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Geoacta

versión On-line ISSN 1852-7744

Geoacta vol.36 no.1 Ciudad Autónoma de Buenos Aires ene./jun. 2011

 

ARTÍCULOS ORIGINALES

El volcanismo de Serra Geral en la provincia de Misiones: aspectos geoquímicos e interpretación de su génesis en el contexto de la Gran Provincia Ígnea Paraná-Etendeka-Angola. Su relación con el volcanismo alcalino de Córdoba (Argentina)

Silvia Leonor Lagorio1 y Haroldo Vizán2

1 Servicio Geológico Minero Argentino (SEGEMAR). J. Roca 651, piso 10 - Ciudad Autónoma de Buenos Aires. E-mail: slagor@minplan.gov.ar
2 Departamento de Ciencias Geológicas - Facultad de Ciencias Exactas y Naturales (UBA - CONICET). Ciudad Universitaria, Pab. II. Ciudad Autónoma de Buenos Aires. E-mail: haroldo@gl.fcen.uba.ar

© 2011 Asociación Argentina de Geofísicos y Geodestas

 


RESUMEN

En la presente contribución se presentan nuevos datos geoquímicos de los basaltos de Serra Geral en la provincia de Misiones, que complementan los existentes para la Gran Provincia Ígnea (GPI) Paraná-Etendeka-Angola (PEA). Sus volcanitas son de naturaleza toleítica y presentan variedades de alto y bajo Ti; la coexistencia de ambos tipos en el muestreo de Misiones aquí presentado resulta consistente con su pertenencia a las regiones central y sur de la Provincia Magmática Paraná. Se reconocieron las variedades Paranapanema, Ribeira, Gramado, Pitanga, Urubici, siendo la primera la más abundante entre las rocas recolectadas. La muestra de Urubici reconocida, proveniente del área de San Ignacio, representa la expresión más occidental de este litotipo en la región. Los datos químicos señalan que los magmas de alto y bajo Ti se habrían generado esencialmente a partir de fuentes mantélicas diversas, evolucionando a través de cristalización fraccionada en condiciones de baja presión e involucrando contaminación cortical significativa sólo en la variedad Gramado. Las heterogeneidades observadas en la fuente, tanto a nivel local como regional, son congruentes con un manto subcontinental litosférico, sin registrarse aporte de elementos relacionados con la denominada pluma Tristán. Los datos químicos de las toleitas de Misiones y de la GPI en su conjunto señalan que la fuente de los magmas cretácicos habría estado condicionada por procesos de subducción previos (e.g. eventos precámbricos Transamazoniano, Grenvilliano y Brasiliano). El gran calor involucrado en la fusión del manto podría corresponder a la energía térmica entrampada por un antiguo supercontinente como Pangea. La localización de la principal zona de fusión habría estado condicionada por la acción del limbo ascendente y caliente de una posible convección de gran escala que habría afectado a zonas de fragilidad cortical (e.g. suturas de antiguos cratones). Por otro lado, el volcanismo de la sierra Chica de Córdoba (SCC), prácticamente contemporáneo con el de la GPI PEA, es alcalino de alto Ti y posee una ubicación periférica (64º O; 30º30' - 32º30' S) en relación con la gran energía calórica antes mencionada. Esto justifica los menores porcentajes de fusión registrados en el volcanismo de la SCC respecto a los de la GPI PEA. La fusión habría sido desencadenada por un proceso de menor escala, denominado convección conducida por borde, debido al contraste de espesores entre el Cratón del Río de la Plata y el terreno Pampia.

