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Revista de la Asociación Geológica Argentina

versión impresa ISSN 0004-4822

Rev. Asoc. Geol. Argent. vol.67 no.4 Buenos Aires dic. 2010

 

ARTÍCULOS

Control estructural en el emplazamiento del volcanismo y mineralizaciones neógenas, distrito Cañada Honda, San Luis

María Silvia Japas1 , Nilda Esther Urbina2 y Patricia Sruoga3

1 Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas, INGEODAV, LANEO. Departamento de Ciencias Geológicas, FCEyN, Universidad de Buenos Aires, Buenos Aires. Email: msjapas@gl.fcen.uba.ar
2 Universidad Nacional de San Luis, San Luis. Email: urbina@unsl.edu.ar
3 Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas - SEGEMAR, Buenos Aires. Email: patysruoga@gmail.com

RESUMEN

Emplazada en la zona de transición sur del segmento de flat-slab pampeano y directamente vinculada a la horizontalización de la placa de Nazca, la faja volcánica terciaria de San Luis delata la migración que experimentó el arco magmático andino a la latitud de los 33º S en tiempos mio-pliocenos. Esta faja volcánica comprende una serie de distritos metalogenéticos de gran importancia en  las Sierras Pampeanas de San Luis. Las rocas volcánicas y mineralizaciones de  la faja volcánica terciaria se encuentran representadas en los campos volcánicos La Carolina, Cañada Honda - Cerros Largos, Cerros del Rosario y El Morro, dispuestos saltuariamente según una dirección ONO-NO. Las edades K-Ar disponibles indican que el volcanismo se habría iniciado más tempranamente en el sector occidental de esta faja, y que habría finalizado ~ 10 Ma más tarde en la región oriental. El distrito Cañada Honda, el más antiguo y longevo de esta faja volcánica, registra eventos volcánicos e hidrotermales cuyas edades varían entre 12-13 Ma y 7,3 Ma, abarcando facies lávico-hipabisales y volcaniclásticas. Los resultados del análisis estructural demuestran el importante control que, directa o indirectamente, habrían ejercido las estructuras previas en el emplazamiento de las rocas volcánicas y mineralizaciones. Análisis de fábrica deformacional y cinemático han permitido reconocer dos asociaciones volcano-tectónicas diferentes. una de estas asociaciones se vincularía a la reactivación dextral de estructuras paralelas a la foliación del basamento. La asociación principal estaría vinculada con el desarrollo de dos depresiones volcano-tectónicas alineadas en dirección ONO-NO. Sus estructuras principales, de orientación ONO-NO, revelan componentes de desplazamiento senestral y normal tanto a escala del distrito Cañada Honda como de la faja volcánica terciaria.   

Palabras clave: Flat-slab pampeano; Sierras Pampeanas; Faja volcánica terciaria; Mineralización; Control estructural.

ABSTRACT: Structural control on Neogene volcanism and related ore deposits at Cañada Honda district, San Luis province. Located at the transitional southern end (33° S) of  the Pampean flat-slab, the Tertiary volcanic belt records the eastward migration of  the Andean volcanic arc due to the flattening of  the Nazca Plate in Mio-Pliocene times. The tertiary volcanic belt encompasses several very important metallogenetic districts in the San Luis Pampean Ranges. Volcanic rocks and associated ore-deposits crop out  following  a NW-WNW  trending belt  at La Carolina, Cañada Honda  - Cerros Largos, Cerros del Rosario  and El Morro volcanic fields. The available geochronological data indicate that the volcanic activity began early at the western end of the belt and ended ~ 10 Ma later at its eastern border. Cañada Honda district represents the oldest and longest-lived volcanic field of  the tertiary volcanic belt. It records eruptive events and related hydrothermal alteration from 12-13 Ma to 7.3 Ma, including lavas and volcaniclastic products. Preliminary structural analysis shows that previous structures have strongly controlled, either directly or indirectly, the emplacement of  volcanic rocks and related mineral deposits. Kinematic and strain fabric analyses allow to recognize two volcano-tectonic associations. One of  these associations would be related to dextral reactivations of  structures parallel to basement foliation. On the other hand, the main one would be  linked with the generation of two volcano-tectonic depressions which are aligned  in a NW-WNW direction. Their dominant structures trend NW-WNW and reveal sinistral-normal motions, both at local and Tertiary volcanic belt scales.

Keywords: Pampean flat-slab; Pampean Ranges; Tertiary volcanic belt; Ore-deposits; Structural control. 

INTRODUCCIÓN
El arribo e indentación de la dorsal asísmica de Juan Fernández, ocurrida aproximadamente a  los 18 Ma, marcó el  inicio de una  etapa de  subducción plana  en  el segmento comprendido entre los 27° S y los 33° 30´ S de los Andes Centrales (Barazangi e  Isacks 1976)  (Fig. 1a). El progreso de la somerización de la placa inferior generó en este sector un cambio en la  estructura  térmica del margen  (Gutscher 2002) y trajo aparejado notables cambios en la evolución de la placa superior (Jordan et al. 1983). Como resultado de la subducción de esta dorsal de rumbo ligeramente oblícuo a la dirección de convergencia andina (Yáñez et al. 2001) y al margen continental (Japas y Ré 2005), volcanismo y deformación migraron hacia el antepaís, tanto en dirección hacia el este como hacia el sur.


Figura 1: a) Flat-slab pampeana (adaptado de Ramos et al. 2002); b) distribución regional de las rocas volcánicas neógenas en la sierra de San Luis (faja volcánica terciaria); c) mapa geológico del campo volcánico Cañada Honda. Manifestaciones porfíricas Diente Verde (dV) y Mario (M). Depósitos vetiformes La Rica (1), La Reynela (2), La Rubia-Los Quirquinchos (3), La Carpa (4).

