ARTÍCULOS

Petrografía y geoquímica del centro eruptivo basáltico Toscales, zona de retroarco Extraandino de la provincia de Mendoza

 

Gustavo Walter Bertotto¹, Matías Hernán Hirch², Alexis Daniel Ponce¹, Yuji Orihashi³ y Hirochika Sumino⁴

¹ Instituto de Ciencias de la Tierra y Ambientales de La Pampa (CONICET-Universidad Nacional de La Pampa), Santa Rosa, La Pampa. E-mail: poncealexis_wini@hotmail.com, gwbertotto@yahoo.com.ar
² Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad Nacional de La Pampa, Santa Rosa, La Pampa. E-mail: matiashirch@gmail.com
³ Earthquake Research Institute, The University of Tokyo, Japón. E-mail: oripachi@eri.u-tokyo.ac.jp
⁴ Department of Basic Science, Graduate School of Arts and Sciences, The University of Tokyo, Japón. E-mail: sumino@igcl.c.u-tokyo.ac.jp

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RESUMEN

El centro eruptivo Toscales se ubica en el extremo oriental del departamento Malargüe, provincia de Mendoza y representa una de las manifestaciones cenozoicas más alejadas de la zona de subducción dentro de la provincia volcánica de Payenia. Está constituido por una colada de lava, aglomerados volcánicos, diques y piroclastos de composición basáltica generados a partir de actividad volcánica con estilos eruptivos estromboliano y hawaiano. Las rocas presentan textura porfírica con pasta traquítica, hialopilítica e hialofítica con fenocristales de olivino y en menor proporción clinopiroxeno. En la pasta se observan plagioclasa, olivino, clinopiroxeno, minerales opacos y vidrio. Químicamente, la muestra analizada clasifica como basalto alcalino. Las concentraciones de elementos traza, normalizadas a manto primitivo, presentan un patrón con anomalías negativas de Nb-Ta, Zr-Hf y Ti, propias de los basaltos de arcos volcánicos a esta latitud y características de los basaltos transicionales de Patagonia y de los basaltos pleistocénicos aledaños. Con las concentraciones de los elementos de tierras raras se realizaron modelos de fusión. El mejor ajuste se logró con un patrón generado por 1% de fusión fraccionada no modal, de una lherzolita en facies de granate, con moda y concentraciones de elementos de tierras raras similares al manto primitivo. La nueva edad obtenida (3,48 ± 0,27 Ma) indica que el centro eruptivo Toscales formó parte de la extendida actividad volcánica de retroarco del Plioceno tardío-Pleistoceno de la región.

Palabras clave: Basaltos; Plioceno; Payenia.

ABSTRACT

Petrography and geochemistry of Toscales basaltic eruptive center. Extra-Andean back-arc zone of Mendoza province

The Toscales eruptive center is located in the southeast of the Mendoza province and represents one of the farthest manifestations of Cenozoic back-arc volcanism from the subduction zone within Payenia. It consists of a lava flow, dikes and pyroclastic deposits of basaltic composition. These rocks have porphyritic texture with trachytic, hyalophitic and hyalopilitic groundmass. The phenocryst is olivine; the association of the groundmass is plagioclase, olivine, clinopyroxene, opaque minerals and glass. From their chemical composition, the analyzed rock sample classified as alkaline basalt in the TAS diagram. The trace element concentrations, normalized to primitive mantle, have a pattern with negative anomalies of Nb-Ta, Zr-Hf and Ti, signatures that are typical of volcanic arc basalts of the Andean Southern Volcanic Zone and similar to transitional basalts from Patagonia. The rare earth element (REE) pattern is within the range of variation of the surrounding Pleistocene basalts. Based on non-modal fractional melting model, the REE pattern corresponds to one generated by 1% partial melting of a garnet–bearing lherzolite having the primitive mantle composition. The new K-Ar age obtained (3.48 +/- 0.27 Ma) indicates that the Toscales eruptive center was part of the widespread late Pliocene-Pleistocene back-arc volcanic activity in the region.

Keywords: Basalts; Pliocene; Payenia.

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INTRODUCCIÓN

El centro eruptivo Toscales es un volcán monogenético localizado en el retroarco extraandino de la provincia de Mendoza (36º 17’ 33" S - 68º 18’ O), unos 15 km al sur de la localidad de Agua Escondida. Forma parte del volcanismo de retroarco cenozoico de Payenia y es uno de los centros eruptivos más alejados de la zona de subducción (Fig. 1) en esta área.

Figura 1: Esquema geológico del área de estudio.