Palabras clave: Volcanismo; Cretácico; Misiones; Paraná; Córdoba

ABSTRACT

In the present paper new geochemical data from Serra Geral basalts of Misiones province are shown. These data are complementary of those previously published for the Large Igneous Province (LIP) Paraná-Etendeka-Angola (PEA). The volcanic rocks from Misiones are tholeiitic of high- and low-Ti varieties; the coexistence of both types in the present sampling, agrees with the fact that this area belongs to the central and southern regions of the Paraná Magmatic Province. Paranapanema, Ribeira, Gramado, Pitanga and Urubici varieties were recognized, being the former the most abundant in the collected rocks. Urubici type sample, from San Ignacio area, is the most occidental expression of this variety in the region. Chemical data point out that magmas of high- and low-Ti were originated from different sources, and evolved through fractional crystallization under low pressures conditions, involving significant crustal contamination only in Gramado magma type. Heterogeneity in the magma, on small and large scales, is in agreement with a subcontinental lithospheric mantle source, where no elements from the called plume Tristan had been recognized. Geochemical data of tholeiites from Misiones and from the whole PEA LIP point out that previous subduction processes (e.g. Transamazonian, Grenvillian and Brasiliano Precambrian Events) must have affected the mantle source of the Cretaceous magmas. The great hotness involved in mantle melting might correspond to a thermal blanketing caused by an ancient supercontinent as Pangea. The location of the main melting zone must have been determined by the effects of the hot uprising limb of a possible large scale convection that would have affected zones of cortical fragility (e.g. sutures between ancient cratons).  On the other hand, volcanism of the sierra Chica de Córdoba (SCC), pratically coeval with that of the PEA LIP, is alkaline of high-Ti and display a peripheral location (64º W; 30º30' - 32º30' S) in relation with the great caloric energy mentioned above. This is consistent with the involved lower melting degrees of the volcanism of SCC respect to those of PEA LIP. Melting could have been triggered by a small scale process called edge-driven convection because of the thickness contrast between Rio de la Plata Craton and Pampia terrane.

Key words: Volcanism; Cretaceous; Misiones; Paraná; Córdoba


 

INTRODUCCIÓN

El período Cretácico fue un tiempo geológico de reorganización de placas, cambios orogénicos globales e intenso volcanismo. En ese contexto, en nuestro país se desarrollaron eventos magmáticos de los cuales en este trabajo se analizan dos con edades prácticamente equiparables: el volcanismo que se presenta en la provincia de Misiones (MS) y el de la sierra Chica de Córdoba (SCC), ilustrados en la Figura 1a. El primero, de naturaleza toleítica, forma parte de una gran provincia ígnea (GPI) que se extiende en el resto de la región mesopotámica argentina, gran parte de Brasil, Paraguay, Uruguay y en las localidades de Etendeka y Angola, que constituyen su contraparte africana (Figura 1a). Por ello ha sido denominada Provincia Magmática Paraná (e.g. Bellieni et al., 1984a; PMP) y posteriormente Gran Provincia Ígnea Paraná-Etendeka-Angola (e.g. Marzoli et al, 1999; PEA). El de la sierra Chica de Córdoba, en cambio, es de carácter alcalino y presenta un quimismo distintivo respecto al de aquella.


Figura 1: a)
Esquema de ubicación de los derrames lávicos de la GPI Paraná-Etendeka-Angola, la dorsal centro-oceánica y los montes marinos TC: Tristan da Cunha y G: Gough, simplificado de O'Connor y Duncan (1990). b) Esquema ilustrativo de la GPI Paraná-Etendeka-Angola incluyendo las localidades alcalinas periféricas, en el sector occidental de Gondwana, aproximadamente para los 125 Ma. Adaptado de Piccirillo y Melfi (1988), Gibson et al. (1996), Marzoli et al. (1999) y Lagorio (2008). CRP: Cratón del Río de la Plata, CSF: Cratón de San Francisco, CA: Cratón Amazonia, CC: Cratón Congo, CRA: Cratón Río Apa, FM CB: Faja Móvil Córdoba, FM DF: Faja Móvil Dom Feliciano, FM R-SI: Faja Móvil Rondonia - San Ignacio.