La sierra de San Luis se encuentra ubicada a 650 km al este de la trinchera actual, en  el  extremo  sudeste  del  segmento  de losa plana pampeana (Ramos et al. 2002) (Fig.  1a). Las  rocas  volcánicas mio-pliocenas distribuidas a lo largo de la faja volcánica  terciaria dan  testimonio de  la migración  y  expansión  del  arco  volcánico, como  consecuencia  de  la  somerización de  la  placa  de Nazca, y la consiguiente migración de  la cuña astenosférica hacia el antepaís (Urbina y Sruoga 2009 y referencias allí citadas) (Fig. 1a).
El campo volcánico de Cañada Honda se encuentra localizado en el sector centro-occidental  de  la  faja  volcánica  terciaria (Fig. 1b). Este distrito constituye un sitio propicio para analizar el control estructural  ejercido  en  el  emplazamiento  de  los magmas y la mineralización asociada debido a que el volcanismo  fue activo durante un lapso relativamente prolongado. En  efecto, Cañada Honda  representa  el complejo eruptivo más antiguo y longevo de la faja, con un registro de pulsos sucesivos acompañados por  la  formación de depósitos  de  tipo  vetiforme  y  porfírico (Urbina et al. 1997, Urbina y Sruoga 2009). En este  trabajo se presentan  los  resultados del análisis estructural, de fábrica deformacional y cinemático llevados a cabo en el distrito Cañada Honda con el objeto de establecer el grado de control que habrían ejercido las estructuras previas en el emplazamiento del volcanismo y mineralizaciones asociadas, y de contribuir  al conocimiento de la evolución cinemática de la faja volcánica terciaria.

MARCO GEOLÓGICO

La sierra de San Luis constituye un bloque de las Sierras Pampeanas sudoccidentales ascendido  principalmente  durante  el Plioceno-Pleistoceno (Costa 1999). Como parte  del  terreno  de  Pampia  (Ramos 1988, Ramos  et al. 1993), este bloque  se compone principalmente de rocas cristalinas metamórficas de edades comprendidas entre el Precámbrico tardío y el Cámbrico  (ciclo pampeano),  y  el Ordovícico (ciclo famatiniano), como así también de rocas graníticas devónico-carboníferas, cuyas  estructuras  y  relaciones  reflejan  unaprolongada historia relacionada a convergencia  y  acreción  de  terrenos  alóctonos (Ramos 1988, Ramos  et  al. 2001). Estos episodios  imprimieron  en  las  rocas  una marcada foliación, fuerte anisotropía planar que desempeñó un papel importante en la evolución cinemática de ciclos posteriores. Estas rocas de edad precámbrica a paleozoica temprana constituyen el sustrato de las sedimentitas carbonífero-pérmicas del bajo de Véliz,  las cuales  rellenan depresiones  tectónicas desarrolladas durante el comienzo de la etapa de cratonización  del  área  (Lucero  1979).  Como parte de la cuenca Paganzo (véase Azcuy et al. 1999) estos depocentros se corresponderían  con  cuencas  transtensionales de rápida subsidencia (Fernández Sevesoet al. 1993, Fernández Seveso y Tankard 1995). durante el intervalo comprendido entre  las  etapas  pre-apertura y apertura del océano Atlántico (Triásico a Cretácico), esta región de las Sierras Pampeanas estuvo  sometida a esfuerzos extensionales que generaron una serie de depresiones tectónicas rellenadas por sedimentos continentales.  Estas  depresiones  asociadas al rifting triásico-jurásico  temprano y cretácico  habrían  estado  fuertemente controladas por las heterogeneidades del basamento  (Ramos  1992,  Schmidt  et  al. 1995, entre otros). de esta forma, el ciclo orogénico andino se desarrolló sobre un basamento con una fábrica compleja, compuesta por estructuras sobreimpuestas de distinta edad y naturaleza,  las cuales habrían condicionado no sólo las características estructurales andinas sino también su evolución cinemática.
Durante el Mioceno-Plioceno, y con posterioridad al evento que habría estructurado los altos La Huerta - sierra de Valle Fértil, se habría desarrollado la faja volcánica terciaria, la cual según Criado Roqué et al. (1981) antecedería a la fase de levantamiento responsable de la estructuración principal de la sierra de San Luis.

La faja volcánica terciaria
Con una orientación ONO  a NO, oblicua al orógeno andino, esta faja se extiende a lo largo de 80 kilómetros y compren
de cuatro campos volcánicos: La Carolina, Cañada Honda  - Cerros Largos, Cerros del Rosario y El Morro (Fig. 1b). Éstos constituyen un rasgo morfológico sobresaliente  en  la  sierra  de  San  Luis,  ya que  los  domos  se  encuentran  elevados topográficamente respecto del remanente de la antigua superficie regional de erosión (Fig. 2a), y  las coladas de  lava y depósitos volcaniclásticos asociados  se hallan  acumulados  en  suaves  depresiones. Llamativamente,  esta  faja  volcánica  no aparece asociada a resaltos morfológicos ni a truncamientos geológicos, razón por la cual ha sido interpretada como el resultado de una antigua zona de debilidad de la  corteza  inferior, de rumbo ONO, la cual habría controlado el ascenso de los magmas y el consecuente emplazamiento de  mineralizaciones hidrotermales asociadas (Criado Roqué  et al. 1981, Urbina y Sruoga 2009).


Figura 2: a) Vista panorámica desde los cerros Largos hacia el OSO. Se destacan en primer plano los domos volcánicos de Cañada Honda, los cuales constituyen altos topográficos respecto de la paleosuperficie regional de erosión. En el plano del fondo se reconocen los domos volcánicos delárea de La Carolina; b) Pórfiro diente Verde con fracturas tensionales que configuran el stockwork correspondiente; c) venas en rosario (transtensionales) en el área del cerro del Valle; d) fallamiento en el sector NE de la depresión volcano-tectónica Diente Verde; e) falla del borde NO del graben del Valle; f) estructuras de Riedel (R) escalonadas de rumbo NNE en el domo del cerro Sololosta.

