ARTÍCULOS

Caracterización geoquímica del magmatismo de arco Devónico y Carbonífero-Pérmico en el noroeste de Patagonia, Argentina

 

Ricardo Varela¹, Daniel A. Gregori², Pablo D. González³ y Miguel A. S. Basei⁴

¹ Centro de Investigaciones Geológicas (UNLP-CONICET). La Plata, Buenos Aires. E-mail: ricardovarela47@yahoo.com.a
² Departamento de Geología, Universidad Nacional del Sur e INGEOSUR (UNS-CONICET). Bahía Blanca, Buenos Aires. E-mail: usgregor@criba.edu.ar
³ Instituto de Investigación en Paleobiología y Geología (Universidad Nacional de Río Negro-CONICET). General Roca, Río Negro. E-mail: pdgonzalez@unrn.edu.ar
⁴ Centro de Pesquisas Geocronológicas (CPGeo), Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, Brasil. E-mail: baseimas@usp.br, ricardovarela47@yahoo.com.ar

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RESUMEN

Sobre la base de análisis químicos incluyendo elementos mayores y trazas de 23 rocas ígneas del basamento cristalino del noroeste patagónico, provincias de Neuquén, Río Negro y Chubut, se caracteriza el magmatismo y ambiente tectónico para la región entre 40º y 42º S, al oeste de los 70º O. Las rocas analizadas son mayormente granitoides (mas una migmatita y una meta-basita), con deformación dúctil. El conjunto ha sido datado anteriormente por los métodos U-Pb, K-Ar y Sm-Nd, por lo que se tiene información sobre edades de cristalización, de metamorfismo y deformación y de tiempo de extracción de los protolitos desde el manto. Por sus edades geológicas han sido separadas en dos grupos, uno Chánico (Devónico) y otro Gondwánico (Carbonífero-Pérmico). En ambos casos quedan caracterizados como granitoides subalcalinos, de tendencias calcoalcalinas normales, preferentemente peraluminosos y de tipo I, relacionados con sendos arcos magmáticos desarrollados sobre margen continental. Los resultados obtenidos con las rocas gondwánicas analizadas fueron comparados con datos de otros autores en unidades de basamento del Macizo Norpatagónico, Cordillera Norpatagónica y Cordillera Frontal de Mendoza y Chile.

Palabras clave: Patagonia; Basamento; Geoquímica; Magmatismo arco.

ABSTRACT

Geochemical characterization of the Devonian and Carboniferous-Permian arc magmatism in northwest Patagonia, Argentina

Based on 23 whole rock chemical analyses of the igneous basement rocks from the Northwest Patagonia, Neuquén, Río Negro and Chubut provinces, we characterize the magmatism and tectonic setting for the region between 40º and 42º S, further west of 70º W. The analysed rocks are mainly granitoids (with one migmatite and another meta-basite), with ductile deformation. Previously, all these rocks have been isotopically dated by U-Pb, K-Ar and Sm-Nd methods, and then the crystallization and metamorphism-deformation ages, and extraction time from the mantle are known. According to their geological ages, they have been separated into Chanic (Devonian) and Gondwanic Groups (Carboniferous-Permian). In both cases, the granitoids are subalkaline, normal calc-alkaline, I- type, peraluminous, and related to their respective magmatic arcs, developed on continental margin. The Gondwanic granitoids were also compared with the granitoids of the same age ranging from Northpatagonian Massif, Cordillera Norpatagónica, and Cordillera Frontal from Mendoza (Argentina) and Chile.

Keywords: Patagonia; Basement; Geochemistry; Arc magmatism.

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INTRODUCCIÓN

Los afloramientos del noroeste patagónico entre los 40º y 42º de latitud sur son parte del Macizo Norpatagónico occidental (área extra-Andina) y Cordillera Norpatagónica (área Andina, Figura 1a). En el primero predominan unidades volcánicas mesozoicas y cenozoicas, formando extensos plateau ignimbrítico-riolíticos y mesetas basálticas. En la Cordillera prevalecen rocas ígneas y sedimentarias del Jurásico al Cuaternario. La Cordillera Norpatagónica y el Macizo Norpatagónico están limitados por las cuencas Neuquina y del Colorado, al norte y noreste, y por las cuencas de Cañadón Asfalto y del golfo de San Jorge por el sur. En el Macizo Norpatagónico occidental el basamento ígneo-metamórfico aflora marginalmente en las proximidades de los ríos Limay y Chubut, mientras que en la Cordillera Norpatagónica aparecen en forma minoritaria como parte de las rocas de caja de las asociaciones ígneas andinas (Figura 1b).

Figura 1: Mapa geológico regional con la ubicación de los afloramientos de basamento ígneo-metamórfico del Macizo Norpatagónico y la Cordillera Norpatagónica y de las muestras geoquímicas expuestas en los Cuadros 2a y 2b. Los afloramientos de basamento de mayor extensión están marcados en color gris. El detalle de las localidades, las coordenadas geográficas de las muestras, las litologías y las edades se exhiben en el Cuadro 1.