Los derrames lávicos de la GPI de Paraná llegaron a cubrir el subsuelo de la cuenca chacoparanense argentina (al sudoeste de la cuenca de Paraná, Figura 1a). La sierra Chica de Córdoba se encuentra ubicada al oeste de dicha cuenca, por lo que constituye otra de las localidades alcalinas periféricas a la GPI PEA (Lagorio, 2008; Figura 1b).
Mientras que la mayor parte del volcanismo de la GPI PEA posee edades entre 133 y 130 Ma (e.g. Ernesto et al., 1999), las dataciones más recientes efectuadas en los basaltos de la SCC indican una edad de aproximadamente 130 Ma (Cejudo Ruiz et al., 2006). Es decir que ambos procesos eruptivos habrían ocurrido muy próximos en el tiempo, en un ambiente tectónico extensional congruente con la fragmentación del supercontinente Pangea.
La proximidad de Etendeka respecto a la cadena de montes marinos Walvis, en cuyo extremo occidental se encuentra el monte marino Tristán da Cunha (constituido por basaltos de islas oceánicas, OIB), así como la cercanía de Paraná a la cadena submarina Rio Grande (Figura 1a) llevó a concebir a las manifestaciones de Paraná-Etendeka como producto de la emergencia (upwelling) de la denominada pluma Tristan da Cunha (e.g. Fodor, 1987; O'Connor y Duncan, 1990; Gibson et al., 2006). Otros autores, en cambio, explicaron este evento como producto de la fusión de manto subcontinental litosférico, atribuyéndole a la pluma Tristan sólo el aporte del calor (e.g. Piccirillo y Melfi, 1988; Peate, 1997). Más recientemente, Iacumin et al. (2003) consideraron a la fusión del manto litosférico como consecuencia de los procesos de convección conducida por borde (edge-driven convection, e.g. King y Anderson, 1998), generados en zonas de marcado cambio de espesor (e.g. entre cratones y fajas móviles), sin necesidad de invocar la presencia de una pluma. En el presente trabajo, y como se explica en detalle en Vizán y Lagorio (este volumen), se considera que la gran energía térmica entrampada por Pangea más la acción del limbo caliente ascendente de una posible convección lateral de gran escala inducida por subducción habrían sido los factores que desencadenaron la fusión del manto litosférico de GPI PEA, localizada en zonas de fragilidad cortical (antiguas suturas).
De modo semejante, la génesis del volcanismo alcalino de Córdoba ha sido atribuida a la presencia de una pluma (Kay y Ramos, 1996) o bien a fusión del manto subcontinental litosférico (Lucassen et al., 2002; Lagorio, 2008). Como se explica en el trabajo de Vizán y Lagorio (este volumen) se considera que el origen de los magmas de Córdoba, podría deberse al proceso de convección conducida por borde (edge driven convection), cuyos efectos son bien ostensibles en zonas en donde la energía calórica del manto litosférico no es demasiado elevada, acorde a lo que se registra en Córdoba.
En el presente trabajo se presentan nuevos datos geoquímicos de basaltos que  afloran en la provincia de Misiones, los cuales se analizan y comparan con los de la GPI PEA obtenidos por otros autores. En Argentina los derrames de la GPI PEA afloran en la región mesopotámica (Figura 2a) y fueron asignados a la Formación Posadas, equivalente de la Formación Serra Geral en Brasil. En Misiones, Teruggi (1955) realizó una detallada caracterización petrográfica y mineralógica, existiendo numerosos estudios geoquímicos e isotópicos realizados por distintos autores en toda la GPI, mayormente en Brasil.


Figura 2:
a) Mapa esquemático de los derrames de inundación continental de la Provincia Magmática Paraná, tomado de Piccirillo y Melfi (1988).b) Mapa de la provincia de Misiones.

Los muestreos para este trabajo se efectuaron en el sur de la provincia de Misiones, en las proximidades de San Ignacio, Corpus y Posadas, así como en el sector norte de la misma, entre las localidades de Bernando de Irigoyen y Eldorado (Figura 2b). En la porción sur, los datos complementan los presentados por Piccirillo y Melfi (1988) y la información brindada en Ardolino y Mendía (1989).