El margen activo de la placa Sudamericana, al sur de los 33°S, está caracterizado por la generación de volcanismo de arco y de retroarco cenozoico. A partir del Paleoceno, en la Patagonia noroccidental comenzó a desarrollarse un arco volcánico cuyos productos se conocen como la provincia volcánica Andino-Patagónica (Ardolino et al. 1999). Al mismo tiempo, se produjeron voluminosas efusiones en el retroarco dando lugar a una vasta región magmática máfica continental donde se destacan el Basalto Posadas (Eoceno), las mesetas de Somuncurá y Canquel-Sierra Cuadrada (Oligoceno superior-Mioceno inferior), la meseta del Lago Buenos Aires (Mioceno-Pleistoceno) y Payenia (Mioceno-Holoceno) (Ardolino et al. 1999, Kay et al. 2004, Llambías et al. 2010, Ramos y Folguera 2011, Germa et al. 2010, Espanon et al. 2014).
En el margen oriental de Payenia, dentro del sector limítrofe entre las provincias de La Pampa y Mendoza, se localiza un extenso campo basáltico formado por coladas de lava, dispuestas con una dirección general noroeste-sureste, y numerosos conos piroclásticos. Los afloramientos de este campo ocupan el extremo sudeste de los departamentos Malargüe y San Rafael en la provincia de Mendoza, y gran parte de los departamentos Puelén y Chical Co en la provincia de La Pampa, representando las manifestaciones más orientales para el volcanismo de retroarco extraandino al norte del río Colorado. Los basaltos de Payenia han sido considerados indicadores de eventos extensionales producidos luego de una fase compresiva del Terciario y se propuso que su generación obedeció a la fusión del manto superior peridotítico, a partir de perturbaciones mecánicas y térmicas (Bermúdez y Delpino 1989, Bermúdez et al. 1993). Por su parte, Kay et al. (2004, 2006), Bertotto et al. (2009) y Ramos y Folguera (2011) relacionaron la erupción de diversas lavas de plateau del norte de Neuquén y sur de Mendoza, con la fusión de un manto hidratado luego de un episodio de subducción de bajo ángulo ocurrido en el Mioceno (Kay y Mancilla 2001).
La geoquímica de elementos traza y de isótopos fue utilizada por Stern et al. (1990) para dividir los basaltos de Patagonia (34º-52ºS) en cratónicos y transicionales. Estos autores indicaron que los basaltos transicionales poseen rasgos químicos similares a las rocas del arco volcánico andino, adquiridos durante su generación o en un episodio de subducción previo. En cambio, los basaltos cratónicos tienen características geoquímicas similares a los basaltos de islas oceánicas. En Payenia, Kay et al. (2004) señalaron que los basaltos del Plioceno al Holoceno aflorantes al norte de los 38ºS tienen características químicas de intraplaca. Por otra parte, en el margen oriental de Payenia, Bertotto et al. (2009) hallaron variaciones en la geoquímica de los basaltos que estarían relacionadas con contaminación por fluidos derivados de la placa subductante. Søager et al. (2015) señalaron dos fuentes mantélicas diversas para los basaltos cuaternarios del norte y sur de Payenia. La fuente de los septentrionales (zona del Nevado) fue similar a la de los basaltos normales de dorsal centro-oceánica (N-MORB) con adición de fundidos y fluidos de la zona de subducción. En cambio los basaltos del sur (zona del río Colorado y Payún Matru) tienen características compatibles con una fuente de basaltos de islas oceánicas (Kay et al. 2006, Søager et al. 2013). Søager et al. (2015), además, documentaron contaminación en los basaltos por aportes de corteza inferior con relaciones menores de 143Nd/144Nd y 176Hf/177Hf y más altas de 87Sr/86Sr que los fundidos del manto.
En relación a las características volcanológicas de los centros monogenéticos de Payenia, los primeros aportes fueron de Bermúdez y Delpino (1989) y Bermúdez et al. (1993) en la zona central de Payenia, quienes indicaron que las erupciones fueron principalmente del tipo hawaiano y en algunos casos del tipo estromboliano. Además, postularon un régimen extensional con el desarrollo de grandes fracturas por las que ascendieron los fundidos. En el mismo sentido, sobre el margen oriental de Payenia, Bertotto et al. (2006a) mencionaron que en el volcanismo monogenético actuaron estilos eruptivos estrombolianos y hawaianos incluso en los mismos centros eruptivos. Posteriormente, Risso et al. (2008) identificaron al menos seis volcanes que muestran evidencias de erupciones explosivas que involucran la interacción magma-agua cerca de la laguna de Llancanelo. Asimismo, Németh et al. (2012) describieron depósitos freatomagmáticos en el volcán Los Loros situado próximo al río Colorado. Por su parte, Németh et al. (2011) postularon que en el complejo Los Morados formado por cuatro conos piroclásticos, actuaron intermitentemente los estilos eruptivos hawaiano y estromboliano.
En los últimos años se han generado nuevas dataciones para rocas de Payenia (Marchetti et al. 2006, Bertotto et al. 2006b, Folguera et al. 2009, Gudnason et al. 2012, Espanon et al. 2014). Sin embargo, las asignaciones de edades para los basaltos del sector oriental sigue siendo un tanto especulativa. Para los campos Payún Matru y Llancanello, Bermúdez et al. (1993) utilizaron criterios morfológicos para determinar la edad relativa de los volcanes. En estos mismos campos volcánicos, Inbar y Risso (2001) efectuaron un análisis morfométrico de 120 conos de escoria monogenéticos y encontraron que el 95 % de ellos son más jóvenes que 1,0 Ma. Más al sureste, dentro de La Pampa, Melchor y Casadío (1999) obtuvieron una edad de 0,4 Ma para los basaltos aflorantes en Punta de la Barda (Puelén), en tanto que Bertotto et al. (2006b) y Bertotto (2009) señalaron que las edades de las coladas varían entre 0,3 y 0,8 Ma y la de los volcanes monogenéticos entre 0,6 y 3,6 Ma. Los afloramientos del centro eruptivo Toscales, junto con otros aledaños fueron incluidos en la Formación Morado Alto por González Díaz (1972) y en la Formación Chapúa por Narciso et al. (2001), ambas del Pleistoceno.
A pesar de que en los antecedentes mencionados precedentemente se estudiaron afloramientos de basaltos cercanos, este trabajo es el primero efectuado sobre las rocas del cerro Toscales y se basa en una tesis de licenciatura en Geología (Hirch 2012). El objetivo de esta contribución es realizar una primera caracterización petrográfica, geoquímica y volcanológica de las rocas que componen el centro eruptivo Toscales, así como aportar una nueva edad radimétrica para el mismo.