Los complejos volcánicos de  la  faja volcánica  terciaria  abarcan  facies  lávico-hipabisales emplazadas como domos, coladas y diques, y facies volcaniclásticas con términos piroclásticos dominantes y epiclásticos subordinados. de acuerdo a los resultados  geocronológicos  disponibles, la actividad volcánica  tuvo una duración de ~10 Ma durante  la cual experimentó una migración progresiva desde su inicio a los 12-13 Ma en el oeste hasta expirar a los 1,9 Ma en el este de la faja (Ramos et al. 1991, Urbina  2005, Urbina  y  Sruoga 2008a). La  composición  de  los magmas es  homogéneamente  traquiandesítica, con  variaciones  lacíticas,  dacíticas  y  traquíticas. Los rasgos geoquímicos indican que estos magmas se habrían emplazado en  un  ambiente  de  subducción  en margen  continental  alejado  de  la  trinchera oceánica  (Urbina  et  al. 1997,  Urbina  y Sruoga 2009). 
En los cuatro campos que constituyen la faja se encuentra una serie de mineralizaciones de diverso  estilo  asociadas,  espacial y temporalmente, a los distintos eventos volcánicos. La faja metalogenética de San Luis  comprende,  a  lo  largo de  toda su extensión, depósitos epitermales y porfíricos. Éstos  se manifiestan  fundamen
talmente en la mitad occidental de la faja (yacimientos de minerales metalíferos en los distritos La Carolina y Cañada Honda),  mientras  que  en  el  sector  oriental sólo se encuentran mineralizaciones epitermales  carbonáticas  y  extensas  zonas de  alteración  hidrotermal  (Urbina  et  al. 1995, Sruoga et al. 1996, Urbina et al. 1997, Urbina y Sruoga 2009). Particularmente, desde  el  punto  de  vista metalogenético, Cañada Honda representa el distrito potencialmente más  importante de la faja metalogenética de San Luis.

EL CAMPO VOLCÁNICO CAÑADA HONDA

El basamento del área de Cañada Honda se  encuentra  constituido  por  esquistos, gneises, migmatitas y metabasitas, los cuales  han  sido  agrupados  dentro  el Complejo Metamórfico  Pringles  por  Sims  et al. (1997). Este complejo presenta con frecuencia inyecciones de venas y diques graníticos pegmatíticos a aplíticos. Una datación K-Ar  en  anfíbol  de  una  anfibolita perteneciente a este complejo metamórfico reveló una edad de 466 ± 23 Ma (Ortiz Suárez 1999). Las rocas del Complejo Pringles, de grado metamórfico comprendido entre la facies de esquistos verdes y la facies de anfibolita, presentan a escala regional una fábrica definida por una foliación-esquistosidad  de  rumbo  general NNE.  Esta  estructura  planar  principal, asociada  a  pliegues  apretados,  se  habría desarrollado durante  la orogenia  famatiniana (Ortiz Suárez 1999).
Con aproximadamente 16 km2 de superficie, el campo volcánico Cañada Honda corresponde al más antiguo y longevo de la faja volcánica terciaria. La duración de la actividad volcánica ha sido estimada en ~  4  Ma  (Urbina  y  Sruoga  2008a).  de acuerdo  a  las  dataciones K-Ar  disponibles se distinguen, de modo preliminar, al menos dos eventos volcánicos: 1) Cerro Diente Verde (~13 a 9,5 Ma) y 2) Cerro del Valle (8,49 ± 0,2 Ma, Urbina y Oggier 2001).
Las  rocas volcánicas asignadas al evento Cerro Diente Verde se extienden en la zo
na del cerro homónimo y del cerro Medero  (Fig.  1c). Abarcan  facies  lávico-hipabisales (coladas, domos y diques) y facies volcaniclásticas asociadas (depósitos de base surge y epiclásticos subordinados) (Sruoga y Urbina 2008). El arreglo litofacial, la distribución concéntrica de los halos de alteración hidrotermal en torno al stock de Diente Verde y la morfología del dique  anular  permiten  invocar  la  construcción de un aparato volcánico de tipo estratovolcán.  Su  expresión  topográfica original ha sido drásticamente erosionada debido al alto grado de alteración hidrotermal. Las facies lávico-hipabisales se hallan  representadas  por  traquiandesitas  y traquitas  con  un  elevado  porcentaje (~40-50 %) de fenocristales de plagioclasa, sanidina, hornblenda y augita en cantidades variables y una paragénesis accesoria de apatita, titanita y minerales opacos.
Con distribución periférica al área del cerro Diente Verde-cerro Medero y en relación de intrusividad con las rocas del basamento metamórfico, se dispone una serie de domos y diques, cuya edad es  incierta. Entre los más importantes se destacan los cerros: de los Gauchos, Redondo, Sololosta e Intihuasi (Fig. 1c). Se trata  de  cuerpos  empinados,  con  bandeamiento  fluidal  paralelo  y  convoluto,  como resultado de la alta viscosidad de los magmas  de  composición  traquiandesítica. Las rocas presentan características petrográficas similares a aquéllas del evento Cerro diente Verde, exhibiendo una paragénesis  mineral  análoga.  Provisionalmente, y hasta tanto se obtengan resultados radimétricos que permitan acotar temporalmente  el  desarrollo  de  este  evento volcánico,  se  propone  la  denominación de "Cerro Sololosta" para abarcar el conjunto de cuerpos hipabisales descriptos.
El evento Cerro del Valle consiste en un campo  de  domos  y  coladas  asociadas (Llambías  y Brogioni 1981),  cuyo  exponente más conspicuo es el cerro del Valle, de 1850 m de altitud. Estas facies lávicas corresponden a andesitas y traquiandesitas anfibólicas compuestas por ~30% de fenocristales  de  plagioclasa,  sanidina  y anfíbol. Estas rocas presentan un alto grado de alteración hidrotermal.

Mineralizaciones asociadas
En el campo volcánico Cañada Honda se encuentran las manifestaciones porfíricas diente Verde y Mario, y epitermales vetiformes La Carpa, La Reynela, La Rubia-Los Quirquinchos  y  La  Rica  (Fig.  1c  y Cuadro 1).