MARCO GEOLÓGICO Y EDADES DEL VOLCANISMO DE LA GPI PEA

Las rocas volcánicas de esta gran provincia ígnea están mayormente ubicadas en el ámbito de la gran cuenca intracratónica eopaleozoica de Paraná. El volcanismo está representado por basaltos toleíticos y andesitas basálticas (90%), acompañado en forma subordinada por andesitas (7%) y riodacitas-riolitas (3%) de acuerdo a estudios regionales (e.g. Piccirillo y Melfi, 1988). Estos autores dividieron petrológicamente a la PMP en tres regiones (Figura 2a): 1) sección norte, ubicada al norte del río Piquiri, 2) sección central, entre dicho lineamiento y el del río Uruguay y 3) sección sur.
Las rocas basálticas de la provincia de Misiones aquí analizadas corresponden mayormente a la sección central y en menor proporción a la sur (Figura 2a). Los niveles lávicos se depositaron sobre las areniscas eólicas de la Formación Solari, cuyo contacto sólo se observa en San Ignacio (e.g. Marengo et al., 2005). De todos modos, intercalados en algunos niveles basálticos se presentan brechas peperíticas, que indican interacción entre lavas y sedimentos no consolidados húmedos (Lagorio y Leal, 2005).
Si bien dominan marcadamente las lavas, existen conjuntos de diques (alimentadores de aquellas) bien estudiados en Brasil y Paraguay (Figura 2a); particularmente en Misiones hay mención de diques en San Ignacio (Marengo y Palma, 2005). Numerosas mediciones 40Ar/39Ar han sido realizadas en las volcanitas de la GPI Paraná-Etendeka-Angola. La mayor parte del volcanismo tuvo lugar entre 133 y 130 Ma (e.g. Renne et al., 1996; Marzoli et al., 1999; Ernesto et al., 1999). De todos modos, edades más antiguas (138 Ma) provenientes de diques de Paraguay oriental y de lavas de la base de pozos de la región central de Brasil, así como edades más jóvenes obtenidas en Uruguay (127 Ma), llevaron a ampliar el intervalo del volcanismo (e.g. Turner et al., 1994; Stewart et al., 1996; Turner et al., 1999). Particularmente, muestras de la localidad Foz do Iguaçu, próxima al límite con la provincia de Misiones, dieron una edad de 133 ±1 Ma (Renne en  Comin-Chiaramonti et al., 1997). Es importante señalar que, de todas maneras, la actividad magmática principal se produjo previamente a la separación de América del Sur y África (e.g. Bellieni et al., 1984a).
En los últimos años se han comenzado a obtener edades U-Pb; los circones provenientes de dacitas, ubicadas en niveles superiores de la secuencia basáltica en el este brasileño, arrojaron edades de 137 y 135 Ma, siendo en consecuencia un 2-5% más antiguas que las obtenidas por el método Ar-Ar (Wildner et al., 2006; Santos et al., 2008). Recientemente, Thiede y Vasconcelos (2010) sobre la base de nuevas edades Ar-Ar afirmaron que el volcanismo de Paraná habría comenzado a los 134,7 Ma y durado menos de dos millones de años. Respecto al magmatismo alcalino periférico a la GPI PEA, se registran tanto efusiones previas como contemporáneas y póstumas respecto al gran evento toleítico (Figura 1b), las cuales están ubicadas en Paraguay oriental, Brasil, Uruguay, Namibia, Angola (e.g. Comin-Chiaramonti y Gomes, 2005; Gibson et al., 2006) y centro de Argentina (SCC; Lagorio, 2008).

CLASIFICACIÓN Y PETROGRAFÍA

Se realizaron treinta y nueve análisis químicos de elementos mayores y traza, los cuales fueron efectuados por fluorescencia de RX en el Departamento de Ciencias de la Tierra de la Universidad de Trieste (Italia); ocho de ellos fueron complementados con mediciones de tierras raras, efectuadas por ICP-MS en el laboratorio Actlabs (Canadá). Si bien todos los análisis fueron empleados para los gráficos utilizados, se reportan treinta como representativos del conjunto en la Tabla 1.