MARCO GEOLÓGICO

En el área de estudio, el basamento cristalino corresponde a los granitos de la Formación Piedras de Afilar (González Díaz 1972), asignados al Carbonífero inferior por Linares et al. (1980) en base a una datación Rb-Sr. Son rocas graníticas, de estructura granosa, muy alteradas en superficie y atravesadas por venas de cuarzo y diques aplíticos sin alterar lo que llevó a Narciso et al. (2001) a indicar que podrían ser más antiguas que la edad obtenida. Esta inferencia fue confirmada por Tickyj et al. (2015, 2016) mediante dataciones U-Pb en circones las que ubican a los granitos de la Formación Piedras de Afilar en el Devónico. Sobre esta entidad se apoyan, en relación discordante, sedimentitas marino marginales de la Formación Agua Escondida (González Díaz y García 1968), que están constituidas principalmente por facies de areniscas aunque también se presentan vaques y conglomerados (Narciso et al. 2001). Estas rocas sedimentarias fueron incluidas en el Carbonífero superior a partir de flora fósil hallada por González Díaz y García (1968). Por encima de esta unidad e intruyendo a la misma aparecen rocas del Grupo Choiyoi (Stipanicic 1965) (Pérmico-Triásico) o Formación Los Corrales de González Díaz (1972). Dentro de este grupo y en el ámbito de este estudio, se pueden distinguir rocas félsicas (Formación Choique Mahuida, Linares et al. 1978), rocas intermedias (Formación Agua de los Burros, González Díaz 1964) y, en menor medida, rocas máficas (Formación Quebrada del Pimiento, González Díaz 1964) (Narciso et al. 2001). La ingresión marina atlántica en la cuenca Neuquina, del Cretácico-Terciario, depositó en esta región rocas carbonáticas y areniscas incluidas en el Grupo Malargüe (Uliana y Dellapé 1981) (Narciso et al. 2001). Durante el Neógeno y Cuaternario se produjo una importante actividad volcánica de retroarco, generándose la provincia basáltica Andino Cuyana (Bermúdez y Delpino 1989) o provincia volcánica de Payenia (Ramos y Folguera 2011). Finalmente, al Holoceno se asignan sedimentos aluviales, coluviales, eólicos y evaporíticos (Narciso et al. 2001).

MATERIALES Y MÉTODOS

Para el análisis petrográfico de los basaltos se utilizó la clasificación textural de MacKenzie et al. (1982). El análisis geoquímico de una muestra (TOS 9) fue realizado en el Earthquake Research Institute de la Universidad de Tokio mediante Fluorescencia de rayos x (FRX, equipo Phillips PW2400) para los elementos mayores y algunos elementos traza (V, Cr, Co, Ni, Rb, Sr, Y, Zr, Nb y Ba) utilizándose una pastilla fundida de muestra según el procedimiento descripto por Tani et al. (2002). Las concentraciones del resto de los elementos traza (incluyendo las tierras raras) fue determinado sobre pastilla fundida por ablación láser y espectrometría de masas con plasma acoplado por inducción (LA ICP-MS), según metodología de Orihashi y Hirata (2003). Las abundancias de los elementos fueron corregidas internamente usando las concentraciones de Sr determinadas por FRX.
La edad de la muestra TOS 9 fue obtenida mediante el método "unspiked K-Ar". El análisis de Ar fue realizado usando un espectrómetro de masas de gases nobles MSIII (VG5400 modificado) en la Universidad de Tokio, Japón. Los errores en la determinación del 40Ar y de la relación 40Ar/36Ar se estimaron en 5 % y 0,2 %, respectivamente, basados en mediciones repetidas del estándar atmosférico conteniendo 1,5×10-7 cm3 STP de 40Ar. La concentración de K fue determinada para una alícuota de la misma muestra de roca total usada para el análisis de Ar, por FRX (equipo Phillips PW2400). La precisión analítica fue chequeada a partir de análisis del estándar JB-1a (Geological Survey of Japan). Detalles del procedimiento aplicado para la datación K-Ar fueron descriptos por Nagao et al. (1991) y Orihashi et al. (2004).