El basamento ígneo-metamórfico del noroeste patagónico está constituido por dos componentes mayores, de distinta edad. El más antiguo está formado por rocas metamórficas paraderivadas y ortoderivadas, siendo conspicuas las estructuras metamórficas producto de deformación dúctil regional. El más moderno se compone de rocas plutónicas y volcánicas no deformadas y que intruyen o cubren en discordancia, respectivamente, a las rocas de basamento ígneo-metamórfico (Varela et al. 2005a). El presente estudio está centrado en las rocas metamórficas paraderivadas y ortoderivadas (componente más antiguo) del basamento ígneo-metamórfico del noroeste patagónico.
En el Macizo Norpatagónico las rocas metamórficas paraderivadas han sido reunidas en las Formaciones Cushamen y Calcatapul y las ortoderivadas en la Tonalita El Platero y la Formación Mamil Choique (Volkheimer 1964, Ravazzoli y Sesana 1977, Proserpio 1978). En la Cordillera Norpatagónica las metamorfitas se conocen con el nombre de Formación Colohuincul y las rocas ígneas como Formación Huechulafquen y Tonalita San Martín de los Andes (Turner 1973, Dalla Salda et al. 1991a). Éstas unidades fueron consideradas hasta hace pocos años de edad Proterozoico a Paleozoico Inferior (SEGEMAR 1997, Dalla Salda et al. 1999), pero posteriores determinaciones radimétricas por el método U-Pb en circones han provisto edades devónicas a pérmicas (Lucassen et al. 2004, Varela et al. 2005a, Pankhurst et al. 2006), y por lo tanto se ha demostrado que el basamento ígneo-metamórfico de la región noroeste de la Patagonia es más joven de lo supuesto en las interpretaciones regionales de los últimos diez años (Figura 1b).
Los granitoides deformados del basamento de la zona próxima al río Limay y los de Río Chico han sido caracterizados previamente como calcoalcalinos, peraluminosos a meta-aluminosos, de bajo contenido en Na2O y la mayoría con corindón normativo, e interpretados como resultantes de un evento tectono-térmico colisional (Varela et al. 1991, Dalla Salda et al. 1994). Igualmente, Cerredo y López de Luchi (1998) establecieron el carácter calcoalcalino y tendencia meta- a peraluminosa para las rocas de Río Chico y también las asignaron a un ámbito colisional. La ocurrencia de actividad geodinámica neopaleozoica en el norte patagónico, con subducción y actividad de arco magmático, fue sugerida por Varela et al. (1999) y Basei et al. (1999) al contar con las primeras edades U-Pb de la región, lo cual sustenta la previa interpretación de Ramos (1983).
En la presente contribución se brinda la caracterización geoquímica y del ambiente tectónico de las rocas de basamento del noroeste patagónico, desde San Martín de los Andes en el norte, hasta Río Chico por el sur, que complementan a los estudios petrográficos y geocronológicos previos (Varela et al. 2005a). Ellos confirman la sugerencia previa sobre la existencia de arcos magmáticos continentales en el borde sudoeste de Gondwana entre el Devónico y el Pérmico superior (Ramos 1983, Varela et al. 1999, Basei et al. 1999). Adicionalmente, se comparan químicamente las rocas del Carbonífero-Pérmico con unidades ígneas gondwánicas de otras localidades del Macizo Norpatagónico (Varela et al. 2005b, Pankhurst et al. 2006, López de Luchi y Cerredo 2008) y también de la Cordillera Frontal (Gregori et al. 1996, Mpodozis y Kay 1992), con el fin de establecer un esquema de evolución magmática en común para el Paleozoico Superior.