Tabla 1: Contenido de elementos mayores (% en peso) recalculados a 100% en base anhidra y traza (ppm).
 
mg# y normas para Fe2O3/FeO = 0,15. PDS = Posadas, PF = Profundidad, AG = Arroyo Guarupá, CPS = Corupus, SI = San Ignacio, AB = andesita basáltica, B = basalto, PMA = Paranapanema, PT = Pitanga, GR = Gramado, RB = Ribeira. Valores en itálica señalan contenidos medidos por ICP-MS.

Las rocas clasifican como andesitas basálticas (la mayor parte) y basaltos, de acuerdo al diagrama TAS (Le Bas et al., 1986; Figura 3), con presencia de hipersteno (0,78 - 28,81%) y cuarzo (0,13 - 8,36%) en la norma (Tabla 1), acorde a un quimismo subalcalino toleítico.


Figura 3:
Diagrama álcalis-sílice total (TAS; Le Bas et al., 1986), con discriminación según el Ti.

Las muestras presentan texturas que varían desde afírica a microporfírica y porfírica. En estas dos últimas generalmente la proporción de fenocristales y/o microfenocristales es baja (hasta 5-8%). Las variedades afíricas son intergranulares a intersertales, al igual que la pasta de rocas microporfíricas y porfíricas. Los fenocristales y/o microfenocristales son de plagioclasa labradorítica (An50-65), augita, minerales opacos (magnetita e ilmenita), pigeonita y olivina (muy frecuentemente alterada a iddingsita y/o bowlingita), siendo estas dos últimas poco abundantes. Este tipo de rocas se caracteriza por presentar dos clinopiroxenos: augita y pigeonita (rico y pobre en calcio, respectivamente).
La mesostasis está conformada por los minerales arriba mencionados, a los que se suman eventualmente feldespato alcalino y cuarzo intersticiales, en ocasiones formando intercrecimientos micrográficos. La apatita es fase accesoria común. El vidrio aparece con frecuencia en proporciones variables, fresco o reemplazado por filosilicatos máficos del tipo esmectita-clorita y/o celadonita. Los clinopiroxenos, particularmente la pigeonita, pueden presentar un variable grado de uralitización, si bien es mayormente incipiente. La celadonita constituye asimismo frecuente integrante de amígdalas, junto a cuarzo, zeolitas ricas en sílice y carbonato.

CARACTERÍSTICAS GEOQUÍMICAS

El contenido de TiO2 ha sido propuesto como un elemento discriminador de las rocas de Paraná (Bellieni et al., 1984b), considerándose en función de su porcentaje basaltos de bajo (< 2%, LTiB) o alto titanio (> 2%, HTiB), luego generalizado para todas las grandes provincias de derrames basálticos continentales mesozoicos de Gondwana.
Las muestras de Misiones aquí analizadas comprenden variedades tanto de bajo como de alto titanio, lo que resulta consistente con la pertenencia a las secciones sur y centro de la PMP. Observaciones realizadas por otros autores en la PMP revelaron que en la zona sur predominan los basaltos de bajo titanio, en la central son frecuentes los litotipos intermedios (2-3% TiO2), coexistiendo los de bajo y alto titanio, mientras que estos últimos dominan en la región norte (e.g. Piccirillo y Melfi, 1988).
Los diagramas de variación respecto a la disminución del mg# para las muestras de Misiones aquí analizadas presentan una tendencia creciente para SiO2, FeOt, TiO2, K2O, Na2O, P2O5, Zr, Nb, La, Ce, Nd, Rb y Ba, así como decreciente para Al2O3, CaO, Cr, Ni y Sr (Figura 4). También surge en términos generales que las rocas de alto Ti poseen, a paridad de mg#, mayores contenidos de K2O, P2O5, Zr, Nb, La, Ce, Nd, Sr y Ba, así como menores tenores de Cr y Ni que las rocas de bajo Ti.


Figura 4:
Diagramas de variación de elementos mayores y traza respecto al mg#. Círculos llenos: alto Ti, círculos vacíos: bajo Ti.