DESCRIPCIÓN DE CAMPO Y PETROGRÁFICA DE LAS FACIES VOLCÁNICAS

A partir del trabajo de campo realizado en el cerro Toscales, se identificaron 5 facies: colada de lava, aglomerados volcánicos, diques basálticos, piroclastos sueltos y rocas asociadas a fumarolas.

Colada de lava
Se observó en el campo una única colada basáltica de 3 km de longitud con origen en el sector central del centro eruptivo y con rumbo general de 115º. Esta tiene un espesor máximo de 10 m y tres sectores con características diferentes, que se dividieron en superior, medio e inferior. El primero de ellos posee abundante diaclasamiento subhorizontal, una importante vesicularidad (30-40%) debida a la desgasificación del magma y un espesor de entre 0,5 a 2 m aproximadamente. El sector medio tiene fracturamiento en bloques subangulares, menor vesicularidad (<5%) que el sector superior y un espesor variable entre 0,7 y 5 m. Finalmente el sector inferior de la colada es similar al sector medio pero con fracturamiento en bloques subangulares mucho más marcado y con un espesor de 2 a 5 m. Petrográficamente la roca de la colada tiene textura porfírica gradando en sectores a glomeroporfírica por aglomeración de olivinos. Los fenocristales son de olivino euhedrales a subhedrales, en ocasiones alterados en los bordes o totalmente a iddingsita. La pasta presenta textura traquítica, variedad pilotáxica por orientación de las plagioclasas, las que están asociadas a microlitos de clinopiroxeno, olivino y minerales opacos (Fig. 2a).

Figura 2: Fotografías al microscopio sin cruzar nicoles (a, c, e, f ), con nicoles cruzados (b) y de campo (d) de las unidades del cerro Toscales. a) Textura porfírica en colada con fenocristales de olivino (ol) en pasta pilotáxica de plagioclasa, clinopiroxeno, minerales opacos y olivino; b) Textura porfírica-glomeroporfírica en dique (muestra TOS 9) con fenocristales de olivino (ol) y plagioclasa (pl) en pasta similar a (a); c) Textura porfírica en piroclasto suelto con vesículas (V). Olivinos (ol) reemplazados por minerales opacos, en pasta de clinopiroxeno (cpx), plagioclasa y minerales opacos; d) Estructura subcircular probablemente relacionada a una fumarola. e) Textura porfírica en muestra del sector de borde de D. Fenocristales de olivino (ol) y clinopiroxeno (cpx) en pasta similar a (a); f ) Textura porfírica en muestra del sector central de (d). Fenocristales de olivino (ol) iddingsitizados en pasta de plagioclasa, clinopiroxeno, minerales opacos y olivino. Se observan vesículas (V) con paredes tapizadas por zeolitas (Z). La barra blanca representa 0,5 mm en a, b, c, e y f, y 60 cm en D.

Aglomerados volcánicos
Los aglomerados (a brechas) volcánicos están constituidos por piroclastos de tamaño lapilli a bomba. Los piroclastos tienen morfología irregular a aerodinámica y una coloración marrón rojiza por oxidación de los minerales de hierro. Esta facies es mayormente clasto sostén y presenta soldamiento variable, desde bajo a muy alto sin distinción de individuos, esto último debido a coalescencia de los clastos individuales. Al microscopio, los aglomerados volcánicos tienen estructura vesicular y amigdaloide por relleno de vesículas con carbonatos y en algunos casos con zeolitas; en escasos sectores presentan estructura masiva. La textura es porfírica con fenocristales de olivino totalmente alterados a iddingsita y parcialmente reabsorbidos por la pasta, y escasos fenocristales de clinopiroxeno. La pasta presenta textura pilotáxica y en menor medida intersertal, hialopilítica e hialofítica. Se observan microlitos de plagioclasa, clinopiroxeno, olivino, minerales opacos y, en algunas muestras, vidrio volcánico basáltico (variedad taquilita en el sentido de Fisher y Schmincke 1984).

Diques basálticos
Los diques tienen direcciones variables (012º, 017º, 078º, 091º, 135º, 292º, 326º) e intruyen a los aglomerados volcánicos. Al microscopio, las muestras de diques presentan estructura masiva, sin vesículas visibles. Desarrollan textura porfírica y en sectores glomeroporfírica con pasta pilotáxica. Los fenocristales son de olivino euhedral y en menor cantidad clinopiroxeno subhedral, ambas especies con escasa a nula alteración. La asociación de la pasta es plagioclasa, clinopiroxeno, olivino y minerales opacos (Fig. 2b). En una de las muestras se observó la presencia de posibles feldespatoides rodeados de microcristales de clinopiroxeno. Debido a la escasa alteración se seleccionó una muestra de esta facies (TOS 9) para la realización del análisis químico y datación.

