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Revista de la Asociación Geológica Argentina

versión On-line ISSN 1851-8249

Rev. Asoc. Geol. Argent. v.63 n.3 Buenos Aires jul./sep. 2008

 

Estadío inicial del arco volcánico neógeno en la Cordillera Principal de Mendoza (35° S)

Patricia Sruoga1,2, Nora A. Rubinstein2,3, Mariela P. Etcheverría4, Marcelo Cegarra4, Suzanne M. Kay5, Brad Singer6 y James Lee7

1 SEGEMAR. Avda. J. A. Roca 651, piso 10, (1322) Buenos Aires. Email: patysruoga@yahoo.com.ar
2 CONICET
3 Dto. Ciencias Geológicas, Universidad de Buenos Aires, Ciudad Universitaria, Pabellón 2, (1428) Buenos Aires. Email: nora@gl.fcen.uba.ar
4 SEGEMAR. Avda. J. A. Roca 651, piso 10, (1322). Buenos Aires. Emails: maretc@mecon.gov.ar y mcegar@minproduccion.gov.ar
5 Cornell University. Dept. of Earth and Atmospheric Sciences 3140 Snee Hall Ithaca 14853, Estados Unidos. Email: smk16@cornell.edu
6 University of Wisconsin, Rare Gas Geochronology Lab, Madison, Estados Unidos. Email: bsinger@geology.wisc.edu
7 Queen´s University. Dept. of Geological Sciences and Geological Engineering, 36 Union Street, Kingston, Ontario, Canada. Email: lee@geol.queensu.ca

RESUMEN

Por primera vez, se presenta un estudio geológico integrado del complejo volcánico aflorante en el cordón del Burrero y zonas aledañas, en la Cordillera Principal del sur de Mendoza (35°S). Constituye una unidad volcánica compleja, integrada por facies lávicas e hipabisales de composición basáltica, andesítica y riolítica. Las rocas pertenecen a series calcoalcalinas de alto potasio, con altos contenidos de Ba, Sr, Rb, Cs, bajos contenidos de Nb, Ta, Hf y relaciones La/Yb moderadas. Se hallan afectadas por metamorfismo de bajo grado en facies de ceolitas y prehnita-pumpellyita, vinculado al aumento de gradiente geotérmico por soterramiento. Además, se identificó localmente otro evento térmico superpuesto. El volcanismo tuvo lugar en el Mioceno medio (~18 a 14 Ma), representando el estadío inicial del arco volcánico neógeno en la vertiente argentina y puede ser correlacionado con la parte inferior de la Formación Farellones, de amplia distribución en territorio chileno a estas latitudes.

Palabras clave: Volcanismo; Mioceno; Cordillera Principal; Mendoza.

ABSTRACT: Initial stage of the Neogene volcanic arc in the Cordillera Principal of Mendoza (35°S). This is the first time that an integrated geological approach of the volcanic complex outcroping at Cordón del Burrero and surrounding areas, in Cordillera Principal of Mendoza province (35° S), is carried out. It constitutes a complex volcanic unit, encompassing lavas, dykes and subvolcanic intrusive bodies of basaltic, andesitic and rhyolitic composition. These rocks belong to high-K calc-alkaline series, showing high Ba, Sr, Rb and Cs contents, Nb, Ta and Hf depletion and moderate La/Yb ratios. The volcanics experienced regional burial and related very low grade metamorphism under zeolite and prehnite-pumpellyite facies conditions. In addition, another yuxtaposed thermal event was locally identified. The volcanic event took place during Middle Miocene times (~ 18 a 14 Ma) and represents the initial stage of the neogene volcanic arc in Argentina and it may be correlated to the lowest part of Farellones Formation, widespread in Chile at these latitudes.

Keywords: Miocene; Volcanism; Cordillera Principal; Mendoza.