En cuanto a la tipificación geoquímica, otros autores asignaron gran importancia a la relación Ti/Y junto al porcentaje de TiO2, como así también a los cocientes Ti/Zr, Zr/Y y al contenido de Sr. Esto permitió distinguir seis variedades: Urubici, Pitanga, Paranapanema, Ribeira, Esmeralda y Gramado (Peate et al., 1992; Peate, 1997).
En este esquema los tres primeros litotipos son considerados de alto Ti y los otros de bajo Ti, pero es importante señalar que las variedades de bajo Ti pueden presentar hasta un 2,3% de TiO2 mientras que las de alto Ti pueden incluir rocas con valores desde 1,7%.
Las muestras de Misiones aquí estudiadas corresponden a las variedades Paranapanema (la mayor cantidad de muestras), Ribeira, Gramado, Pitanga y Urubici (estas dos últimas, muy escasas), como se observa en Tabla 1 y Figura 5. La muestra de Urubici constituye la expresión más occidental de esta variedad, ya que aflora sólo en el sector este de Brasil.


Figura 5:
Diagrama Sr vs. Zr/Y de discriminación de los distintos litotipos, de acuerdo a Peate et al. (1992). Símbolos llenos: rocas del sur de Misiones (Posadas, San Ignacio, Corpus), símbolos vacíos: sector norte (transecta Bernando de Irigoyen - Eldorado).

En la Figura 5 se discriminan las muestras del sector norte de Misiones (transecta Eldorado - Bernardo de Irigoyen) que tipifican como Paranapanema y Ribeira, así como las del sur, que caracterizan como Paranapanema, Gramado y Pitanga. Si bien en el presente muestreo no se han registrado rocas del litotipo Esmeralda, éstas han sido encontradas al sur de Posadas, en la Hoja Geológica Oberá (en preparación, Chavez, com. pers.).
Las variedades reconocidas resultan consistentes con lo observado por otros autores a nivel regional, que indican que las de bajo Ti Gramado y Esmeralda, así como la de alto Ti Urubici son características de la región sur; en cambio, Pitanga, Paranapanema (alto Ti) y Ribeira (bajo Ti) son típicas de la zona norte, mientras que todas las variedades coexisten en la región central (e.g. Peate et al., 1992).
Por otro lado, el reconocimiento de los distintos litotipos en el subsuelo de de la cuenca de Paraná permitió especular con una posible estratigrafía volcánica para toda la PMP (e.g. Peate et al., 1992; Stewart et al., 1996; Peate, 1997), pero los estudios realizados en distintas áreas llevaron a definir la naturaleza diacrónica del volcanismo de Paraná (e.g. Turner et al., 1999), por lo que no es posible realizar correlaciones certeras a nivel regional a gran escala sobre la base de las variedades litogeoquímicas.
En diagramas multielementales normalizados se ponen de manifiesto las anomalías negativas en Nb-Ta, Sr, P y Ti (Figura 6). Las rocas de alto Ti presentan en términos generales mayores contenidos de elementos traza (Figura 6a), particularmente la variedad Urubici (Figuras 6b y 6c). La variedad Gramado presenta pronunciadas anomalías negativas para el Nb, Ta, Sr, P y Ti (Figuras 6b y 6d). Si bien este litotipo se caracteriza por registrar un marcado enriquecimiento en elementos de alto radio iónico (LILE) por sobre los de alta carga iónica (HFSE) y tierras raras livianas (LREE), la muestra aquí presentada posee tenores muy elevados de Rb, Th, U y K. Esto surge claramente al comparar con muestras de bajo Ti del sur de Paraná con valores de 87Sr/86Sr < 0,7060 (Figura 6d) presentados por Ernesto et al. (2002). Ello permite inferir para la muestra de Gramado aquí analizada una marcada participación de componentes corticales en su génesis, que caracteriza a este litotipo (valores 87Sr/86Sr entre 0,7064 y 0,7120, e.g. Piccirillo y Melfi, 1988; Peate y Hawkesworth, 1996). Es importante tener en cuenta que las demás variedades, en cambio, registran un grado de contaminación muy bajo sobre la base de isótopos de Sr-Nd-Pb (e.g. Peate y Hawkesworth, 1996; Peate, 1997). La variedad de bajo Ti de la región norte (Ribeira) se distingue de las de la región sur por la anomalía negativa para el U (Figuras 6b y 6d).