Piroclastos sueltos
Los piroclastos sueltos están constituidos principalmente por clastos de granulometría lapilli a bomba. Estos se encuentran dispersos y presentan colores rojizos y marrón-rojizos debido a la oxidación de minerales de hierro. Petrográficamente tienen estructura mayormente vesicular o amigdaloide con vesículas rellenas con calcita y zeolitas; en algunos sectores presentan estructura masiva. La textura es porfírica con fenocristales de olivino reemplazados parcial a totalmente por iddingsita y minerales opacos. La pasta exhibe textura pilotáxica y en menor medida hialopilítica e hialofítica con microlitos de plagioclasa, clinopiroxeno, olivino y vidrio volcánico basáltico (variedad taquilita en el sentido de Fisher y Schmincke 1984) (Fig. 2c).

Rocas asociadas a posibles fumarolas
Se hallaron dos afloramientos subcirculares de 1,5 m de diámetro los cuales presentan una parte central vesicular de aproximadamente 1,35 m y un sector externo (que rodea al anterior) de unos 15 cm de ancho, masivo y con disyunción aproximadamente columnar. Estas estructuras están desarrolladas en aglomerado volcánico (Fig. 2d) y se asemejan a las estructuras formadas por fumarolas en volcanes basálticos activos (ej. Volcán Rincón de la Vieja en Costa Rica y Namafjall en Islandia). La roca del sector externo presenta estructura masiva y textura porfírica con fenocristales de olivino euhedrales y alterados en los bordes a iddingsita. La pasta tiene textura pilotáxica con microlitos de plagioclasa, clinopiroxeno, olivino y minerales opacos (Fig. 2e). El sector interno posee estructura amigdaloide con vesículas rellenas en los bordes por un mineral fibroso dispuesto de forma radiada (zeolitas) y en el centro por calcita. Presenta textura porfírica con fenocristales de olivino subhedrales alterados en su totalidad a iddingsita. La pasta posee textura pilotáxica con microlitos de plagioclasa, clinopiroxeno, olivino y minerales opacos (Fig. 2f).

GEOQUÍMICA

Sobre una muestra (TOS 9) procedente del núcleo de un dique basáltico, se realizó un análisis químico de roca total, las concentraciones (porcentajes en peso) de los óxidos mayoritarios y de elementos traza (partes por millón) se expresan en el cuadro 1.

Cuadro 1: Concentración de elementos mayores (% en peso) y de elementos traza (ppm) en la muestra TOS 9.

Elementos mayores
Según el diagrama TAS de Le Maitre et al. (2002) la muestra analizada clasifica como basalto y según la división de Macdonald (1968) corresponde a la serie alcalina (Fig. 3). Con fines comparativos, en el mismo diagrama se representaron muestras de basaltos pleistocénicos próximos al cerro Toscales correspondientes a la zona Norte (ZN) de Bertotto et al. (2009) y a datos sin publicar. Se destaca que la muestra TOS 9 se ubica dentro del ámbito de variación de los basaltos pleistocénicos cercanos (Fig. 3). El #Mg ((MgO/40,32)/ (MgO/40,32+FeOtot/71,85)) de la muestra TOS 9 tiene un valor de 0,68. Comparándolo con las muestras de basaltos cercanos (Bertotto et al. 2009) se observa que esta muestra está dentro de las menos evolucionadas entre los basaltos pleistocénicos de este sector de Payenia. La muestra analizada posee 5,3 % de nefelina y 20,5% de olivino en la norma CIPW.

Figura 3: Diagrama TAS (Le Maitre et al. 2002) con la división de campos alcalino y subalcalino según MacDonald (1968). Se puede observar que la muestra TOS 9 grafica dentro del campo de los basaltos. Se incluyen con fines comparativos, las muestras de afloramientos próximos (zona Norte de Bertotto et al. 2009).

Elementos traza
Los patrones extendidos de elementos traza y de elementos de tierras raras de la muestra TOS 9 normalizados a manto primitivo de McDonough y Sun (1995), se muestran en la figuras 4a y 4b. Con fines comparativos se incluyeron en los dos gráficos los valores de basaltos pleistocénicos aledaños al afloramiento estudiado (zona Norte de Bertotto et al. (2009) y datos inéditos), además, en la figura 4a se graficaron los datos de rocas basálticas del arco volcánico andino (Hickey et al. 1986) y un basalto de islas oceánicas (OIB) típico (Sun y McDonough 1989). El patrón de elementos traza extendido de la muestra TOS 9 (Fig. 4a) exhibe una fuerte anomalía negativa de Nb-Ta y anomalías negativas menores de Ti y Zr- Hf, que coinciden con el ámbito de variación de los basaltos pleistocénicos aledaños. Estas anomalías son típicas en los basaltos del arco de la zona volcánica sur, por ejemplo los del volcán Llaima (Hickey et al. 1986, Fig. 4A) y los de San Pedro, Longaví y Callaqui (muestras CL575b, CL447(+), CL449 y CL560 de Jacques et al. 2013). Asimismo, anomalías similares han sido descriptas por Stern et al. (1990) para sus basaltos transicionales de Patagonia.