INTRODUCCIÓN

El volcanismo neógeno se halla ampliamente representado en la Cordillera Principal de la provincia de Mendoza. A pesar de su importancia geológica y metalogénica, el mismo ha sido poco estudiado. En particular, la escasez de relevamientos de detalle y de edades absolutas ha impedido establecer la secuencia geocronológica y la evolución del arco volcánico durante el ciclo orogénico ándico.
Los primeros antecedentes se remontan a Gerth (1931) y Groeber (1946). Este último autor estableció un esquema estratigráfico para el volcanismo terciario de los Andes neuquino-mendocinos que comprende tres unidades: Mollelitense (=Andesita 0) de edad eocena superioroligocena, Palaocolitense (Basalto 1) de edad miocena media y Huincanlitense (= Andesita II) de edad miocena superior. La gran dificultad en la aplicación de este esquema es que presupone la correlación de las unidades a lo largo de grandes distancias. Teniendo en cuenta las características propias del volcanismo de arco, es decir diacronismo en la actividad de los diferentes centros eruptivos y distribución areal restringida, el esquema original de Groeber merece una revisión, a la luz de estudios geocronológicos de detalle.
Con este enfoque, varios trabajos recientes han planteado la reasignación estratigráfica de los eventos volcánicos reconocidos en diversas zonas (Ramos y Nullo
1993, Nullo et al. 1997, Sruoga et al. 1998, Combina y Nullo 2000, Nullo et al. 2002, Sruoga et al. 2005a). En ocasión del relevamiento regional de la Hoja Geológica "Volcán Maipo" (Sruoga et al. 2005b) se ha reconocido una unidad volcánica cuyas características y posición en secuencia permitieron interpretarla como el evento volcánico más antiguo en la evolución del arco terciario a la latitud de 35° sur en la vertiente argentina. Las rocas volcánicas aflorantes al sur del tramo superior del río Atuel habían sido asignadas a la Formación Río Damas, de edad jurásica superior por Gerth (1931) y al Mollelitense por Groeber (1946). La falta de atención sobre esta unidad de gran significado tectomagmático motivó el inicio de las tareas tendientes a establecer su distribución areal, relaciones estratigráficas, composición litológica y química, metamorfismo, edad y correlación con unidades equivalentes en la región andina.
El objetivo de este trabajo es caracterizar geológica y geoquímicamente a las volcanitas del cordón del Burrero y zonas aledañas, en la Cordillera Principal del sur de Mendoza (35°S). Cabe destacar que se ha optado por abandonar la denominación propuesta por Groeber, con el fin de evitar confusión, dado el arraigo del Mollelitense (=Grupo y Formación Molle) en la literatura y su significado cronoestratigráfico. Con el fin de individualizarlo se propone la denominación de Complejo Volcánico Cordón del Burrero (CVCB). Se dan a conocer las primeras edades radimétricas obtenidas para esta unidad, las cuáles resultan consistentes con la estratigrafía volcánica reconocida y permiten acotar el desarrollo temporal de este evento. Además, se definen las facies del metamorfismo y sus variaciones locales y se plantean las implicancias tectónicas. Los resultados obtenidos son discutidos dentro del marco tectomagmático establecido en Chile para estas latitudes.

MARCO GEOLÓGICO

La historia geológica post-paleozoica de la Cordillera Principal mendocina reconoce dos grandes eventos, la formación de una cuenca de retroarco durante el Mesozoico y el desarrollo del ciclo ándico durante el Cenozoico (Ramos 1999).
La cuenca de retroarco, extendida en el oeste de Neuquén y sudoeste de Mendoza, estuvo asociada a un arco volcánico occidental de tipo insular. El relleno sedimentario abarca desde el Triásico superior hasta el Cretácico superior. A lo lar-go de la mayor parte del Mesozoico la cuenca estuvo sometida a las oscilaciones eustáticas globales, cuyo carácter cíclico dio lugar a una sucesión alternada de eventos transgresivos y regresivos (Legarreta et al. 1993).
En la zona de estudio, la columna estratigráfica no se halla íntegramente representada. Las unidades más antiguas corresponden a las sedimentitas marinas del Grupo Cuyo, las calizas de la Formación La Manga y los depósitos evaporíticos de la Formación Auquilco. Por encima se disponen los depósitos fluviales de la Formación Tordillo, los cuáles conforman una secuencia integrada por areniscas rojas y conglomerados verdosos, con frecuente intercalación de filones capa ocoíticos de la Formación Río Damas, los cuáles evidencian la actividad de un persistente arco volcánico al oeste de la cuenca (Thiele y Nasi 1982). Estas rocas constituyen las facies de engranaje lateral entre la Formación Tordillo y la Formación Río Damas. La columna local culmina con sedimentitas marinas, con restos indeterminables de amonites, pertenecientes al Grupo Mendoza.
A escala regional, el desarrollo del ciclo ándico está caracterizado por la estructuración del basamento y de las secuencias mesozoicas, la acumulación de depósitos sinorogénicos hacia el este y el emplazamiento de magmas calcoalcalinos vinculados a las sucesivas fases de deformación orogénica.
A partir del Mioceno, en este sector se reconocen evidencias de la instalación de un arco volcánico, el cual experimentó migración y expansión durante los últimos 20 millones de años (Sruoga et al. 2005b). Nullo et al. (2002) distinguen dentro del magmatismo terciario de la provincia de Mendoza dos grandes ciclos: 1) el ciclo eruptivo Molle y 2) el ciclo eruptivo Huincán. El primero abarca el lapso mioceno inferior a medio (19 a 13 Ma) de acuerdo a las dataciones existentes para localidades clásicas del sur de Mendoza, tales como Cajón del Molle, Puntilla de Huincán y Sierra de Palaoco. Corresponde a un volcanismo de composición basáltica, cuyas características geoquímicas han permitido a estos autores interpretarlo como de retroarco. El ciclo eruptivo Huincán se desarrolla entre el Mioceno medio a superior y abarca un pulso más antiguo, denominado Andesita Huincán (17 a 10 Ma) y otro más joven denominado Andesita La Brea (7 a 5 Ma). Este volcanismo, bien representado en la zona de las Aucas, sector centro-occidental de la provincia de Mendoza, es de composición netamente andesítica y representa la actividad del arco volcánico del ciclo ándico en su máxima expansión hacia el este.
En la zona de estudio se han reconocido tres eventos volcánicos principales. El más antiguo será descripto más adelante por ser motivo de la presente contribución. Esta unidad se presenta intruida por enjambres de diques y cuerpos subvolcánicos que desarrollan aureolas de alteración hidrotermal y mineralización asociada (Sruoga et al. 1998, 2005 a y b) (Fig. 1). Litológicamente, esta unidad está compuesta por dacitas biotíticas y es notablemente homogénea en su extensión areal. Debido a la falta de edades radimétricas para la zona, estos intrusivos han sido asignados tentativamente a la Formación Huincán. Teniendo en cuenta su composición y yacencia, se propone la restricción de "Formación Huincan en facies hipabisal dacítica" con el fin de discriminarla de la facies andesítica descripta por Nullo et al. (2002).