CUADRO 1: Síntesis de las características estructurales de los depósitos minerales del distrito Cañada Honda y su relación a los eventos volcánicos reconocidos.

Diente Verde es un depósito porfírico de Cu-Au  que  consiste  en  un  stockwork de venillas  de  cuarzo  portador  de  sulfuros asociado  a  un stock de  intrusión  central (Urbina 2005). Si bien el stockwork es multidireccional, predominan  las orientaciones ONO, NE y NO, sugiriendo la existencia de un  control  estructural durante su formación. Mineralización y alteración hidrotermal  (potásica,  arcillosa intermedia, fílica y propilítica) se distribuyen concéntricamente rodeando la intrusión porfírica. Illita de la alteración fílica proporcionó una edad K-Ar de 11,2 ± 0,4 Ma (Urbina y Sruoga 2008a).
El  depósito  de  Cu-Au  porfírico  Mario (Fig. 1c), emplazado aproximadamente al mismo nivel topográfico que el depósito Diente  Verde,  presenta  mineralización diseminada  y  en  stockwork multidireccional de venillas de cuarzo y sulfuros (Arce et  al. 2005).  Similitudes mineralógicas  y genéticas permiten inferir para Mario una edad  similar  a  aquélla  de diente  Verde (Urbina y Sruoga 2008b) y vincular a ambos depósitos al evento Cerro Diente Verde. En estos dos casos las características mineralógicas revelan un fenómeno de superposición  (telescoping).  dicho  proceso sería el resultado de la precipitación de la mineralización en un corto rango vertical como consecuencia de un emplazamiento superficial combinado con un ascenso general de la región y consecuente degradación  de  la  paleosuperficie  durante  la evolución del sistema hidrotermal (Urbina y Sruoga 2008b).
La  mina  La  Carpa  (Fig.  1cCuadro  1) comprende  una  veta  principal  y  cuatro vetas menores,  todas  con  rumbo N 25° E. La mineralización está constituida por sulfuros y oro-plata en ganga de cuarzo. La alteración hidrotermal es fílica y afec
ta intensamente a la roca de caja. La edad K-Ar de 9,9 ± 0,3 Ma proporcionada por la illita procedente de dicha alteración permite vincularla temporal y genéticamente con  el  evento  volcánico  Cerro  Diente Verde.
Las vetas La Reynela y La Rubia-Los Quirquinchos (Fig. 1c, Cuadro 1) están alojadas  en  las  andesitas  correspondientes  al evento volcánico Cerro del Valle. Los depósitos  se  componen principalmente de sulfuros de metales base (Zn, Pb, Cu) en ganga  predominante  de  calcita  y  escaso cuarzo  (Oggier  et al. 2000, Oggier y Urbina 2001). La edad K-Ar de la mineralización de La Reynela es de 7,3 ± 0,2 Ma (Urbina y Oggier 2001) y, dada  la proximidad de ambos depósitos, sus idénticas características mineralógicas  y  genéticas, se asume una edad similar para La Rubia-Los  Quirquinchos.  Hasta  el  momento,ésta  representa  la edad más  joven de  las mineralizaciones  del  distrito  y  pone  en evidencia la existencia de distintos pulsos hidrotermales en Cañada Honda, a lo largo de un lapso de ~ 4 Ma (Urbina y Sruoga  2008a).  Las  diseminaciones  de  pirita probablemente  aurífera  destacadas  por Rossello y García (1983) en  las proximi
dades  del  cerro  del Valle  se  vincularían también al evento volcánico homónimo. Por último, el depósito epitermal La Rica (Fig. 1c, Cuadro 1), hospedado en  rocas del basamento, comprende un grupo de vetas de rumbo E-O y fuerte inclinación al sur. La mineralización consiste en sulfuros y oro en ganga de cuarzo, introducidos en repetidos pulsos hidrotermales. La  alteración  hidrotermal  es  fundamentalmente fílica  (Malvicini y Urbina 1994, Urbina et al. 1997).

ESTRUCTURA Y FÁBRICA DEFORMACIONAL

El  ascenso y posterior almacenamiento del magma en la litósfera se halla controlado por diversos factores, entre los cuales se destacan  la viscosidad del magma, el espesor de la corteza y el contraste de densidades con  la roca de caja así como también el esfuerzo diferencial y la velocidad  de  deformación  (véase  Llambías 2003). El  distrito Cañada Honda  representa un  sitio  ideal para estudiar  la  relación entre deformación y volcanismo neógenos. Para ello se analizaron las estructuras y fábricas deformacionales, tanto en las volcanitas como en las rocas del basamento aledañas. La mayoría de las estructuras vinculadas con la deformación neógena en el área comprenden fajas de deformación de naturaleza  frágil-dúctil  (en el sentido de Ramsay y Huber 1987, véase su figura 26.1) (Fig. 2).
La  estructura  principal  del  basamento consiste  en  la  foliación-esquistosidad. A escala regional puede apreciarse, a partir de la observación de fotografías aéreas e imágenes  satelitales,  que  esta  foliación presenta un diseño sinuoso en planta. En el distrito Cañada Honda, esta estructura penetrativa presenta un rumbo general N a NE con  inclinación moderada hacia el oeste, y suaves y localizadas inflexiones a lo largo de la misma (Figs. 1c y 3a). En las proximidades de los contactos con las volcanitas,  se desarrollan  fajas de deformación frágil-dúctil localizadas (fajas de cizalla), sobreimpuestas a la fábrica dúctil de edad famatiniana del Complejo Pringles. Las  rocas  volcánicas  de  Cañada Honda exhiben fajas de deformación localizadas de carácter frágil-dúctil a frágil vinculadas al episodio deformacional neógeno  (Fig. 2). Estas estructuras son cinemáticamente concordantes con algunas de  las  fajas
de deformación sobreimpuestas reconocidas en las rocas del basamento.