Figura 4: a) Diagrama de elementos traza extendido, normalizado a manto primitivo (MP) de McDonough y Sun (1995). El área rellena con color verde representa el ámbito de variación de basaltos de zonas aledañas (datos de la "zona Norte" de Bertotto et al. (2009) y datos inéditos). Se grafica también el patrón de un basalto de islas oceánicas (OIB) típico (Sun y McDonough 1989) y el ámbito de variación de los basaltos del arco volcánico andino (Hickey et al. 1986); b) Diagrama de elementos de tierras raras normalizados a MP (McDonough y Sun 1995). El área rellena con color verde representa el ámbito de variación de basaltos de zonas aledañas.

En el gráfico de elementos de tierras raras (Fig. 4b), la muestra analizada se ubica dentro del campo de variación de los basaltos pleistocénicos aledaños. El rasgo distintivo de la muestra TOS 9 es un débil enriquecimiento de YbN y LuN respecto de TmN dado por la pendiente del patrón con una relación TmN/LuN=0,92.

Datación K-Ar - ubicación estratigráfica
En el presente trabajo se da a conocer una nueva datación K/Ar sobre roca total llevada a cabo en la muestra TOS 9 del dique basáltico (Cuadro 2). La edad obtenida (3,48 ±0,27 Ma) ubica a dicha unidad del cerro Toscales en el Plioceno superior, edad algo mayor que las estimaciones regionales previas en base a criterios geológicos de campo de González Díaz (1972) y Narciso et al. (2001), ambas del Pleistoceno. A partir de la edad obtenida, las rocas aquí estudiadas se incluyen en el Grupo Chapúa definido por Bermúdez et al. (1993), y dentro de él en la unidad Basalto Agua de Torres de Bertotto (2003).

Cuadro 2: Datos analíticos de la muestra analizada.

DISCUSIÓN

Volcanología
Según Vergniolle y Mangan (2000), las erupciones hawaianas y estrombolianas poseen intensidad, magnitud y poder dispersivo moderados como consecuencia de la baja viscosidad del magma en erupción, generalmente basáltico o andesítico-basáltico, lo que permite que la fase gaseosa se escape con relativa facilidad. Durante las erupciones estrombolianas, el gas se libera en explosiones discretas, con frecuencia rítmicas, cada una irrumpe la parte superior de la columna de magma y expulsa una lluvia de fragmentos de lava incandescente o piroclastos. Durante las erupciones hawaianas cada explosión da lugar a la expulsión de lava sostenida en el tiempo formando fuentes de lava. Los fragmentos situados en el centro de la columna eruptiva (o fuente de lava) permanecen suficientemente fluidos (sin perder temperatura) a través del transporte y la depositación como para coalescer entre ellos y llegar a formar flujos de lava desenraizados y charcos de lava. Los fragmentos de magma situados en sectores externos de la fuente de lava se enfrían rápidamente al tomar contacto con mayor volumen de aire, dando lugar a clastos vidriosos. Los productos generados por estos dos estilos eruptivos incluyen bombas, escoria, lágrimas y cabellos de Pele, que en el caso de las erupciones hawaianas pueden tener alto soldamiento y coalescencia. En las erupciones estrombolianas, en cambio, los clastos no se sueldan íntimamente porque la mayoría de los mismos se encuentran sólidos en el momento de la depositación.
Además de los productos finales hawaianos y estrombolianos algunas erupciones basálticas muestran rasgos típicos de ambas. Estas son las llamadas erupciones transicionales (Parfitt y Wilson 1995, Parfitt 2004). La transición entre el estilo hawaiano y el estromboliano depende principalmente de la velocidad de ascenso del magma. El estilo transicional se origina cuando la velocidad de ascenso es intermedia entre los estilos hawaiano y estromboliano típicos (Parfitt y Wilson 1995).
A partir de lo anterior interpretamos la formación de las litofacies identificadas de la siguiente manera. 1) Colada de lava: esta unidad habría sido generada por actividad efusiva con fuentes de lava tipo hawaiana. 2) Aglomerados volcánicos: los aglomerados volcánicos hallados en el centro eruptivo Toscales varían en el grado de soldamiento de bajo a muy alto con coalescencia de individuos. Los niveles de aglomerados de bajo soldamiento habrían sido depositados a partir del sector externo de una fuente de lava hawaiana, otra posibilidad para la formación de estos depósitos serían erupciones discretas estrombolianas. Los aglomerados de alto soldamiento con distinción de individuos se habrían formado en dos etapas coetáneas; la matriz cayó desde sectores medios de una fuente de lava hawaiana y los piroclastos incluidos en él de sectores un poco más elevados, lo cual les permitió enfriarse más durante el vuelo e impidió que se soldaran perdiendo su forma al caer; de todos modos, los dos componentes pudieron soldarse fuertemente por haber caído simultáneamente. Los aglomerados de alto soldamiento sin distinción de individuos se habrían formado por la acumulación de piroclastos provenientes del sector medio de una fuente de lava hawaiana. 3) Diques basálticos: los diques representan flujos de magma ascendente por fracturas vinculadas al conducto principal y ubicadas en las paredes del cono; estas últimas formadas por aglomerados volcánicos. Si bien no se puede determinar, debido al nivel de erosión actual, estos diques podrían haber llegado a superficie y actuado como alimentadores de magma. 4) Piroclastos sueltos: se generaron a partir de la caída desde los sectores externos de una fuente de lava hawaiana, o por erupciones estrombolianas. Debe señalarse que algunos de los piroclastos sueltos hallados pueden pertenecer a aglomerados volcánicos de bajo soldamiento, separados de éstos por erosión. 5) Rocas pertenecientes a posibles fumarolas: teniendo en cuenta las estructuras circulares, la diferente vesicularidad entre el sector interno y el borde de estas estructuras y la comparación con estructuras similares en volcanes basálticos activos, inferimos que estas estructuras fueron generadas por fumarolas actuando sobre depósitos de aglomerado volcánico.
El hecho de que se presenten facies generadas por volcanismo de estilo hawaiano y de estilo estromboliano en un mismo centro eruptivo no es algo poco común. Variaciones entre actividad hawaiana y estromboliana en un mismo centro eruptivo ha sido descripta para varios volcanes piroclásticos basálticos del este de Payenia (Bertotto et al. 2006a) y en otros lugares del mundo (Chester et al. 1985, Parfitt 2004, Polacci et al. 2006).