Figura 1: Mapa geológico. Se indica la ubicación de las muestras con edades Ar/Ar.

El evento volcánico más reciente corresponde a la construcción del volcán Risco Plateado, presumiblemente en tiempos plio-pleistocenos. A pesar que el aparato se halla profundamente disectado por erosión glacial, aún es posible reconocer la zona de emisión en base a la inclinación de las coladas proximales. Abarca coladas andesíticas fluidales e ignimbritas vítreas muy fluidas y de gran recorrido a lo largo de paleovalles (Sruoga et al. 2005 b) (Fig.1).
La columna estratigráfica en la zona se completa con los depósitos aluviales, coluviales y glaciarios del Cuaternario.
Desde el punto de vista estructural, la zona estudiada se encuentra en el sector occidental de la faja plegada y corrida de Malargüe, la cual presenta una deformación de piel gruesa que involucra al basamento pre-Triásico superior (Manceda y Figueroa 1995). En la misma se produce la inversión tectónica de las estructuras extensionales de edad triásica superior como fallas inversas de alto ángulo asociadas con corrimientos, que se vinculan a la formación de pliegues diversos. En este sector se reconocen dos eventos compresivos. El primero sería previo al emplazamiento del CVCB y se vincula con la inversión tectónica de un graben triásico asociado a una falla no aflorante. La misma, con inclinación al oeste, estaría localizada al este de la traza del anticlinal, a lo largo del faldeo oeste del cordón del Burrero y continúa hacia el sur por el río Tordillo. Esta falla produce un amplio plegamiento de vergencia oriental, con rumbo NNE, que en el sector norte presenta un pequeño retrocorrimiento o falla de desgarre de rumbo NO (Fig. 1). Sobre estas estructuras se dispone en discordancia angular las volcanitas del CVCB. Luego se produce el segundo evento compresivo que genera un plegamiento suave en las volcanitas, vinculado a la reactivación de las estructuras previas. Las coladas del Risco Plateado se disponen de manera subhorizontal en discordancia angular sobre un abrupto paleorelieve.

GEOLOGÍA DEL CVCB

En el área cordillerana situada al sur del curso superior del río Atuel aflora una espesa secuencia lávico-hipabisal intensamente deformada, asignada al Mollelitense (Groeber 1946) y denominada como Complejo Volcánico Cordón del Burrero (CVCB) en la presente contribución. Se dispone en discordancia an-gular sobre las unidades mesozoicas y se halla intruida por un sistema de diques y cuerpos intrusivos tipo stock de naturaleza ácida (Fig. 2). La unidad se presenta como una unidad volcanogénica compleja que abarca coladas de lava y enjambres de diques paralelos y entrecruzados, de composición basáltica a andesítica y traquiandesítica y cuerpos subvolcánicos de composición riolítica, con edades correspondientes al Mioceno medio, según datos radimétricos detallados más adelante. En el mapa de la figura 1 se presenta la distribución areal del CVCB. Los principales afloramientos se disponen a lo largo de una faja de orientación meridiana en el flanco oriental del cordón del Burrero, extendiéndose hacia el este en el arroyo Vega Florida y cajón del Perdido hasta desaparecer por debajo de los derrames lávicos provenientes del volcán Risco Plateado. Hacia el sur, volcanitas asignables a esta unidad afloran en los cerros Matancilla y hacia el oeste en el cerro Las Choicas.