Figura 3: Estereogramas de frecuencia de estructuras relevadas en el campo volcánico Cañada Honda. Red equiareal; hemisferio inferior de representación. Programa Georient (Holcombe 2005). a) Estereograma correspondiente a la foliación-esquistosidad del basamento cristalino. Líneas de contorno: 4%, 8%, 16% y 32 %. Valores más frecuentes comprendidos entre Az. 005° y Az. 060° con fuerte inclinación al oeste y máximos (40 %) en Az. 022° y Az. 037°. Media principal en Az. 212° 71° O; b) representación estereográfica de la totalidad de las estructuras relevadas. Líneas de contorno 1%, 2%, 4% y 8%. Máximos (16%) en Az. 111° 85° S, Az.145° 85° E y Az. 060° vertical; c) evento Sololosta. Estereograma correspondiente a las estructuras menores que evidencian movimiento. Líneas de contorno 8% y 16 %. Máximos (23%) en Az. 005° 87° O y Az. 100° 87° S. Media principal en 120° 87° S; d) eventos Cerro Diente Verde y Cerro del Valle. Estereograma correspondiente a las estructuras menores que evidencian movimiento. Líneas de contorno 5%, 10% y 20 %. Máximos (25%) en Az. 160° vertical, Az. 130° 85° S y Az. 055° 84° S.

Las  estructuras menores más  frecuentes halladas  dentro  de  estas  fajas  de  cizalla comprenden fracturas tensionales, grietas escalonadas,  grietas  sigmoidales,  estructuras Riedel (R), venillas  en  rosario,  fajas transtensionales, etc (Fig. 2). Las fajas de deformación y fracturas de orientaciones ONO  (Az.  120°  85°  S), NO  (Az.  145° subvertical),  ENE  (Az.  060°  vertical)  y E-O  constituyen  los  juegos  principales en el área (Fig. 3b).
La  relación  entre  las  estructuras  deformacionales y las litofacies volcánicas permite  inferir  dos  tipos  de  asociaciones. Por un lado, las estructuras NNE (~ Az. 010° a 020°) se encuentran casi exclusivamente  afectando  a  los  domos  pertenecientes  al  evento  Cerro  Sololosta,  los cuales se concentran en el área donde  la foliación  del  basamento  presenta  un rumbo NNE a NE (Figs. 1c y 3c). En las rocas  pertenecientes  a  este  grupo  también se desarrollan estructuras de rumbo ONO (~ Az. 120°) (Fig. 3c). La segunda asociación  comprende  las  litofacies  volcánicas  correspondientes  a  los  eventos Cerro Diente Verde y Cerro del Valle, cuyos afloramientos parecen disponerse en dos zonas bien definidas, adyacentes en
tre sí, delimitadas y afectadas por fajas de deformación  oblicuas  a  la  foliación  del basamento. Estas fajas presentan orientaciones ONO-NO  (Az.  120°-130°),  con componentes de desplazamiento normalsenestral,  y ENE (Az. 060°-080°), con componentes de desplazamiento normaldextral (Figs. 1c y 3d).
La orientación de las vetas mineralizadas y diques asociados al emplazamiento del volcanismo en Cañada Honda, depende de la distancia a los centros eruptivos (Cuadro  1).  Esta  situación  estaría  revelando actividad magmática sintectónica (véase Tosdal y Richards 2001,  Japas y Rubinstein 2004). Entre estas estructuras se destacan los diques anular y noroeste del cerro Diente Verde,  el  dique Medero,  los diques  intruidos  en  el  basamento metamórfico del sector sudoccidental,  las vetas  La  Rica,  La  Reynela,  La  Rubia-Los Quirquinchos  y La Carpa,  y  el  stockwork con  direcciones  dominantes del pórfido de Diente  Verde  (Fig.  1c  y  Cuadro  1). Algunas  brechas  hidráulicas  testimonian asimismo  la  importante participación de los fluídos durante la deformación.

CINEMÁTICA

El análisis de indicadores cinemáticos en rocas deformadas permite reconocer  los ejes  cinemáticos  del  episodio  deformacional en cuestión. Mediciones de movimiento  relativo de  los bloques de  falla a partir  de  estrías  han  sido  tradicional  y ampliamente empleadas para ello. Sin embargo,  estos  indicadores  suelen  sólo  reflejar las condiciones cinemáticas correspondientes al último de los movimientos que  afectó  al  macizo  rocoso,  debido  a que presentan un bajo potencial de preservación durante eventos deformacionales multi-episódicos. Las estructuras menores tales como grietas escalonadas, estructuras Riedel, venillas en rosario, entre otras, resultan ser en cambio más eficientes ya que los resultados obtenidos a partir de ellas habilitan la identificación y caracterización  de  los  distintos  episodios deformacionales  involucrados. Constituyen pues la memoria cinemática de las rocas, la cual difícilmente es anulada o "reseteada"  durante movimientos posteriores no asociados a metamorfismo  (Japas et al. 2008). A partir de estas estructuras menores puede determinarse la dirección del movimiento (dirección perpendicular a la intersección entre el plano de falla y el plano de la estructura menor considerada) y precisarse el sentido del mismo en virtud de la asimetría que presenta la estructura menor (Japas et al. 2008).
El análisis cinemático de aquellas estructuras menores descriptas  en  el  apartado anterior ha permitido definir  los ejes de extensión y de acortamiento de la deformación neógena en la región.
Setenta mediciones de orientación de fajas de deformación frágil-dúctil, estructuras frágiles y fallamiento, y de movimientos definidos a partir de estas estructuras menores, fueron efectuadas en el área correspondiente al campo volcánico de Cañada Honda  (Fig. 1c). Los datos obtenidos  fueron procesados a  través del programa  FaulKinWin  (Allmendinger  2001) con la finalidad de obtener los ejes cinemáticos  y  caracterizar  el  cuadro  general de movimientos. Los  resultados  obtenidos aparecen representados en la figura 4a.