CONTEXTO GEOLÓGICO Y EDADES ISOTÓPICAS

En el conjunto de rocas deformadas dúctilmente y con metamorfismo del basamento estudiado, es una característica el predominio de rocas de protolito ígneo, siendo reducidos los afloramientos de rocas metamórficas de protolitos sedimentarios. Los afloramientos de basamento más destacados que están comprendidos dentro de la zona de estudio se exhiben en la Figura 1.
Las rocas metamórficas de protolitos sedimentarios se las conoce con la denominación de Formación Cushamen, y tienen su mejor representación en las localidades de Cushamen y Río Chico (Figura 1b). Son principalmente esquistos cuarzo-biotíticos y una menor cantidad de metacuarcitas y esquistos calcosilicáticos. Además contiene intercalaciones de pequeños cuerpos de ortogneises tonalíticos y graníticos, alojados en forma concordante con las estructuras metamórficas. El metamorfismo es de grado bajo en facies de esquistos verdes (zona de biotita) hasta grado medio-alto en facies de anfibolita (Giacosa et al. 2004 y referencias aquí citadas). La datación de circones detríticos de un esquisto de la Formación Cushamen, con moda de menor edad en el entorno de 335 Ma, permitió a Hervé et al. (2005) acotar la edad máxima de sedimentación en el Carbonífero temprano para esta unidad.
Sobre la base de estudios estratigráficos, metamórficos y geocronológicos de detalle, algunos afloramientos de rocas metamórficas asignados a la Formación Cushamen fueron separados de la misma, e incluidos dentro del Complejo Ígneo- Metamórfico Cáceres de la zona de Gastre (Giacosa et al. 2014a). Este complejo es una nueva unidad litoestratigráfica del basamento del Macizo Norpatagónico que está constituido por paragneises sillimanítico-granatíferos, esquistos sillimaníticos y migmatitas, y en menor proporción por anfibolitas y un ortogneis milonítico porfiroclástico (= Granito Cáceres, con edad de cristalización magmática U-Pb SHRIMP en circones de 371 Ma, Pankhurst et al., 2006).
En Río Chico, la Formación Cushamen está compuesta por rocas metamórficas de protolito sedimentario y en menor proporción tiene intercalaciones de volcanitas básicas, que están asociadas a procesos volcánico-exhalativos que son contemporáneos con la sedimentación (López de Luchi et al. 2002). La Formación Calcatapul, expuesta al noroeste de Gastre (Proserpio 1978, von Gosen y Loske 2004), ha sido comparada con la Formación Cushamen y está compuesta por rocas meta-sedimentarias con intercalaciones meta-piroclásticas y de granitoides foliados (= Granito Yancamil, von Gosen y Loske 2004). Datos neopaleozoicos para éstas rocas son las dataciones K-Ar moscovita de 282 ± 6 Ma en un granito foliado (Duhart et al. 2002) y U-Pb en circones de 261 +16/-17 Ma para el Granito Yancamil (von Gosen y Loske 2004).
Las rocas meta-ígneas en los afloramientos de Cushamen corresponden a la Tonalita El Platero (Volkheimer 1964), para la que se cuenta con una edad de cristalización ígnea U-Pb SHRIMP en circones de 329 ± 4 Ma (Pankhurst et al. 2006) y con edades K-Ar en biotita de 280 ± 10, 264 ± 8 y 275 ± 14 Ma (Proserpio 1978, Varela et al. 2005a). En los afloramientos de los ríos Chico y Limay, los granitoides han recibido la denominación de Formación Mamil Choique y Tonalita Túnel (Ravazzoli y Sesana 1977, Nullo1979, Dalla Salda et al. 1994, López de Luchi y Cerredo 2008). Las edades magmáticas U-Pb en circones varían entre 272 y 295 Ma y las de enfriamiento en micas son K-Ar y varían entre 250 y 262 Ma (Duhart et al. 2002, Varela et al. 2005a, Pankhurst et al. 2006).
En el área cordillerana, al sur de Bariloche, el basamento de la Formación o Complejo Colohuincul (Dalla Salda et al. 1991a, b) está formado esencialmente por esquistos biotíticos con intercalaciones de escasas cuarcitas, esquistos hornbléndico-epidóticos, gneises tonalíticos y calcosilicáticos, migmatita, anfibolita y plutones de tonalita y granodiorita (Dalla Salda et al. 1991b, García Sansegundo et al. 2009). Las edades U-Pb convencional y SHRIMP en circones para rocas del mismo afloramiento del Cañadón de la Mosca son concordantes entre sí, ya que para una anfibolita es de 321 ± 2 Ma (Varela et al. 2005a), y para su protolito meta-ígneo de una diorita es 323 ± 3 Ma (Pankhurst et al. 2006). Otras edades U-Pb SHRIMP en circones son también concordantes con las anteriores y provienen de una granodiorita del Cordón del Serrucho (330 ± 4 Ma), la granodiorita Laguna del Toro (294 ± 3 Ma), el granito de Paso del Sapo (314 ± 2 Ma) y el granito de los Pichiñanes (318 ± 2 Ma); los dos últimos en proximidades del río Chubut (Pankhurst et al. 2006). En todos los casos, los datos indican edades de cristalización magmática dentro del Carbonífero.
Al norte del río Limay, los mapeos de Turner (1965) y Galli (1969) identificaron un basamento en el que predominan granitoides denominados como Formación Huechulafquen, y en menor sus rocas de cajas son metamórficas de protolitos sedimentarios (Formación Colohuincul). Según Dalla Salda et al. (1991a) se asocian íntimamente gneises tonalíticos y granodioríticos, esquistos micáceos, migmatitas y granitoides de composición tonalítica y granodiorítica. Las edades U-Pb convencional y SHRIMP en circones de granitoides y migmatita y Rb-Sr isocrona roca total-minerales han provisto edades de cristalización mayoritariamente devónicas (lapso Silúrico tardío-Carbonífero temprano; 425 Ma a 348 Ma), con pico de metamorfismo entre 360-380 Ma según datación U-Pb en titanita (Lucassen et al. 2004, Varela et al. 2005a, Pankhurst et al. 2006). Edades por el método K- Ar en minerales (edades mínimas) cubren el lapso 436 Ma a 354 Ma (Dalla Salda et al. 1991a, Varela et al. 2005a), lo que remite a un proceso de enfriamiento y consolidación del basamento en el Devónico, previo a la actividad orogénica gondwánica.
Cabe finalmente destacar que la mayor parte de las edades modelo Sm-Nd TDM obtenidas sobre rocas ígneas de las diversas localidades entre el río Chubut, por el sur, y el lago Huechulafquen, por el norte, varían entre 1,55 y 1,15 Ga. Los εNd(t) se ubican entre -3 y -7 y denotan la participación de una corteza continental mesoproterozoica, en la fuente de las rocas estudiadas (Lucassen et al. 2004, Varela et al. 2005a, Pankhurst et al. 2006).

METODOLOGÍA Y ROCAS ANALIZADAS

Los análisis químicos por roca total de 23 muestras fueron realizados en el Laboratorio de Fluorescencia de Rayos X del Departamento de Mineralogía e Geotectônica, Instituto de Geociências de la Universidad de San Pablo, Brasil. Se siguió la técnica de pastilla fundida descripta por Mori et al. (1999). La calidad de los mismos fue controlada con el análisis simultáneo de patrones de rocas, haciéndose además un duplicado por cada cinco muestras.
La ubicación de campo de las muestras analizadas consta en la Figura 1 y los datos composicionales y geocronológicos de las rocas se exhiben en el Cuadro 1. Para mayores precisiones sobre la petrografía de las rocas analizadas químicamente consultar Varela et al. (2005a). Para la evaluación de los resultados, el conjunto de rocas analizadas es separado en dos grupos, de acuerdo con los antecedentes geocronológicos mencionados precedentemente. Uno lo forman las muestras al norte del río Limay (área tipo en San Martín de los Andes), con edades devónicas y tentativamente vinculadas con el magmatismo de la Fase Chánica. El otro grupo está integrado por las rocas ubicadas al sur del río Limay (área tipo en Mamil Choique), con edades de cristalización en el intervalo carbonífero-pérmico temprano y relacionadas tentativamente con la actividad magmática de la orogenia gondwánica.