Figura 2: Arroyo del Perdido. Coladas basáltico- andesíticas del CVCB intruidas por diques dacíticos de la Formación. Huincán.

A lo largo del arroyo del Quesero y sobre el flanco oeste del cordón del Burrero se halla expuesta la relación con las unidades infrayacentes. Frente al cerro Las Choicas, en la quebrada del Burrero, aflora una espesa secuencia sedimentaria integrada por areniscas y limolitas rojas, con intercalación de conglomerados verdosos e intruida por numerosos filones ocoíticos, seguida por niveles de calizas, margas y pelitas negras con abundantes restos de amonites (Fig. 3). La secuencia basal ha sido asignada a la Formación Tordillo, en facies de engranaje lateral con la Formación Río Damas, mientras que las sedimentitas superiores, de ambiente marino, pueden correlacionarse con el Grupo Mendoza. Integran una estructura homoclinal buzante 40° hacia el este. Por encima, sobre un paleorelieve previo y en discordancia angular, se disponen las volcanitas del CVCB, las cuáles inclinan hacia el oeste con valores entre 20 y 25° (Fig. 3).


Figura 3: Corte esquemático en la quebrada del Burrero, donde se muestra la relación de discordancia angular entre las volcanitas del CVCB y las sedimentitas mezosoicas infrayacentes.

Esta unidad volcanogénica compleja se halla integrada por facies lávicas e hipabisales parcialmente interdigitadas y superpuestas. De acuerdo a un esquema estratigráfico preliminar se han reconocido tres litofacies: L1, monótona sucesión de coladas basálticas y andesíticas y diques de igual composición, con escasas riolitas intercaladas; L2 sistema de diques paralelos y cuerpos subvolcánicos de composición diorítica y L3 cuerpos subvolcánicos y filones capa riolíticos atravesados por enjambres de diques de composición basáltica.
La litofacies 1 (L1) se halla bien expuesta a lo largo del cajón del Burro, sobre el flanco oriental del cordón del Burrero y en el arroyo del Perdido. Consiste en una potente sucesión de coladas lávicas que inclinan 20° hacia el oeste (Fig. 4). Litológicamente, la sucesión se halla integrada predominantemente por basaltos y andesitas basálticas, andesitas subordinadas y escasas riolitas intercaladas. Los primeros son porfíricos y glomeroporfíricos, con un contenido en fenocristales que varía entre 20% y 35% y excepcionalmente alcanza 45% (Cuadro 1) inmersos en pasta con texturas variadas, intersertal, hialopilítica, y subofítica. Mineralógicamente, están compuestos en orden decreciente de abundancia, por plagioclasa zonal y cribada, clinopiroxeno, olivino y minerales opacos. En un caso se ha reconocido la presencia de hornblenda basáltica (#SA-46, Cuadro 1). Un rasgo frecuente es la presencia de vesículas y amígdalas rellenas con minerales secundarios. Las andesitas son porfíricas, con menor contenido en fenocristales que los términos más básicos (10-25%, Cuadro 1) y mineralogía similar. Esta sucesión lávica se halla intruida por esporádicos diques con orientación predominante NNE. En la desembocadura del arroyo del Perdido en el cajón del Burro afloran dos cuerpos hipabisales discordantes, petrográficamente similares a las lavas que intruyen (Cuadro 1).


Figura 4: Vista general de la secuencia lávica L1 del CVCB en el flanco oriental del cordón del Burrero.

CUADRO 1: Petrografía de muestras seleccionadas del CVCB*
* Plag.: plagioclasa. San: sanidina. Qz: cuarzo. Cpx: clinopiroxeno. Ol: olivino. Hb: hornblenda. Bt: biotita. Ox Fe: óxidos de Fe. Ap: apatita. V+A: vesículas y amígdalas. F%: porcentaje de fenocristales. X: abundante, x: escaso.

El área tipo de la litofacies 2 (L2) se encuentra ubicada en los cerros Matancilla y puesto Gutiérrez, aunque también ha sido reconocida en el flanco sudoriental del cerro Las Choicas y en las nacientes de la quebrada Bolchiquito. Consiste en un sistema de diques verticales paralelos a subparalelos (sheeted dykes). Cada cuerpo individual posee 2 a 8 metros de potencia, un rumbo predominante este-oeste y suelen generar densos enjambres alineados, de tipo semejante al "dique en dique" (Figs. 5 a y b). En el cerro Las Choicas esta facies hipabisal se halla representada por cuerpos globosos y diques asociados que intruyen las sedimentitas de la Formación Tordillo y las volcanitas de la Formación Río Damas. Hacia el oeste, en el yacimiento Las Choicas los diques intruyen las facies calcáreas de la Formación La Manga.