Figura 4: Diagramas cinemáticos obtenidos a través del programa FaulKinWin (Allmendinger 2001). Red equiareal; hemisferio inferior de representación. a) diagramas de ejes P y T obtenidos en elárea. Los círculos negros y los cuadrados representan los ejes de acortamiento (Z) y de extensión (X) calculados para cada estructura menor relevada, respectivamente. Las líneas de contornos representan 1% de área; b) diagramas de P y T correspondientes a la población 1; c) diagramas de datos P y T más confiables correspondientes a la población 2. Los cuadrados negros corresponden a los ejes bingham ligados (1: extensión, 2: intermedio, 3: acortamiento). Cuadrantes en gris: campo de estiramiento; cuadrantes en blanco: campo de acortamiento.

Los ejes cinemáticos P (direcciones de contracción incremental) y T (direcciones de extensión incremental) obtenidos para cada  estructura  relevada se disponen, con mayor frecuencia, con buzamientos de bajo ángulo (Fig. 4a). Esta situación  revela un  eje  intermedio (Y) subvertical y permite reconocer un cuadro deformacional con fuerte participación de componentes de  transcurrencia  en  los  movimientos. Este diagrama además pone en evidencia la existencia de dos poblaciones de ejes P y, en concordancia con éstos, dos poblaciones de ejes T (Fig. 4a). En la figura 4b se han  graficado  aquellos datos más  representativos, es decir, aquéllos comprendidos dentro de  los campos delimitados por  las  líneas de  contorno de valores≥ 1%. Ambas poblaciones, cuyas direcciones principales se orientan prácticamente a 90° una de la otra, presentan una mayor definición en este gráfico. una de éstas, la población 1, indica una dirección de acortamiento ~ E-O (Az. 103°), la cual estaría reflejando el campo cinemático andino. La población 2, en cambio, presenta una mayor dispersión de los datos e indica una dirección de acortamiento en dirección NNE  (~ Az. 018°),  y de  estiramiento  en  dirección ONO  (~ Az.108°) (Fig. 4c).
Si se analiza la relación entre los distintos eventos  volcánicos  y  las poblaciones  cinemáticas  resulta  notable  que, mientras que  los datos relevados en  las volcanitas del evento Cerro Sololosta pertenecen mayoritariamente a  la población cinemática 2, aquéllos reconocidos en rocas pertenecientes a los eventos Cerro Diente Verde y Cerro del Valle, en cambio, definen mayoritariamente la población 1. En el afloramiento  esta  situación  es  clara  ya  que, como  fuera mencionado  en  el  apartado anterior,  las  estructuras  con  orientación NNE (~ Az. 020°, tensionales) sólo son registradas por rocas del volcanismo asociado con el evento Cerro Sololosta, mientras que aquéllas con orientaciones ~ E-O predominan en las volcanitas de los eventos Cerro Diente Verde y Cerro del Valle.

DISCUSIÓN

Las estructuras menores en  la  región de Cañada  Honda  revelan  la  existencia  de fajas de deformación localizadas (fajas de cizalla) asociadas con la tectónica andina. El predominio de estas fajas de deformación de comportamiento frágil-dúctil por sobre  las  estructuras  frágiles  podría  ser explicado a partir del ablandamiento deformacional  (strain  softening)  que  habrían experimentado  las  rocas. Este  fenómeno habría estado asociado al incremento térmico y a la participación de fluidos (fracturación hidráulica y efecto Rebinder) resultantes de  la actividad magmática contemporánea (véase White et al. 1980).
Desde el punto de vista de la fábrica deformacional, el volcanismo del área de Cañada Honda refleja dos arreglos diferentes. Uno de ellos es el correspondiente al evento Cerro Sololosta. En este caso, el
emplazamiento de los domos y diques habría  estado  controlado por  la  estructura principal del basamento, cuyos planos habrían  sido  reactivados durante  la orogenia andina, tal como fuera destacado oportunamente por Llambías y Brogioni (1981) y Brogioni  (1990). En virtud del arreglo espacial que presentan estos cuerpos volcánicos en la región, con un alineamiento general en dirección NNE a NE, y de su relación con el rumbo de la foliación, éstos se habrían emplazado en una zona de pandeo  regional  (bend)  de  la  estructura principal  del  basamento  (Fig.  5a).  Esta tendencia NNE también se verifica en la vecina región de cerros Largos ubicada a unos 6 km hacia el este, en la cual tres domos se encuentran alineados en dirección ~ Az  030°. El  emplazamiento  de  estos cuerpos de alta viscosidad revelaría pues un movimiento dextral a lo largo de estos planos anisotrópicos  eopaleozoicos  de orientación  NNE.  Estos  desplazamientos relativos generan en algunos casos un apreciable  brechamiento  tanto  en  algunos de  los bordes de  los cuerpos dómicos como en las rocas adyacentes.


Figura 5: a) Deflexiones primarias en la foliación del basamento controlando el emplazamiento de los cuerpos dómicos pertenecientes al evento Sololosta en la región de Cañada Honda; b) fajas de deformación controlando el emplazamiento de los eventos Cerro Diente Verde y Cerro del Valle; c) deflexiones secundarias en la foliación del basamento, generadas por la faja dúctil-frágil ONO que generó las dos depresiones volcano-tectónicas reconocidas en el área.