Geoquímica
Los valores del número de Mg (#Mg=(MgO/40,32)/(MgO/40,32+ FeOtot/71,85)) de los basaltos en equilibrio con composiciones de olivino del manto se ubican en el rango de 0,68- 0,75 (o 68-75). El valor del #Mg es insensible al grado de fusión parcial, pero es altamente sensible a la cantidad de subsiguiente cristalización fraccionada, particularmente de olivino. En general, los magmas primarios en equilibrio con mineralogías típicas del manto superior no metasomatizado (olivino + ortopiroxeno + clinopiroxeno ± granate ± espinela) deberían tener altos valores del #Mg (>0,7), del Ni (>400-500 ppm) y del Cr (>1000 ppm) y no más del 50 % de SiO2 (Wilson 1989). Si bien el valor del #Mg y el contenido de SiO2 estarían dentro del rango de los magmas primarios, los valores de Ni (218 ppm) y Cr (371 ppm) indican que el basalto TOS 9 no correspondería a un basalto primario.
Las anomalías negativas de Nb-Ta y Ti registradas en la muestra TOS 9 son propias de los basaltos de arcos volcánicos, de los basaltos transicionales de Stern et al. (1990) y de los basaltos pleistocenos de la zona Norte de Bertotto et al. (2009). Stern et al. (1990) propusieron que sus basaltos transicionales poseen características químicas producidas por modificación de su región de origen a partir del aporte de componentes derivados de la subducción, durante su generación o en un episodio de subducción cenozoico previo. Este aporte fue distinto al de la zona fuente actual de los basaltos de arco, debido a la progresiva deshidratación de la placa a medida que es subductada. Por su parte, Bertotto et al. (2009) atribuyeron los rasgos geoquímicos de los basaltos de la zona Norte a contaminación de la región origen por fluidos relacionados a subducción, ocurrida entre el Mioceno tardío y Pleistoceno.
Las relaciones (sin normalizar) Th/Hf y Ba/Ta utilizadas en basaltos de la Patagonia como indicadoras de fuente del manto enriquecido por subducción (Kay et al. 2004, 2006) son significativamente mayores en la muestra TOS 9 (Th/Hf=1,7; Ba/Ta=937) que en un OIB típico (Th/ Hf=0,5; Ba/Ta=130) de Sun y McDonough (1989). Además, la muestra TOS 9 tiene relaciones (sin normalizar) La/ Nb (2,6) y Ba/Nb (44,9) similares a los basaltos expulsados por estratovolcanes del arco volcánico andino (La/Nb: 3,1- 6,3 y Ba/Nb: 64-118) (Hickey et al. 1986, Jacques et al. 2013) y distintas de los OIB (La/Nb: 0,8 y Ba/Nb: 7,3) (Sun y McDonough 1989). Por esto la región del manto que originó los fundidos del cerro Toscales habría sido contaminada de manera análoga a la de los basaltos aledaños. De la misma manera se puede proponer que la fuente mantélica para la región indicada en la figura 1, en el Plioceno superior-Pleistoceno, estaba contaminada con elementos aportados por la subducción previa. Por otra parte, la pendiente (LaN/ YbN= 10,5) del patrón de elementos de tierras raras (Fig. 4b) sugiere una fuente en facies de granate.
Con las concentraciones de los elementos de tierras raras se realizaron modelos de fusión fraccionada no modal, en facies de espinela y granate, para tratar de encontrar un porcentaje de fusión que diera como resultado un patrón similar a las muestras de la zona de estudio, incluida la aquí analizada TOS 9. El mejor ajuste se logró con un patrón generado por un 1% de fusión fraccionada no modal de un manto primitivo en facies de granate (Fig. 5). Cabe acotar que Søager et al. (2015) indicaron que los basaltos de retroarco de la zona del Nevado deben haber tenido una fuente mantélica al menos tan enriquecida como el manto primitivo de McDonough y Sun (1995). Los parámetros usados en el cálculo del modelo fueron:
- Manto primitivo (como fuente) según McDonough y Sun (1995).
- La moda del manto fuente fue de: 55% de olivino, 26% de ortopiroxeno, 15% de clinopiroxeno y 3,5% de granate.
- Este manto funde en la siguiente proporción 0% de olivino, 12% de ortopiroxeno, 25% de clinopiroxeno y 63% de granate.
- Los coeficientes de partición fueron tomados de Ionov et al. (2002-Tabla 7) para olivino, ortopiroxeno y clinopiroxeno y de Shimizu (1980-Tabla 5B) para granate. Los valores de Pr, Tb, Ho y Tm en granate fueron interpolados.
- La ecuación de fusión fraccionada no modal utilizada fue tomada de Shaw (2006):
Cl = C0/D0*(1–P*F/D0)(1/P-1), donde: Cl = concentración del líquido generado; C0 = concentración de la fuente (manto primitivo); D0 = coeficiente de partición total de la fuente; P = coeficiente de partición total del fundido; F = grado de fusión.