Figura 5: a) Sistema de diques paralelos andesíticos correspondientes a L2 del CVCB en el puesto Gutiérrez. b) detalle de a.

L2 a diferencia del L1, presenta una composición intermedia monótona, con escasos basaltos asociados (#SA-14 y # SA-50, Cuadro 1). Las volcanitas están compuestas por plagioclasa y clinopiroxeno, con hornblenda subordinada. No obstante, su característica es la gradación de texturas típicas de facies hipabisales, desde levemente porfíricas con pastas pilotáxicas gruesas hasta microgranosas. Atendiendo a esta variación las rocas se han clasificado como andesitas y dioritas. La litofacies 3 (L3) presenta su mejor desarrollo asociado al L2 en los cerros Matancilla y en la quebrada Bolchiquito. Consiste en cuerpos riolíticos que se destacan por su color blanquecino, de pequeñas dimensiones, que intruyen al L2 y a su vez son intruidos por un enjambre de diques de basalto en múltiples direcciones (Fig. 6). Las riolitas son porfíricas a glomeroporfíricas, con un elevado contenido en fenocristales (30% a 45%, Cuadro 1) de cuarzo y plagioclasa. Son leucocráticas, como excepción se reconocen algunas secciones completamente reabsorbidas de supuestos minerales máficos. Como minerales accesorios se presentan apatita y opacos (Cuadro 1). La textura de la pasta es microfelsítica. Por otra parte, los basaltos de L3 son porfíricos y no difieren petrográficamente con respecto a los términos equivalentes de M1 (Cuadro 1).


Figura 6: Vista general de los cuerpos intrusivos riolíticos intruidos por diques basálticos de L3 del CVCB en las nacientes de la quebrada de Bolchiquito.

En general y como carácter distintivo, esta secuencia volcánica se presenta afectada por alteración de distinto tipo y en diverso grado. Se ha realizado un estudio sistemático de la alteración en todas las muestras con el fin de identificar la paragénesis mineral, reconocer diferencias y variaciones entre los tres miembros y determinar su origen (Cuadro 2). Las rocas completamente frescas son excepcionales (#SA-26, #SA-29 y #SA-46). La mayor parte de la secuencia se presenta alterada en grado moderado y en forma penetrante, sin embargo las paragénesis de alteración observadas varían en los tres miembros establecidos.

CUADRO 2: Alteración: paragénesis, intensidad y distribución en muestras seleccionadas del CVCB*.
* Chl: clorita, Cc: carbonato, Ep: epidoto, Zeo: ceolitas, Ab: albita, Tr: tremolita. Tnt: titanita, Ox de Fe: óxidos de Fe, Prh: prehnita, Pm: pumpellyita, Qzt: cuarzo, FK: feldespato potásico, Bio: biotita. X: abundante, x: escaso. Grado: S: suave, M: moderado, F: fuerte. Distribución: P: penetrante, B: brecha.

En L1 la asociación de minerales de alteración está compuesta por clorita, albita, ceolitas, calcita, mica blanca, titanita, epidoto,óxidos de Fe y cuarzo en proporciones variables (Cuadro 2). Se destaca la persistencia y abundancia, particularmente en algunas muestras, de ceolitas con hábito tabular. Esta paragénesis es típica de metamorfismo de bajo grado en facies de ceolitas.
L2 muestra mayor variabilidad en la alteración. Por una parte, se reconoce una asociación de clorita, calcita, albita, epidoto, prehnita, pumpellyita, titanita y cuarzo (Cuadro 2), típica de facies de prehnita- pumpellyita. Por otro lado se identifica una paragénesis compuesta por clorita, calcita, titanita, albita, tremolita, epidoto, prehnita y excepcional pumpellyita, acompañada localmente por feldespato potásico, biotita y cuarzo (Cuadro 2). La distribución areal de esta alteración coincide con el área de mineralización de cobre Las Choicas. De acuerdo a estas características, esta paragénesis podría ser de origen hidrotermal con desarrollo local de alteración potásica, asociada al evento mineralizante o hallarse vinculada al aumento de temperatura provocado por la proximidad de cuerpos intrusivos.
Por último, L3 presenta una paragénesis compuesta en forma general por calcita, mica blanca y cuarzo acompañados principalmente por clorita y titanita, la cual no es diagnóstica de ninguna de las facies de subesquistos verdes.

GEOQUÍMICA

En el cuadro 3 se presentan los análisis químicos de roca total por elementos mayoritarios, minoritarios y trazas correspondientes a muestras seleccionadas del CVCB. El carácter extendido de la alteración, provocada por el metamorfismo de bajo grado, resulta en una baja disponibilidad de rocas frescas. Por lo tanto, se han incluido muestras con el menor grado de alteración, sobre la base del estudio petrográfico previo. Como es de esperar, los elementos del grupo de los álcalis son los que acusan mayor susceptibilidad a la alteración, debido a su extrema movilidad.

