarrollo de deformaciones frágiles seguidas de deformaciones frágil-dúctiles. En cambio, el modelo de flor positiva asimétrica goza de la cualidad de explicar geométricamente de forma sencilla la presencia de una morfología de faja plegada y corrida en pequeña escala, tomando como su generador a movimientos transcurrentes. Sin embargo, muestra una incongruencia al correlacionar las brechas y gouge de los planos de corrimiento con las condiciones de bajo metamorfismo de la zona de cizalla central y las venas de cuarzo singenético que cortan a los pliegues P2. Como alternativa, pensamos que las brechas y gouge mencionados serían el producto de una reactivación (por ejemplo, durante la extensión jurásica) de los corrimientos de la fase F2.

Los datos geocronológicos más recientes sobre las rocas del basamento Pre-pérmico ubican el metamorfismo de la región del Deseado en una edad cercana al límite Precámbrico-Cámbrico (Pankhurst et al. 2003; Guido et al. 2004). Sin embargo, Giacosa et al. (2002) señalaron la posibilidad de un cierto diacronismo entre las edades del metamorfismo de estancia Dos Hermanos (Cámbrico temprano) y de estancia Las Tres Hermanas (Silúrico temprano).

Nuestra interpretación de la edad más probable de las fases dúctiles F1a y F1b en el área de Las Tres Hermanas está basada en la edad de cristalización del dique de granito foliado, plegado y budinado, y de sus relaciones estructurales con las metamorfitas. Ellas sugieren que el pico metamórfico se alcanzó poco después de la intrusión de los diques graníticos, cuya edad ronda los 420 a 425 Ma (Silúrico, límite Wenlockiano /Ludlowiano). Más impreciso es el comienzo y desarrollo del metamorfismo. Sin embargo, dado que el estiramiento en los diques no alcanzó a formar completamente los boudins (a pesar del elevado contraste de viscosidad con los esquistos), pensamos que su intrusión pudo haber sido algo tardía con respecto al inicio del metamorfismo y de la deformación dúctil.

La disposición estructural de los diques dentro de la secuencia plegada también brinda información de importancia para argumentar la contemporaneidad de la intrusión y el proceso de deformación. Los ejes de los pliegues en los ortogneises, orientados NNO subhorizontal y SSO inclinado, son siempre paralelos a la foliación. Además, en la charnela de los pliegues se observa la relación original de corte con la foliación. Si retrotraemos estos pliegues actuales al momento de su intrusión como diques (Fig. 5e), veremos que se encontraban en planos dispuestos a 90º entre sí y perpendiculares a la foliación. De esta manera, los diques se habrían intruido en fracturas extensionales (tensile cracks), formadas por propagación de fracturas perpendiculares a la dirección del esfuerzo principal mínimo compresivo.

Por su parte, los pocos diques graníticos deformados en relación discordante con la foliación microplegada indicarían que al menos una parte de ellos se habrían intruido en diferentes momentos durante la deformación progresiva dúctil. Por estas razones interpretamos que el metamorfismo ya había comenzado al momento de la intrusión de los granitoides (Giacosa et al. 1997).

Integrar esta interpretación en el contexto regional del Paleozoico de la Comarca del Deseado resulta difícil, en especial al tratar de conciliar con los datos de estancia Dos Hermanos, donde las edades radimétricas, tanto de metamorfitas como de granitos, son más antiguas. Ellas son la edad K/Ar de 540 ± 20 Ma en una anfibolita (Pezzuchi 1978), y las edades U/Pb de 454 y 472 Ma (Loske et al. 1999) y 450 ± 6 Ma (Pankhurst et al. 2003) en rocas plutónicas. Es importante señalar que las rocas de estancia Dos Hermanos son metamorfitas de bajo grado sin intrusiones significativas, y que los granitos analizados son rodados incluidos en las sedimentitas pérmicas. La relación entre las metamorfitas y las sedimentitas pérmicas fue interpretada como de discordancia angular (Palma y Ubaldón 1988), no obstante la presencia de rocas foliadas en el contacto señala la posibilidad de una relación tectónica (Márquez et al. 1993), lo que plantea interrogantes acerca de su proveniencia del contiguo afloramiento. Por lo tanto, las rocas de Dos Hermanos, además de ser un conjunto metamórfico representativo de un nivel cortical más somero que el de estancia Las Tres Hermanas, podrían no tener la misma edad.