Cuadro 1: Síntesis de las muestras analizadas, con indicación del número de muestra, localidad de muestreo, coordenadas geográficas, litología y edades.

Los resultados analíticos de elementos mayores, trazas y tierras raras sobre muestras de roca total (Cuadros 2a y 2b) fueron evaluados en forma global e integral teniendo en cuenta sus edades radimétricas y graficados en diagramas geoquímicos de uso estándar (Figuras 2, 3 y 4a-d). En los Cuadros 2a y 2b están identificadas las cuatro muestras que tienen duplicados, las cuales no fueron tenidas en cuenta en los gráficos geoquímicos de las figuras. Adicionalmente, para los granitoides gondwánicos se comparan los resultados obtenidos en este estudio con los datos de otros autores en la misma región, o de otras regiones que tienen vinculación geológico-evolutiva con la estudiada (Figura 4e-g).

Cuadro 2a: Composición química de los granitoides Chánicos desde el norte del río Limay hasta San Martín de los Andes. Los óxidos están expresados en % en peso y los elementos en partes por millón (ppm). LOI: pérdida por calcinación. (D): duplicado.

Cuadro 2b: Composición química de los granitoides Gondwánicos desde el sur del río Limay hasta la región de Cushamen- Gastre. Los óxidos están expresados en % en peso y los elementos en partes por millón (ppm). LOI: pérdida por calcinación. (D): duplicado.

Figura 2: Diagramas de clasificación modal y de caracterización química y tectónica de los granitoides chánicos y gondwánicos; a) Diagrama triangular modal QAP (Le Maitre 1989) que indica el predominio de granitos y de algunas granodioritas; b) Diagrama K2O + Na2O-SiO2 (Irvine y Baragar 1971) que exhibe el carácter sub-alcalino de las rocas analizadas; c) Diagrama AFM (Irvine y Baragar 1971) exponiendo las tendencias evolutivas calcoalcalinas de ambos grupos de granitoides; d) Diagrama normativo Ab-An-Or (Barker 1979) que confirma químicamente la preponderancia de la composición granítico-granodiorítica; e) Diagrama K2O-SiO2 ( Peccerillo y Taylor 1976) que exhibe que las series evolutivas de ambos g rupos de granitoides son mayormente calcoalcalinas normales; f ) Diagrama de Shand (1947) ACNK molar, indicando que la mayor parte de las rocas son peraluminosas; g-h) Diagramas de variación tipo Harker SiO2 vs. Al2O3 y K2O respectivamente, mostrando en el primer caso tendencia evolutiva continua, poco dispersa para las rocas de ambos grupos. Por otro lado, el K2O exhibe una tendencia evolutiva algo más dispersa, con incremento del contenido hacia las rocas más silícicas.

Figura 3: Diagramas de caracterización química. a) Diagrama tipo Harker que exhibe el empobrecimiento general en Fe2O3 de las rocas más silícicas de ambos grupos. Además, se ubican a lo largo de dos tendencias continuas, que es más clara y acentuada en los granitoides gondwánicos, y está algo más dispersa en los chánicos; b-c) Diagramas tipo Harker mostrando la dispersión que presentan el Ba y el Nb entre las rocas mesosilícicas y ácidas de ambos grupos, si bien ambos elementos registran aumentos en las rocas más silícicas; d-e) Diagramas tipo Harker que exhiben la dispersión del Rb y el Sr entre las rocas mesosilícicas y ácidas. Los granitoides chánicos muestran mayor dispersión en el Rb que los gondwánicos. A su vez, el Rb tiene una tendencia general de enriquecimiento y el Sr de empobrecimiento, en ambos casos hacia las rocas silícicas más evolucionadas; f) Diagrama de Nb vs. Zr que exhibe una buena correlación de incremento acoplado y que por lo tanto definen una composición particular, con una población y pocos datos dispersos, que se apartan de la misma; g-h) Diagrama multi-elemento normalizado a manto primitivo (Sun y McDonough 1989) de los granitoides chánicos y gondwánicos. Ver detalles en el texto referidos a la interpretación química de las anomalías negativas y positivas de los elementos. .

Figura 4: Diagramas discriminantes del ambiente tectónico de emplazamiento de los granitoides chánicos y gondwánicos. a) Diagrama de Frost et al. (2001) de discriminación de granitoides Tipo I y S. Tanto los granitoides chánicos como los gondwánicos grafican en el campo de los Tipo I; b) Diagrama 50*Nb- 3*Zr-Ce/P2O5 (Müller et al. 1992) mostrando el carácter de arco magmático continental de las rocas analizadas; c) Diagrama Nbn/Zrn vs. Zr de Thyeblemont y Tegyey (1994) que grafica a un gran número de las muestras en el campo de las rocas asociadas a zonas de subducción; d) Diagrama Rb/Zr vs. Nb de Martin (1994) indicando que los granitoides chánicos formaron parte de un arco magmático composicionalmente restringido; e) Diagrama Rb vs. Y + Nb de Pearce et al. (1984) remarcando el carácter de magmatismo de arco de las rocas gondwánicas del norte patagónico y la Cordillera Frontal; f ) Diagrama 50*Nb-3*Zr-Ce/ P2O5 de Müller et al. (1992) de las rocas gondwánicas de la Cordillera Frontal y del Macizo Norpatagónico; g) Rb / Zr vs. Nb de Martin (1994) indicando que las rocas gondwánicas de la Cordillera Frontal y del Macizo Norpatagónico presentan composiciones y ambientes tectónicos de emplazamiento similares a las rocas estudiadas, y que por lo tanto podrían formar parte de un mismo arco magmático.