CUADRO 3: Análisis químicos de roca total correspondientes a muestras seleccionadas de L1, L2 y L3*.
* Realizados en Actlabs (Canadá) (elementos traza completos) por ICP y en Cornell University, EE,UU. por XRF (elementos traza incompletos).

En conjunto, las volcanitas exhiben un amplio rango composicional (SiO2 = 48 % a 74%), abarcando términos basálticos, basáltico-andesíticos, traquiandesíticos y riolíticos (Fig.7). Debido a la alteración las muestras que caen en el campo de las mugearitas son consideradas anómalas.


Figura 7: Diagrama de clasificación para rocas volcánicas (Cox et al. 1979). B: basaltos, AB: andesitas basálticas, A: andesitas, D: dacitas, R: riolitas, TA: traquiandesitas, T: traquitas, b: benmoreítas, M: mugearitas, H: hawaitas.

Al examinar las muestras correspondientes a cada miembro es posible apreciar sus características particulares. L1 es el que presenta mayor amplitud en composición. Las muestras definen una serie continua desde un extremo basáltico (SiO2 = 48%) hasta el extremo riolítico (SiO2 = 69%). El gap que aparece en el campo dacítico puede no ser real y deberse a un muestreo deficiente. L2, en cambio, se caracteriza por un rango composicional más restringido, con neta predominancia de traquiandesitas (Fig.7). Por otra parte, L3 se presenta como claramente bimodal incluyendo términos riolíticos y basáltico-andesíticos.
La serie se define como calco-alcalina (Fig. 8) de alto K a shoshonítica (Fig. 9). El contenido en K2O es alto en todos los casos, aún en los términos más básicos. Los contenidos de K2O para las muestras frescas varían entre 2% y 3%, con valores de 5% para las riolitas (Cuadro 3). En el diagrama de la figura 10 es posible apreciar que la serie es subalcalina, con una leve afinidad alcalina, aún descartando aquellas muestras que plotean a mayor distancia de la recta debido al enriquecimiento alcalino. Los términos más básicos, correspondientes a L1 son aquellos que presentan una tendencia alcalina más definida.


Figura 8: Diagrama AFM para discriminar entre series tholeíticas y calcoalcalinas. Irvine y Baragar (1971).


Figura 9: Diagrama K2O vs. SiO2 con los campos de bajo, alto y medio K y shoshonítico.


Figura 10: Diagrama K2O+Na2O vs. SiO2 para discriminar entre series alcalinas y subalcalinas. Irvine y Baragar (1971).

Los basaltos de la serie pueden ser clasificados como de alta alúmina (>17,50%), con tenores en MgO que no superan 5% y contenidos en FeO que alcanzan 10% (Cuadro 3). En los diagramas bielementales tipo Harker (Fig. 11) se aprecia una relativamente buena correlación en función del grado de diferenciación para Al2O3, Fe2O3, MgO y TiO2 , mientras que el comportamiento de K2O, Na2O y CaO, en menor grado, muestra una notable dispersión con valores extremos para un mismo contenido de sílice debido a los efectos de la alteración reconocida.


Figura 11: Diagramas bielementales tipo Harker.

El contenido en los elementos traza describen diseños aserrados en los diagramas de tipo "araña" (Figs. 12 a, b y c) con anomalías negativas de Nb y Ta y un marcado empobrecimiento en Hf, Zr, Y e Yb. De modo concomitante se advierte un fuerte enriquecimiento en Cs, Rb, Ba, Th y U. En las tres litofacies se advierte una mayor dispersión para estos elementos en relación a los inmóviles, lo cual es atribuido a la alteración descripta anteriormente. Los diseños de contenido en tierras raras son similares entre los tres miembros (Figs. 13 a, b y c), como cabe esperar para una serie consanguínea, exhibiendo enriquecimiento de las tierras raras livianas, incipiente anomalía negativa de Eu y relaciones La/Yb moderadamente altas (10-22).


Figura 12: Diagramas tipo araña para el L1 (a), L2 (b) y L3 (c).


Figura 13: Diagramas de tierras raras para el L1 (a), L2 (b) y L3 (c).

Todos estos rasgos son típicos de los magmas emplazados en arcos de margen continental. En los diagramas usados con frecuencia como discriminantes tectónicos las volcanitas estudiadas plotean en el campo correspondiente a ambiente dominado por subducción (Fig. 14). Con el fin de explorar las características geoquímicas para acotar mejor el ambiente tectónico se utilizó el diagrama Ba/La vs SiO2 (Fig. 15), el cual es empleado comúnmente para discriminar entre ambiente de arco y retroarco. Como se puede apreciar, las volcanitas no muestran un comportamiento homogéneo dentro del diagrama. Las muestras correspondientes a L1 son aquellas que presentan una distribución lineal reflejando valores Ba/La con mínima variación. De modo contrastante, las muestras correspondientes a L2 y L3 exhiben un comportamiento errático con gran dispersión en los valores de Ba/La.