En estancia El Sacrificio (Fig. 1) las edades de rocas no deformadas concuerdan mucho mejor con la idea expresada en este trabajo. Pankhurst et al. (2003) reportan una edad U/Pb SHRIMP de 425 ± 4 Ma para un granito con biotita y muscovita. Por su parte, para la Tonalita El Laurel obtienen edades 207Pb/206Pb de 402 ± 1 y 407± 2 Ma, y por el método U/Pb SHRIMP una media de 395 ± 4 Ma. La Tonalita El Laurel contiene xenolitos de rocas metamórficas, hecho que demuestra que el metamorfismo fue anterior a la intrusión. De esta manera, en base a los datos geocronológicos de las estancias Las Tres Hermanas y El Sacrificio, se puede establecer en la región del Deseado dos episodios plutónicos, uno contemporáneo con el pico metamórfico, aproximadamente hacia los 425 a 420 Ma, y otro postectónico hacia los 400 Ma. Pulsos magmáticos previos serían aquellos que indican las edades obtenidas en rodados en la estancia Dos Hermanos.

Las fajas de cizalla presentadas en este trabajo, junto a la potente zona NNO de cizalla dúctil dextral en Bahía Laura (Guido et al. 2000, 2004; Giacosa et al. 2005), documentan la activa participación de regímenes transcurrentes dextrales en la evolución tectometamórfica del basamento pre-pérmico del NE de la comarca del Deseado. Recientemente, la datación de un granito que intruye la zona de cizalla de Bahía Laura arrojó una edad de 393 ± 2 Ma (Guido et al. 2005).

CONCLUSIONES

La deformación paleozoica del basamento pre-pérmico de la comarca del Deseado en la estancia Las Tres Hermanas se sintetiza a través de dos etapas.

Una primera etapa de edad silúrica tardía (D1), caracterizada por intensa deformación dúctil acompañada de metamorfismo y magmatismo sincinemático, se desarrolló en condiciones de facies de anfibolita epidótica mediante fases de deformación progresiva (F1a, F1b y F1c). La fase F1a estuvo caracterizada por aplastamiento heterogéneo, asociado a metamorfismo en facies de anfibolita epidótica y magmatismo granítico sincinemático alrededor de los 420 Ma. Durante esta fase se formaron los pliegues P1a, con conspicua foliación penetrativa y boudinage en sus flancos. Durante la fase F1b, con un mayor dominio del plane strain, se formaron pliegues P1b de rumbo NNO y vergencia al NE, deformando a las estructuras previas. En un estadio avanzado de esta fase, bajo deformación no coaxial, se formaron shearband boudins, flanking structures y shearbands. La fase F1c estuvo caracterizada por un régimen de deformación por cizalla simple de cinemática dextral controlado por la foliación regional. Se generaron así zonas de cizalla dúctil dentro de ambos bloques del afloramiento. Por último, varias shearbands de escala megascópica cortaron a los esquistos y mármoles junto a todas las estructuras desarrolladas.

La segunda etapa (D2) estuvo caracterizada por deformación dúctil-frágil y frágil en condiciones metamórficas de bajo grado. En una primera fase F2a dominó un régimen transcurrente dúctil-frágil de cinemática dextral, en condiciones metamórficas de facies de esquistos verdes baja, que originó una zona de cizalla que puso en contacto los bloques oriental y occidental. Por último, la fase F2b caracterizada por corrimientos y pliegues asociados P2, de rumbo NNO, habría sido parte del proceso de exhumación del basamento antes del Pérmico temprano (¿Devónico tardío?).

Consideramos que el aporte principal de este trabajo son las evidencias que ponen de manifiesto, junto a los datos de Bahía Laura citados, la existencia en la comarca del Deseado de fases con transcurrencia dextral dúctil y dúctil-frágil. Al menos en estancia Las Tres Hermanas estos movimientos se desarrollaron en tiempos que median entre el pico metamórfico, ocurrido en el Silúrico tardío, y el rifting del Pérmico temprano.

Desde el punto de vista geométrico y cinemático, y a pesar de las diferentes condiciones corticales que representan, las etapas D1 y D2 tienen en común un importante acortamiento regional en dirección NNE-SSO o NE-SO, lo que sugiere que el contexto geodinámico del orógeno paleozoico de la comarca del Deseado en este sector ha sido similar durante el lapso silúrico tardío-pérmico temprano.

AGRADECIMIENTOS

A los colegas M. I. Fernández, M. Márquez y A. Nillni por su interés en la discusión de los temas que trata este trabajo. Al SEGEMAR (Instituto de Geología y Recursos Minerales) y a la Universidad Nacional de la Patagonia, que patrocinaron los estudios. Parte de este trabajo se realizó durante una beca otorgada por el SEGEMAR, al que se agradece el permiso para su publicación. Por último, a los revisores J. Otamendi y R. Martino, quienes posibilitaron el mejoramiento del manuscrito.

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Recibido: 14 de diciembre, 2004
Aceptado: 1 de octubre, 2005