Figura 6:
Diagramas multielementales normalizados al manto primordial (Sun y McDonough, 1989).a) Discriminación según el titanio, b) Discriminación según los litotipos definidos por Peate et al. (1992), c) y d) Muestras de Misiones de las variedades de alto y bajo titanio, Urubici, Paranapanema, Ribeira y Gramado en comparación con composiciones promedio de rocas de alto Ti (HTi) y bajo Ti (LTi) del norte y sur de la Provincia Magmática Paraná (PMP) con valores de 87Sr/86Sr < 0,7060 presentados por Ernesto et al. (2002).

En el diagrama de REE (Figura 7) se observa en general un diseño con baja pendiente, revelando un escaso fraccionamiento LREE/HREE (La/Yb normalizadas entre 3,79 y 9,58, Tabla 1). No obstante, éste se hace ligeramente más marcado en las rocas de alto titanio, particularmente en la variedad Urubici (Figura 7, Tabla 1). Es de notar que la diferencia significativa es consecuencia esencialmente de un mayor tenor de La, más que de una variación en el contenido de Yb.


Figura 7:
Diagrama de REE normalizados al condrito de Boynton (1984).

ASPECTOS PETROGENÉTICOS

Procesos de diferenciación

Las muestras de Misiones analizadas (Tabla 1) presentan contenidos relativamente bajos de MgO (7,43 - 2,82%) y de mg# (0,54 - 0,29) así como bajos tenores de Ni (75 - 24 ppm), concordante con lo que se registra en toda la GPI PEA en la literatura, resultando claro que no se trata de magmas primarios.
A fin de evaluar cuantitativamente el proceso de cristalización fraccionada se realizaron balances de masa a partir de la composición de los elementos mayores (XLFRAC; Stormer y Nicholls, 1978). Los contenidos de elementos traza se calcularon a través de la ecuación de Rayleigh, utilizando los resultados de los balances de masa y los coeficientes de partición empleados en Lagorio (2008). 
Se evaluaron diversas transiciones entre rocas con mayor y menor contenido de MgO, de las cuales se presentan dos como representativas (Tabla 2), una entre rocas alto titanio (M6-M7, variedad Paranapanema), y otra entre litotipos de bajo titanio (M69-M87, variedad Ribeira). En ambos casos se observa compatibilidad con el proceso de cristalización fraccionada, sobre la base de los bajos valores de sumatoria de residuos cuadráticos obtenidos (< 0,1) en los balances de masa y relaciones de trazas calculadas/observadas muy satisfactorias (Tabla 2). Las fases fraccionadas requeridas para obtener las composiciones derivadas son esencialmente augita (50-52%, Tabla 2), plagioclasa (20-40%), junto a olivina y magnetita en proporciones muy subordinadas (< 8% y 5%, respectivamente).

Tabla 2: Cálculos de balance de masas representativos para elementos mayores realizados con el programa XFRAC (Stormer y Nicholls, 1978) y del contenido de elementos traza (ecuación de Rayleigh) para evaluar el proceso de  cristalización fraccionada entre muestras de bajo y alto TiO2 (LTi y HTi) de la provincia de Misiones aquí analizadas.
 
AB = andesita basáltica. Fases minerales, con sus respectivas composiciones, sustraídas del líquido parental:  OL = olivina, AUG = augita, PL = plagioclasa, MGT = magnetita. Entre paréntesis: contenidos de forsterita y anortita en olivina y plagioclasa, respectivamente. Calc. = composición calculada, obs. = composición observada, % mineral = porcentaje de minerales sustraídos, F (%) = fracción de líquido residual, ∑res2 = sumatoria residuos cuadráticos obtenidos en el balance de masa. Las composiciones de plagioclasa fueron tomadas de Deer et al. (1992), las de olivina de Lagorio (2008), mientras que las de augita y magnetita son promedios de las composiciones medidas en lavas de Paraná reportadas en Piccirillo y Melfi (1988).