Figura 14: Diagrama de discriminación tectónica (Wood et al. 1979).


Figura 15: . Diagrama Ba/La vs SiO2.

GEOCRONOLOGÍA

En base al intenso grado de deformación que presentan, Gerth (1931) asignó estas rocas a la Formación Río Damas, de edad jurásica y amplia distribución en territorio chileno. Más tarde, Groeber (1946) las incluyó dentro del Mollelitense, de edad oligocena, conjuntamente con otros asomos próximos al límite con Chile y al paso Río Damas.
La primera datación absoluta fue comunicada por Sruoga et al. (2005a). La edad K/Ar de 35 Ma remite la unidad al Eoceno- Oligoceno. Sin embargo, una revisión geocronológica de detalle, basada en muestras seleccionadas y representativas de la estratigrafía volcánica elaborada en el campo, permitió obtener edades más jóvenes (Cuadros 4 y 5). Las edades Ar/Ar provienen de dos laboratorios diferentes y son analíticamente consistentes. Se han seleccionado muestras con bajo grado de alteración, correspondientes a las tres litofacies reconocidas: L1 (#SA -29 y 46), L2 (#SA-49 y 50) y L3 (#SA-52).

CUADRO 4: Edades Ar-Ar *
* Obtenidas en Rare Gas Geochronology Lab, University of Wisconsin, EE. UU.