La segunda fábrica reconocida se asocia a las volcanitas asignadas a los eventos Cerro Diente Verde  y Cerro  del Valle  poniendo  en  evidencia de esta manera el fuerte control que  habrían  ejercido  dos fajas de deformación conjugadas que, sobreimpuestas a  la foliación, son oblicuas a esta estructura eopaleozoica y a  las estructuras andinas principales de  la sierra de San Luis  (Fig. 3d). Estas  fajas de deformación  de  orientaciones  ONO-NO (Az.  120°-130°)  y ENE  (Az  060°-080°) habrían generado dos depresiones volcano-tectónicas (en el sentido de van Bemmelen 1949) o grabens romboidales, escalonados  en  dirección  ONO.  Las  rocas volcánicas  correspondientes  a  los  eventos Cerro Diente Verde y Cerro del Valle constituirían  el  relleno  de  dichas  depresiones romboidales. El paralelismo entre las fajas ONO-NO mayores y las estructuras  extensionales  mesozoicas  descriptas al sur de  la sierra de San Luis  (véase Kostadinoff   y  Gregori  2004)  indicaría que éstas  también podrían haberse desarrollado a partir de reactivaciones de planos anisotrópicos previos. Aún así, las fajas de deformación frágil-dúctil conjugadas (ONO y ENE) que habrían controlado el emplazamiento de las rocas volcánicas en cuestión muestran una buena correlación  geométrica  con  estructuras  resultantes  de  una  deformación  transtensional no-coaxial ideal. En este sentido, el juego ONO  podría  corresponderse  con las cizallas principal (Y) y de Riedel sintética  (R),  y  el  juego ENE  con  cizalla  de Riedel antitética (R´), mientras que las estructuras de  rumbo NO  (Az. 145°  subvertical) podrían ser correlacionados con juegos sintéticos tardíos (P) (Fig. 5b). El juego ~ E-O representaría las estructuras tensionales  (T),  orientación  también  revelada a partir del alineamiento que presentan  los  depósitos Diente Verde, Mario,  el dique Medero  y  los domos  cerro Piedrudo  y  cerro  Medero  (Arce  2006) (Fig. 1c). Localmente, algunas de aquellas estructuras  relacionadas  con  el  estratovolcán Diente Verde (dique anular y noroeste del cerro Diente Verde, las venillas NNE a NE del  stockwork)  se apartan de este patrón general, reflejando una fuerte influencia  de  la  presión magmática  durante su emplazamiento. A ésto debe agregarse  la variabilidad en  la orientación de las vetas La Reynela y La Rubia-Los Quirquinchos, fenómenos todos que indicarían  además  un  emplazamiento  relativamente somero (Stephens et al. 2004, Japas y Rubinstein 2004). Alejados de  los centros eruptivos,  la veta La Rica y el dique Medero, de orientaciones E-O, se habrían emplazado siguiendo el campo de esfuerzo andino (Fig. 4b).
Cabe aclarar que, dado que las dos depresiones volcano-tectónicas definidas se encuentran alineadas en la misma dirección que la faja volcánica terciaria y que éstas no evidencian una vinculación directa con pandeos (bends) o relevos (step over) de fallas mayores,  estos  grabens no  se  corresponderían con estructuras pull apart  (en el sentido de burchfield y Stewart 1966). A  escala  regional,  esta  faja  ONO-NO muestra  un  notable  paralelismo  y  cinemática equivalente con aquellas estructu
ras que habrían controlado tanto los hemigrabens  terciarios  del  sur  de  la  sierra  de San Luis (Cortés y Costa 1991, Costa 1992, Costa y Cortés 1993) como el lineamiento del Río Quinto (véase Criado Roqué et al. 1981). Al  igual que  los hemigrabens del sur de la sierra de San Luis (Costa y Cortés 1993),  las depresiones volcano-tectónicas de Cañada Honda se habrían desarrollado con anterioridad a  la fase correspondiente  al  levantamiento  principal  de  la sierra.
Mientras  que  las  estructuras  tensionales de  la  primera  asociación  descripta  presentan una disposición NNE e indicativa de una dirección de estiramiento aproximada ONO, la segunda de ellas desarrolla  estructuras  tensionales  orientadas  en dirección ~ E-O, evidenciando un estiramiento en dirección NNE.
Los ejes cinemáticos de estas fábricas revelan la existencia de una reversión tectónica  (en  el  sentido  de Kleiman  y  Japas 2009)  durante  la  deformación  neógena, es decir, una  inversión  tectónica con  intercambio  axial  de  ejes máximo  y mínimo. De esta manera, el análisis cinemático  permitiría  certificar  la  presencia  de dos  eventos  deformacionales  neógenos en el área de Cañada Honda. Los resultados  estructurales  y  cinemáticos  de  este trabajo señalarían al evento Sololosta como el episodio volcánico más antiguo del campo volcánico Cañada Honda ya que, tal como ha sido mencionado en el apartado  correspondiente,  las  rocas  volcánicas pertenecientes a este evento exhiben fajas de deformación asignables a los dos esquemas cinemáticos reconocidos. Cabe esperar que  las determinaciones  radimétricas en curso ratifiquen el modelo evolutivo propuesto.
A escala regional y para el Neógeno, esta particular  situación de  reversión  con  intercambio axial también ha sido reconocida  en  el  área  norte  del  segmento  de subducción  plana  pampeano  (área  Vinchina, Sierras Pampeanas de la provincia de La Rioja,  Japas  et  al. 2009). Hacia  el este-noreste de Vinchina  (Fig. 1a),  la estructura  del  distrito  Farallón  Negro  ha sido interpretada por Sasso y Clark (1998)
como el resultado de dos campos deformacionales  sobreimpuestos,  aunque  en este caso, éstos no presentarían una relación de mutua ortogonalidad. En el ámbito  de Puna  y Cordillera Oriental, Allmendinger  et  al. (1989),  Marrett  et  al. (1994)  y Marrett  y  Strecker  (2000)  también reconocen cambios cinemáticos durante  el  Neógeno.  Marrett  y  Strecker (2000) refieren un cambio de 90º en la dirección de contracción, de NO a NE, a partir del Mioceno  tardío-Plioceno  temprano,  en  respuesta  al  control  ejercido por  el movimiento  absoluto  de  la  placa Sudamericana.
Teniendo en cuenta la orientación de los ejes cinemáticos para cada población respecto de la foliación (NNE, ~ Az. 010°- 020°) y de  la  faja  (ONO, ~ Az 125°) es posible  definir  movimientos  oblicuos para estas estructuras. Así, el evento Cerro Sololosta (población 2) habría estado controlado  por  la  foliación  a  través  de movimientos dextrales-directos, mientras que para los eventos Cerro Diente Verde y Cerro del Valle (población 1), el control ejercido  por  las  fajas ONO-NO  habría sido  condicionado por movimientos  senestrales-directos.  Una  situación  similar ha  sido  planteada  por  Llambías  y  Brogioni  (1981)  y Brogioni  (1987)  para  dar explicación  al  emplazamiento ~ N-S de los domos en el distrito La Carolina.
En la zona de La Carolina, Sales y Costa (2005) describen e interpretan un resalto
entre remanentes de erosión como resultado de procesos vinculados con la generación de  las  superficies de  erosión  y/o con la tectónica. La suave deflexión localizada en el rumbo de la foliación del basamento observada en el distrito Cañada Honda  (Fig.  5c) permite  reconocer más que  un  fallamiento  neto  o  un  desnivel pre-neógeno  entre  paleosuperficies  de erosión, el desarrollo de una  faja de deformación frágil-dúctil mayor de orientación ONO. Mientras al norte y al sur de esta faja los planos de foliación presentan un rumbo NNE, dentro de la misma éstas se disponen en dirección ~ N-S, revelando de esta manera la existencia de una rotación anti-horaria asociada a la deformación. Esta  sinuosidad que presenta  la fábrica planar de  las metamorfitas se resuelve a  lo  largo de esta faja coincidente con la traza de la faja volcánica terciaria. Esta  faja ONO-NO  resulta  ser  un  elemento  de  fábrica  deformacional  andina muy importante a escala regional: no sólo las estructuras y lineamientos homólogos de las regiones vecinas a la sierra de San Luis ya mencionados, sino también aquellas estructuras que habrían controlado el emplazamiento de edificios volcánicos (Riller  et  al. 2001)  y  lineamientos mayores (El Toro-Olacapato, Archibarca y Culampajá, véase Chernicoff   et  al. 2002)  en  el noroeste argentino. En este sentido vale la pena destacar que estos últimos  lineamientos  regionales,  más  que  elementos estructurales simples han sido descriptos como zonas de deformación frágil de varios  kilómetros de  ancho  (Chernicoff   et al. 2002).
Por último, cabe la pena destacar que los resultados obtenidos a  través de este estudio  reavivan  la  discusión  acerca  de  la relación  temporal  entre  el  volcanismo  y la deformación durante su migración hacia  el  antepaís  en  una  zona  de flat-slab (Sandeman et al. 1995, James y Sacks 1999, Ramos et al. 2002), como así también acerca de la importancia de la transcurrencia en  la deformación  (Gutscher  et al. 2000, Ramos et al. 2002, Japas y Re 2005, 2006). Algunas  evidencias  cinemáticas  y  de  fábrica  deformacional  revelan  el  carácter sintectónico del volcanismo neógeno en el área de Cañada Honda. En efecto, el desarrollo de fajas de deformación y fracturas  habría  favorecido  el  emplazamiento del volcanismo en el antepaís (véase Sandeman  et  al. 1995,  entre  otros). En  una etapa  posterior,  la  actividad  magmática habría  conducido  al  debilitamiento  térmico  (thermal  weakening) de la litósfera, potenciando  así  la  estructuración y ascenso de los bloques principales (véase James y Sacks 1999, Ramos et al. 2002).