RESULTADOS

Granitoides devónicos (Chánicos)
Elementos mayores: Desde el punto de vista de su moda mineralógica, las muestras analizadas grafican mayormente en los campos del granito y la granodiorita en el diagrama QAP (Le Maitre 1989, Figura 2a). Químicamente se trata de rocas sub-alcalinas (diagrama SiO2-álcalis, Figura 2b) y de tendencia calcoalcalina (Figura 2c, diagrama AFM de Irvine y Baragar 1971). Sus composiciones modales graníticas y granodioríticas se confirman químicamente en el diagrama Ab-An-Or de Barker (1979, Figura 2d).
De acuerdo al diagrama de Peccerillo y Taylor (1976) de la Figura 2e, las rocas pertenecen mayormente a la serie calcoalcalina normal y tienen cierta tendencia a calcoalcalina de alto potasio en las rocas más evolucionadas. Además, la mayor parte de las rocas son peraluminosas, con algunas localizadas en el campo meta-aluminoso (Figura 2f). En los diagramas de variación tipo Harker más representativos (Figura 2g, h) se registra una disminución del Al2O3 y un incremento del K2O, junto con el incremento concomitante de SiO2. Sobre la base de estos diagramas se puede interpretar que las rocas son co-magmáticas, a pesar que presentan cierta dispersión a lo largo de una tendencia evolutiva general, y que podrían derivar desde un mismo magma parental que ha tenido un evento de cristalización fraccionada, posiblemente relacionado a la separación de plagioclasa básica. El Fe2O3 e xhibe u na disminución continua con el aumento de SiO2 (Figura 3a) indicando la cristalización de magnetita (Wilson 1989).
Elementos traza y tierras raras: Las muestras analizadas poseen contenidos relativamente bajos de Co (24-41 ppm), Ni (≤58 ppm) y Cr (≤125 ppm), pero son ricas en Ba (237-2692 ppm), Rb (40-150 ppm) y Sr (130-406 ppm). Los diagramas de Ba, Nb y Rb vs. SiO2 (Figura 3b-d) exhiben una correlación positiva, mientras que el Sr tiene correlación negativa (Figura 3e). El diagrama de Nb vs. Zr exhibe poca variación composicional de estos elementos y las rocas grafican en una única población (Figura 3f). La escasa variación en los contenidos de estos dos elementos sugiere que no hubo fraccionamiento de minerales máficos que incorporan Nb y Zr, o que, al menos, ha sido mínimo.
Los diagramas de elementos incompatibles normalizados a manto primitivo (Sun y McDonough 1989) exhiben que los elementos litófilos de gran radio iónico (LILE) se hallan enriquecidos respecto de aquellos de elevada carga (HFSE, Figura 3g). El enriquecimiento en LILE es explicado por Pearce (1982) y otros autores como la disolución y transporte de estos elementos en las fases acuosas derivadas de rocas de corteza oceánica alterada.

Granitoides carbonífero-pérmicos
(Gondwánicos)
Elementos mayores: Desde el punto de vista modal, los granitoides gondwánicos deformados dúctilmente grafican como granitos y monzogranitos (Figura 2a) en el diagrama QAP (Le Maitre 1989). Químicamente son rocas sub-alcalinas, calcoalcalinas (Figura 2b, c).
Por otro lado, en el diagrama Ab-An-Or (Barker1979) se ubican mayoritariamente en el campo del granito y en menor proporción de la granodiorita. Sólo dos rocas se apartan de estas composiciones y clasifican como tonalitas que se ubican cerca del extremo anortítico (Figura 2d). Como en el caso de los granitoides chánicos, los granitoides gondwánicos se localizan en los campos calcoalcalino normal y de alto potasio, esto último en las rocas más silícicas (Figura 2e), y además la casi totalidad de las muestras analizadas son peraluminosas (Figura 2f).
Los diagramas de variación tipo Harker de estos granitoides exhiben el mismo comportamiento que aquellos chánicos, con empobrecimiento general en Al2O3 y Fe2O3 y de enriquecimiento en K2O a medida que aumenta la SiO2 (Figuras 2 g, h y 3a). La serie evolutiva co-magmática de los granitoides gondwánicos está mejor definida y es más continua respecto de los granitoides chánicos.
Elementos traza y tierras raras: Los granitoides gondwánicos poseen bajos contenidos de Co (≤55 ppm) y Ni (≤28 ppm), que están dentro del rango de los granitoides chánicos, mientras que el Cr se presenta con contenidos aún más bajos que éstos últimos. El Ba, Nb, Rb y Sr también poseen concentraciones similares a los granitoides chánicos (Figura 3b-e), pero la concentración promedio de Sr es considerablemente mayor en los granitoides gondwánicos. El diagrama Nb vs. Zr exhibe una mayor dispersión que los granitoides chánicos, pero a pesar de ello se debe indicar que se trata de una única población (Figura 3f).
Los diagramas multi-elemento normalizados a manto primitivo (Sun y McDonough 1989) de los granitoides gondwánicos son semejantes a aquellos de los chánicos. Las anomalías negativas de Nb y P son más pronunciadas, mientras que la positiva de Pb es ligeramente menor (Figura 3h). Las anomalías negativas de Nb y P de mayor magnitud sugieren, por el lado del Nb, una menor participación de fluidos derivados de la losa subducida. Por otra parte, indican una mayor contribución de la corteza continental en la zona de subducción, siempre respecto de los granitoides chánicos. Cabe destacar que los componentes de la corteza continental parecen ser más importantes en los granitoides gondwánicos que en los chánicos.