CUADRO 5: Edades Ar/Ar

DISCUSIÓN

La caracterización del CVCB en la Cordillera Principal de la provincia de Mendoza, a la latitud de 35° S, permite ubicar témporo-espacialmente un evento volcánico que no había sido reconocido acertadamente con anterioridad. Su ubicación en el marco tectónico regional y en la evolución del arco volcánico neógeno es algo más especulativo.
En Chile, a la latitud de 34-35°S, el magmatismo terciario ha sido agrupado en dos grandes formaciones, Abanico o Coya Machalí y Farellones. La primera corresponde a una unidad volcanogénica compleja y vastamente extendida que alcanza 2.500 m de espesor e incluye lavas basálticas y andesíticas, rocas volcaniclásticas, ignimbritas y cuerpos intrusivos de composición riodacítica. Abundan las intercalaciones de niveles fluviales y lacustres con restos fósiles de plantas y mamíferos (Charrier et al. 1994, 1997, 2002). En la zona de Termas del Flaco, en el alto valle de río Tinguiririca, muy próximo a la zona de estudio, aflora una secuencia de 900 m de depósitos piroclásticos, brechas, coladas basáltico-andesíticas y lentes conglomerádicas (Charrier et al. 1996). La potente secuencia se halla afectada por deformación intensa y metamorfismo de bajo grado en facies de ceolita y prehnita-pumpellyita (Belmar et al. 2000). La edad ha sido establecida, en base a restos de mamíferos y datos radimétricos, en el lapso Eoceno medio a superior a Mioceno medio (36 a 15 Ma) (Charrier
et al. 1996, 1997, Kurtz et al. 1997). A corta distancia hacia el oeste aflora un plutón que intruye a la Formación Abanico y ha arrojado una edad K/Ar de 14,1 ± 0,4 Ma (Spichiger 1993, en Belmar et al. 2000). Algo más al sur, en la Precordillera de Linares (35° 35´ S) aflora la Formación Colbún, equivalente de la Formación Abanico y está compuesta por dos unidades, una inferior que abarca rocas silíceas y básicas hacia el techo y una superior con coladas basálticas y tobas soldadas (Vergara et al. 1999). Las características químicas indican que se trata de volcanismo dominantemente basáltico con afinidades tholeíticas, asociado a un régimen extensional y emplazado en ambiente continental de retroarco (Vergara et al. 1999, Charrier et al. 2002).
La Formación Farellones, la cual se extiende al norte de los 34° 35´S, consiste en una secuencia de 2.400 m de espesor de lavas y brechas andesíticas y riolitas, con términos volcaniclásticos subordinados. Se presenta afectada por menor grado de deformación que la Formación Abanico y sus rasgos geoquímicos corresponden a magmas calcoalcalinos emplazados en ambiente de arco continental con corteza engrosada (Kurtz et al. 1997). Esta unidad ha sido asignada al Mioceno medio a superior con edades de 14 a 7,4 Ma (Vergara et al. 1985). Estudios geocronológicos más recientes en localida
des clásicas a la latitud de 33°S obtienen una edad media ponderada de 20,1 ± 0,1 Ma para la parte inferior de la Formación Farellones (Fuentes et al. 2002)
A continuación se analizan las posibles correlaciones de las volcanitas del cordón del Burrero y zonas aledañas con las unidades descriptas para la provincia de Mendoza y con aquellas reconocidas en el segmento cordillerano chileno.
En primer lugar y atendiendo solamente al criterio geocronológico, el volcanismo estudiado abarcó el lapso de 18 a 14 Ma, el cual es parcialmente correlacionable con el ciclo eruptivo Molle y con la Andesita Huincan del ciclo eruptivo Huincan (Nullo et al. 2002). De modo similar, al tratar de buscar su equivalente en las unidades aflorantes en territorio chileno, las rocas estudiadas pueden ser correlacionadas parcialmente con la parte más alta de la Formación Abanico y con la parte más baja de la Formación Farellones. Cabe destacar que el contacto entre ambas unidades ha sido y sigue siendo motivo de debate, hay autores que lo interpretan como discordante, mientras que otros consideran que existe un pasaje gradual entre ambas formaciones (Godoy et al. 1999). A partir de estudios geocronológicos de detalle en la zona de contacto entre las dos unidades, Fuentes et al. (2002) han ratificado una relación de discordancia angular y de un hiatus volcánico de ~9 Ma para la sierra de Chacabuco y han reinterpretado la misma en el cerro de las Ollas como una discordancia intraformacional dentro de la Formación Farellones.
En particular, los cuerpos hipabisales riolíticos designados como L3 del CVCB serían directamente correlacionables con el plutón que aflora en el valle del río Tinguiririca, lo cual permite establecer un evento intrusivo de naturaleza ácida a los 14 Ma para estas latitudes. Algo más antiguo, el plutón de la Obra (19,6 ± 0,5 Ma) descripto por Kurtz et al. (1997) sería también correlacionable con el evento volcánico estudiado.
Teniendo en cuenta la composición litológica y rasgos geoquímicos descriptos más arriba, los magmas emplazados corresponden a series calco-alcalinas de alto potasio y abarcan un espectro composicional muy amplio, con abundante participación de basaltos y andesitas basálticas. Si bien L2 es netamente traquiandesítico, la unidad, en su conjunto, exhibe una mayor variación. Según este criterio, la unidad estudiada no puede ser correlacionada ni con los basaltos del ciclo eruptivo Molle (Nullo et al. 2002) ni con aquellos de la Formación Colbún (= Formación Abanico), con definido sello tholeítico (Fig. 16). Al compararla con las rocas pertenecientes a la Formación Farellones y Andesita Huincán surge una mayor afinidad geoquímica debido a su naturaleza calcoalcalina. Sin embargo, en éstas predominan las andesitas mientras que la participación de coladas basálticas es mayor en la secuencia estudiada. Además, las rocas pertenecientes a la Formación Farellones presentan una típica y definida impronta geoquímica de arco volcánico en margen continental (Ba/La> 20, La/Nb>1,6, La/Yb=8-40, Stern y Skewes 1995) (Figs. 15, 16 y 17), mientras que las volcanitas descriptas poseen algunos rasgos geoquímicos (Ba/La<20 para L1, leve tendencia alcalina, alto K) que podrían ser considerados transicionales entre los ambientes de arco y retroarco. En las figuras 16 y 17 se comparan los rasgos geoquímicos de las muestras estudiadas con aquellos correspondientes a muestras pertenecientes a la Formación Colbún (Vergara et al. 1999) y Farellones (Vatin-Perignon et al. 1996, Stern y Skewes 1995). En estos diagramas se pone de manifiesto el carácter transicional de las volcanitas del CVCB.


Figura 16: Diagrama La/Yb vs SiO2. Los datos geoquímicos para la Formación Farellones han sido tomados de Vatin-Perignon et al. (1996) y de Stern y Skewes (1995) y aquellos correspondientes a la Formación Colbún han sido tomados de Vergara et al. (1999).


Figura 17: Diagrama Ba/Nb vs. La /Nb. Los datos geoquímicos para la Formación Farellones han sido tomados de Vatin-Perignon et al. (1996) y de Stern y Skewes (1995) y aquellos correspondientes a la Formación Colbún han sido tomados de Vergara et al. (1999).

Otro criterio a tener en cuenta en la correlación de unidades volcánicas de edad terciaria, es la variación en las facies de metamorfismo de bajo grado que afecta a las lavas y rocas volcaniclásticas de las Formaciones Abanico y Farellones, producto del incremento en el flujo calórico vinculado al soterramiento en cuencas ensiálicas. De acuerdo con Robinson et al. (2004) es posible detectar un aumento gradual en el grado metam