CONCLUSIONES

En el distrito Cañada Honda, la foliación del basamento y las estructuras oblicuas a ésta habrían ejercido un fuerte control en el emplazamiento del volcanismo neógeno y depósitos minerales asociados.
Se han reconocido dos episodios cinemáticamente  diferentes.  uno  de  ellos  presenta un eje principal de acortamiento en dirección NNE y se asocia a las volcanitas  del  evento Cerro  Sololosta. El  otro, con una dirección de acortamiento ~ E- O, se encuentra relacionado a las volcanitas de  los eventos Cerro Diente Verde y Cerro del Valle.
El emplazamiento de los domos del evento Cerro Sololosta se vincularía a la reactivación dextral de estructuras paralelas a la foliación, las cuales presentan en el área un pandeo de alivio derecho (releasing bend). La estructura asociada a  los eventos Cerro Diente Verde y Cerro del Valle consiste  en  depresiones  volcano-tectónicas transtensionales  de  diseño  romboidal (grabens romboidales).  La  fábrica ONO-NO asociada a extensión mesozoica podría haber controlado el desarrollo de estas depresiones. Esta relación espacial entre cuerpos volcánicos y  pandeos de alivio  /  fracturas  tensionales  /  cizallas  de Riedel junto con el fenómeno de superposición (telescoping) de los depósitos porfíricos y la fábrica de las estructuras tensionales asociadas con el magmatismo revelarían una relación sincrónica entre volcanismo y tectónica en una zona con deformación canalizada a través de anisotropías previas oblicuas a los esfuerzos principales.
A  escala del distrito Cañada Honda,  los grabens romboidales estarían vinculados a una faja de deformación frágil-dúctil transtensional senestral de orientación ONO a NO. El emplazamiento de los magmas habría  estado  controlado  por  fracturas tensionales  generadas  como  consecuencia  de movimientos  transtensionales  senestrales  a  lo  largo  de  la  faja  volcánica terciaria.
A escala regional, la faja volcánica terciaria  presentaría  la  misma  cinemática,  la cual  sería  concordante  con  los  movimientos  propuestos  para  estructuras  regionales de  la misma orientación definidas para el área de  la sierra de San Luis. Fajas de deformación ONO-NO y cine
mática  transtensional  senestral  han  sido observadas  también  controlando  el  emplazamiento del volcanismo neógeno en los Andes Centrales del noroeste argentino.

AGRADECIMIENTOS

Las autoras desean agradecer a la UNSL por  el  apoyo  económico  a  la  investigación  a  través del Proyecto de Ciencia  y Técnica 348903. A los colegas de la XIV Reunión de Tectónica  (Río Cuarto, Córdoba) por  los beneficiosos aportes brindados durante el desarrollo de la misma. A R. Allmendinger  y R. Holcombe  por facilitar el uso de los programas FaultKin Win  y Georient,  y  a  los Dres.  Fernando Hongn y Carlos Gardini por  las valiosas correcciones y sugerencias.

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Recibido: 12 de abril, 2010
Aceptado: 3 de diciembre, 2010

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