Interpretación tectónica
Algunos autores, como Twist y Harmer (1987), consideran que los diagramas geoquímicos de discriminación tectónica no son por sí solos concluyentes para caracterizar los distintos ambientes tectónicos. Con el fin de evitar ambigüedades, para la interpretación del ambiente tectónico de los granitoides estudiados en esta contribución y que sigue a continuación, se usan varios diagramas discriminantes que exhiben resultados análogos, y por lo tanto resultan útiles para realizar interpretaciones sobre el ambiente tectónico de los granitoides chánicos y gondwánicos.
Tanto los granitoides chánicos como los gondwánicos grafican en el campo de los granitos tipo I en el diagrama A/CNK-SiO2 de Frost et al. 2001 (Figura 4a), y además corresponden a granitos de arco magmático según los diagramas 50*Nb- 3*Zr-Ce/P2O5 (Müller et al. 1992, Figura 4b) y Nbn / Zrn vs. Zr (Thyeblemont y Tegyey 1994, Figura 4c).
El diagrama Rb/Zr vs. Nb de Martin (1994) indica que los granitoides chánicos pertenecen a un arco magmático composicionalmente restringido y relativamente inmaduro, de allí que la participación de la corteza continental no es tan importante como en los gondwánicos (Figura 4d). Además, los diagramas de elementos traza y tierras raras de los granitoides chánicos exhiben anomalías negativas de Ba, Nb y P, junto con otra positiva de Pb. El empobrecimiento de Nb se explica por una combinación de dos factores; por un lado la presencia de rutilo residual que retiene el Nb en la región fuente de la losa subducida. Y por otra parte, está relacionado con la baja solubilidad del Nb en los fluidos ricos en agua y en los magmas, ambos generados en las partes someras de las zonas de subducción (Briqueu et al. 1984, Baier et al. 2007). Por otra parte, las anomalías negativas del Ba y del P se deberían al fraccionamiento de feldespato potásico y a la contribución de la corteza que está por arriba de la zona de subducción. La contribución de los sedimentos marinos derivados de la losa oceánica está indicada por la acentuada anomalía positiva (enriquecimiento) de Pb. Teniendo en cuenta todos estos atributos geoquímicos de los elementos incompatibles, se puede interpretar que el magma parental de los granitoides chánicos es de zona de subducción y que habría tenido dos fuentes; por un lado un componente preponderante relacionado con la losa oceánica más los sedimentos oceánicos subducidos. Y por otra parte, un componente en menor proporción y perteneciente a la corteza continental.
Por su lado, los granitoides gondwánicos también se ubican en el campo de los arcos continentales primitivos, pero algunas rocas, sobre todo aquellas algo más silícicas grafican en el campo de arco magmático continental normal, más evolucionado (Figura 4d). El diagrama discriminante Rb vs. Y + Nb de Pearce et al. (1984) destaca el carácter de magmatismo de arco volcánico de los granitoides gondwánicos. Desde el punto de vista químico composicional del Rb, Y y Nb, estos granitoides son semejantes a otras rocas gondwánicas de la Cordillera Frontal de Mendoza y Chile (Mpodozis y Kay 1922, Gregori et al. 1996) y del Macizo Norpatagónico (Pankhurst et al. 2006, López de Luchi y Cerredo 2008, Varela et al. 2005b), y por lo tanto grafican en el mismo campo composicional del magmatismo de arco volcánico (Figura 4e). Todo el conjunto de granitoides gondwánicos, tanto aquellos ubicados en la Cordillera Frontal como en el Macizo Norpatagónico, son rocas de arco magmático desarrollado sobre corteza continental (diagrama de Müller et al. 1992, Figura 4f). Además, entre ambas regiones se esboza cierta tendencia de los granitoides a compartir un mismo tren evolutivo continuo, desarrollándose dentro de estos arcos y con una evolución hacia los arcos de tipo post-colisional. Esta tendencia no está tan claramente expuesta en el diagrama discriminante Rb vs. Y + Nb (Figura 4g) donde, si bien los granitoides gondwánicos son de arco magmático continental, tiene una amplia variación entre primitivo y normal.
En síntesis, el marco tectónico en el cual se emplazaron los granitoides chánicos y gondwánicos es un arco magmático de subducción de losa oceánica debajo de un margen continental.