Figura 5: Patrones de elementos de tierras raras normalizados a MP (McDonough y Sun 1995) de los fundidos generados por 1 a 5% de fusión fraccionada no modal de una lherzolita en facies de granate. El área rellena con color verde representa el ámbito de variación de basaltos de zonas aledañas incluida la muestra TOS 9. Nótese que el mejor ajuste se da con el fundido generado por 1% de fusión.

La modelización se realizó teniendo en cuenta una fuente peridotítica, de todos modos varias investigaciones asignan un rol preponderante a las litologías piroxeníticas como fuente de basaltos con características de OIB (por ej. Herzberg 2011, Zhang et al. 2012, Yang y Zhou 2013). Yang y Zhou (2013) propusieron el parámetro FC3MS (= FeO/CaO-3*MgO/ SiO2), el cual combinado con otros óxidos, permite identificar basaltos (similares a OIB) derivados de piroxenitas. Según la relación FC3MS vs. Na2O + K2O (Fig. S6 de Yang y Zhou 2013) la muestra TOS 9 se ubica dentro de los fundidos peridotíticos. Por otra parte, el magma primario de TOS 9 calculado a partir del programa PRIMELT2 de Herzberg y Asimow (2008) y según las ecuaciones de Lee et al. (2009) tiene un valor que es propio de los magmas primarios producidos por piroxenitas aunque próximo al campo de los fundidos de peridotitas (ver figura 2 de Herzberg y Asimow 2008). No se pretende en este trabajo discriminar si la fuente fue peridotítica, piroxenítica o una mezcla de ambas, en cambio sí se propone un modelo inicial para este sector con una fuente peridotítica (lherzolítica en particular) en facies de granate con concentraciones y moda similares al manto primitivo.

CONCLUSIONES

El centro eruptivo Toscales está compuesto por una colada de lava, aglomerados volcánicos, diques basálticos y piroclastitas (tamaño lapilli a bomba) que forman parte de un edificio volcánico erosionado. Desde el punto de vista petrográfico son basaltos de textura porfírica con pasta traquítica (variedad pilotáxica), hialopilítica e hialofítica con fenocristales de olivino en la colada de lava y piroclastitas y olivino-clinopiroxeno en los aglomerados volcánicos y diques basálticos. En la pasta se observan plagioclasa, olivino, clinopiroxeno, minerales opacos y vidrio.
Geoquímicamente, la roca analizada es un basalto alcalino con patrones de elementos traza extendidos y de tierras raras que indican un manto fuente en facies de granate y contaminación por fluidos relacionados a subducción. El basalto de la muestra TOS 9 se habría generado a partir de 1 % de fusión fraccionada no modal de una lherzolita en facies de granate, con moda y concentraciones de elementos de tierras raras similares al manto primitivo pero con contaminación por material de la zona de subducción.
La nueva edad obtenida (3,48 ±0,27 Ma) indica que el centro eruptivo Toscales formó parte de la extendida actividad volcánica de retroarco del Plioceno superior-Pleistoceno de la región.

AGRADECIMIENTOS

Se agradece a la Facultad de Ciencias Exactas y Naturales por el apoyo económico y la colaboración de N. Hokanishi (Universidad de Tokio) durante los análisis de FRX. Se agradece las sugerencias y correcciones por parte de la Dra. Marcela Remesal y un revisor anónimo de la RAGA.

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Recibido: 3 de junio de 2015
Aceptado: 4 de junio de 2016