DISCUSIÓN

Rocas de caja del magmatismo Devónico y Carbonífero-Pérmico
En la Patagonia noroccidental es escasa la información sobre las rocas metamórficas de basamento que formaron el borde continental de Gondwana, y que constituyeron parte del encajonante de los granitoides de arco chánico y gondwánico. En el borde occidental del Macizo Norpatagónico y en la Cuenca Neuquina -en forma limitada-, afloran rocas de basamento del Paleozoico medio a superior que parecen estar vinculadas a dos eventos ígneo-metamórficos, el más antiguo del Devónico (420-350 Ma) y otro del Carbonífero-Pérmico (320-270 Ma; Basei et al. 1999, Varela et al. 2005a, Pankhurst et al. 2006, Gregori et al. 2011, Urraza et al. 2006, 2011, Hervé et al. 2013, entre otros). Asimismo, en la Cordillera Norpatagónica no está aún del todo clara en las rocas de basamento, su evolución geológica integral para el Paleozoico. Según las recientes contribuciones de Giacosa y Heredia (2001, 2004), Giacosa et al. (2005, 2014b), Varela et al. (2005a), Pankhurst et al. (2006), García- Sansegundo et al. (2009) y Martínez et al. (2011) esta evolución es compleja con, al menos, tres eventos tectono-metamórficos y magmáticos. El más antiguo es del Devónico, luego otro del ciclo Gondwánico (Carbonífero - Pérmico) y finalmente el evento tectónico y magmático más joven es del ciclo Andino. El evento Devónico es compartido con el borde occidental del Macizo Norpatagónico. Se caracteriza por un magmatismo de arco (Ramos 1983, Varela et al. 2005a, Pankhurst et al. 2006, Gregori et al. 2011, Hervé et al. 2013) con un eje esbozado con rumbo ~N-S, metamorfismo regional (Vattuone 1988, 1990, Dalla Salda et al. 1991a y b, Urraza et al. 2006, 2011, Martínez et al. 2011) y procesos de deformación dúctil compresiva que lo acompañan (Giacosa y Heredia 2001, 2004, Giacosa et al. 2005, 2014b, García-Sansegundo et al. 2009).
Tanto en el borde occidental del Macizo Norpatagónico como en la Cordillera Norpatagónica, las edades de los protolitos sedimentarios de las rocas metamórficas son anteriores o groseramente contemporáneas al evento Devónico. Así entre los pocos datos radimétricos registrados, el paragneis de El Maitén tiene circones detríticos con moda de menor edad en 440 Ma (Silúrico temprano) y anillos de crecimiento por eventos metamórficos a 365, 340 y 330 Ma (Devónico tardío-Carbonífero temprano; Pankhurst et al. 2006).
En la Cuesta de Rahue, el protolito sedimentario de un esquisto del basamento metamórfico de la Cuenca Neuquina, exhibe circones detríticos con moda principal en el Mesoproterozoico. El circón de menor edad es de 364 Ma y acota al Devónico superior la edad de sedimentación del protolito del esquisto (Ramos et al. 2010).
Sobre el borde sur del Macizo Norpatagónico en Chubut, próximo a Gastre, la sucesión meta-sedimentaria y meta-piroclástica de la Formación Calcatapul es asignada, en sentido amplio, al Silúrico- Devónico dado que está intruida por el Granito Yancamil de 261 Ma (U-Pb circón, von Gosen y Loske 2004). También próximo a Gastre, el Granito Cáceres (edad U-Pb de cristalización magmática de 371 Ma, Pankhurst et al. 2006) intruye a las rocas ya deformadas y metamorfizadas regionalmente del Complejo Igneo-Metamórfico Cáceres (Giacosa et al. 2014a). Según estos autores, dada la relación de intrusividad del Granito Cáceres en las metamorfitas, la edad de sedimentación del protolito meta-sedimentario del Complejo Igneo-Metamórfico Cáceres es pre-devónica, quizá del Cámbrico-Ordovícico. Por otra parte, la depositación de la Formación Cushamen en su localidad tipo, fue ubicada entre el Viseense (~335 Ma) y el Pérmico temprano (Hervé et al. 2005) y por lo tanto es del Paleozoico Superior (ciclo Gondwánico), más joven que el Complejo Igneo-Metamórfico Cáceres (Giacosa et al. 2014a).
También en la Patagonia septentrional, pero ya fuera de la región del presente estudio, en el borde atlántico del Macizo Norpatagónico de Río Negro y Chubut, se exhiben rocas de basamento ígneo-metamórfico del Cámbrico a Ordovícico (Complejo Mina Gonzalito, Granodiorita Tardugno, formaciones El Jagüelito y Nahuel Niyeu y Complejo Plutónico Punta Sierra). Estas rocas fueron interpretadas como para-autóctonas (Gregori et al. 2008, Rapalini et al. 2010, 2013) y derivadas, junto con todo el resto del basamento del Macizo Norpatagónico oriental, desde el orógeno Ross del cambro-ordovícico de la Antártida Oriental (González et al. 2010). Dentro de este orógeno, la región de procedencia del basamento es aún tema de debate y existen dos posibles sitios, una es la parte central de las Montañas Transantárticas, entre los glaciares Bird y Beardmore (González et al. 2010, 2011, 2013), y la otra es el extremo norte de estas mismas montañas, en los montes Pensacola (Ramos y Naipauer 2014).
ónico oriental parecen no compartir una evolución geológica en común con aquellos basamentos de la Cordillera Norpatagónica y del borde occidental del Macizo Norpatagónico. Sin embargo, son la roca de caja del magmatismo gondwánico del Complejo Plutónico Pailemán y unidades equivalentes. Por su parte, Giacosa et al. (2014a) interpretaron que el Complejo Ígneo-Metamórfico Cáceres es comparable con el Complejo Mina Gonzalito, dado que ambos complejos comparten litologías, grados metamórficos y la edad cambro-ordovícica de sedimentación del protolito meta-sedimentario. Ambos complejos habrían formado parte de un mismo zócalo Patagónico pre-Devónico, que fue desmembrado, ya sea por la fase Chánica del Devónico superior, o por los efectos de la orogénesis Gondwánica durante el Paleozoico superior.

Comparación regional del magmatismo Carbonífero-Pérmico
Dado que existe abundante información geológica y geocronológica, y para fines químicos comparativos, se graficaron los granitoides gondwánicos aquí estudiados con aquellos de similar edad de los sectores sudoeste y norte del Macizo Norpatagónico (Granitoides del Río Chico: López de Lucchi y Cerredo 2008 y Granitoides del Complejo Yaminué: Varela et al. 2005b), con los granitoides de la Cordillera Norpatagónica (Pankhurst et al. 2006) y también con aquellos de la Cordillera Frontal de Argentina (Gregori et al. 1996) y Chile (Mpodozis y Kay 1992). En líneas generales, los granitoides son calco-alcalinos y meta-aluminosos y peraluminosos, y sobre la base de la Figura 4e-g se reconocen varias similitudes geoquímicas entre todas estas rocas, entre ellas que los granitoides grafican en el campo de arco volcánico. Además, todos los granitoides gondwánicos son de arco magmático continental, transicional entre primitivo e inmaduro y normal, más evolucionado. Finalmente, los granitoides gondwánicos aquí estudiados tienen una tendencia geoquímica manifiesta hacia aquellos de arco magmático continental de carácter post-colisional, característica claramente definida en los granitoides de la Cordillera Frontal.
Los granitoides gondwánicos de la Cordillera Frontal, del Macizo Norpatagónico y de la Cordillera Norpatagónica presentan composiciones y ambientes tectónicos de emplazamiento similares, y que por lo tanto podrían formar parte de un mismo arco magmático asociado a subducción de losa oceánica bajo el borde continental occidental del Gondwana. En la Cordillera Frontal está expuesto el eje orogénico del arco (Caminos 1979, Llambías et al. 1993 y referencias aquí citadas), mientras que en la Patagonia septentrional estaría representada la continuidad austral del mismo, con características geoquímicas análogas.

CONCLUSIONES

Las edades de cristalización magmática (U-Pb en circones) de los granitoides del noroeste patagónico indicadas por Varela et al. (2005a), permitieron separarlos tempranamente en dos conjuntos, uno Chánico (Devónico) y otro Gondwánico (Carbonífero-Pérmico inferior). La evaluación integral de los análisis químicos de estas rocas presentada en esta contribución, permite concluir que si bien los granitoides cristalizaron en dos tiempos diferentes, comparten caracteres geoquímicos semejantes relacionados a procesos de subducción en arcos magmáticos continentales, e instaurados sobre el margen sudoeste de Gondwana, a la latitud (actual) del norte y noroeste patagónico. En líneas generales la caracterización geoquímica indica que son granitoides calcoalcalinos normales de tipo I, de tendencia a alto potasio y meta-aluminosos a peraluminosos. Por el momento, no se han encontrado granitoides con otras afinidades químicas (p. ej. tipo A).
Si bien los granitoides chánicos y gondwánicos tienen afinidades químicas de arco magmático continental, se diferencian entre sí porque en los primeros el arco habría tenido características de primitivo-inmaduro, y en los segundos la tendencia es a un arco normal, más evolucionado respecto del primero, con excepción de las rocas máficas asociadas. En este mismo sentido, el carácter algo más evolucionado de los granitoides gondwánicos se refleja en su rango composicional, mineralógico y químico, más extendido respecto de los chánicos.
Desde un punto de vista regional, los granitoides gondwánicos deformados del noroeste patagónico (tipo Mamil Choique) son equivalentes composicionales y temporales de las unidades ígneas del área de Yaminué, en el Macizo Norpatagónico oriental, y también de aquellas de la Cordillera Frontal mendocina, aunque hay algunas diferencias con los de la Cordillera Frontal chilena, producidas quizá por heterogeneidades químicas de la fuente de los magmas y que se pueden registrar tanto a lo largo como a lo ancho de un arco magmático.
El borde sudoeste de Gondwana es uno de los márgenes continentales activos más extensos y de mayor duración temporal, reconocido hasta el momento (p. ej. Orógeno Terra Australis, de ~18000 km de largo y que fue desarrollado entre el Neoproterozoico y el Paleozoico Superior, Cawood 2005). En el marco tectónico del Orógeno Terra Australis, los granitoides chánicos y gondwánicos del norte de la Patagonia Argentina representan los remanentes de dos arcos magmáticos continentales instaurados sucesivamente a lo largo de dicho borde, uno en el Devónico y otro en el Carbonífero-Pérmico.

AGRADECIMIENTOS

Expresamos nuestro especial agradecimiento al personal del Laboratório de Fluorescência de Raios X do Departamento de Mineralogia e Geotectônica del Instituto de Geociências de la Universidad de São Paulo, donde se efectuaron los análisis químicos. Se utilizaron imágenes satelitales facilitadas por la Comisión Nacional de Actividades Espaciales (CONAE, Argentina).
Los trabajos de campo y gabinete-laboratorio fueron financiados por el CONICET (Argentina), CNPq-FAPESP (Brasil) y las Universidades Nacionales de La Plata y de Río Negro, a través de fondos provenientes de los Proyectos PIP-CONICET 112-200801-00119, UNLP 11/ N653, FAPESP 05/58688-1 (Brasil) y PI-UNRN 40-A-302. Los comentarios y sugerencias vertidos por los árbitros de esta contribución ayudaron a mejorar la edición del manuscrito final.

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Recibido: 30 de enero, 2015
Aceptado: 11 de junio, 2015