Esta asociación mineral es compatible con condiciones de cristalización a baja presión, en un magma con escaso contenido de H2O. Esto favorece la cristalización precoz de plagioclasa (mayor hidratación inhibiría el fraccionamiento de esta fase; e.g. Barberi et al., 1971) y, por otro, condiciona la baja fugacidad de oxígeno que retarda la formación de magnetita. Esto último, determina el comportamiento creciente del FeOt y el TiO2 en los diagramas de variación respecto al mg#, característico en los basaltos de inundación continental, como ya es sabido de la literatura.
Cabe aclararse que la evolución de magmas de alto titanio a partir de los de bajo titanio, presentan dificultades, particularmente en cuanto a los elementos traza. Esto surge como consecuencia de la marcada diferencia en el contenido de elementos incompatibles que se registra en ambos grupos de rocas, como fue ya manifestado. Los basaltos de alto titanio pueden presentar un enriquecimiento del doble o incluso más para algunos elementos (e.g. Ba, Sr, La, Ce, Nd, Nb, Zr) respecto a las rocas de bajo titanio (Tabla 1), contenidos que no se alcanzan a través de la cristalización fraccionada a partir de los de bajo titanio.
Se modelizó asimismo la cristalización fraccionada a través del programa MELTS (Ghiorso y Sack, 1995), en condiciones de baja presión (1 kb), casi anhidras (0,5% de H2O) y baja fugacidad de oxígeno (buffer QFM). Se obtuvo la tendencia de evolución del magma a partir de las composiciones de muestras de bajo titanio (M69 y M83, variedad Ribeira) y alto titanio (M6 y M10, variedad Paranapanema), graficada en diagramas MgO vs. SiO2 (Figura 8). Las curvas de cristalización fraccionada obtenidas para dichas muestras arrojan tendencias compatibles con la evolución general de los magmas de bajo y alto titanio respectivamente (Figuras 8a y b). Se confirma además la factibilidad de las transiciones M69-M87 y M6-M7, calculadas previamente a través de XFRAC, como se observa en dichas figuras. En la secuencia de fraccionamiento (liquidus promedio obtenido de 1152ºC) surgen clinopiroxeno, sumándose plagioclasa y finalmente magnetita. Asimismo, en la Figura 8a se observa claramente que las muestras de bajo titanio correspondientes a la variedad Gramado presentan elevados contenidos de SiO2, ubicándose en su mayoría alejadas de las tendencias de cristalización fraccionada obtenidas. Los contenidos elevados de sílice que presentan las muestras de la variedad Gramado junto a tenores altos de Rb, U, Th (Tabla 1, Figura 6b), son indicadores de contaminación con la corteza, como fue mencionado precedentemente, resultando consistente con los elevados valores de 87Sr/86Sr obtenidos por otros autores.


Figura 8:
Tendencias evolutivas obtenidas a través del programa MELTS (Ghiorso y Sack, 1995) para MgO vs. SiO2 para muestras seleccionadas bajo y alto TiO2 (a y b respectivamente). Círculos vacíos = muestras de bajo TiO2 exceptuando la variedad Gramado (< 2%, muestras del litotipo Ribeira y algunas de Paranapanema con esos porcentajes), triángulos vacíos = muestras de bajo TiO2 de la variedad Gramado, círculos llenos = muestras de alto TiO2.

Fuente mantélica

Como se mencionó precedentemente se registran contenidos muy variables respecto a elementos traza (e.g. Ti, P, Sr, La, Ce, Nd, Zr, Nb, Ba) entre basaltos de alto y bajo Ti. El marcado enriquecimiento que pueden registrar los basaltos de alto titanio en dichos elementos respecto a los de bajo titanio no se alcanza a través de la cristalización fraccionada
a partir de estos últimos, como se señaló previamente. Por lo tanto, esto puede reflejar una evolución a partir de fuentes distintas y/o porcentajes de fusión diversos. Se calculó la composición de los magmas primarios de bajo y alto titanio, a partir de las muestras M69 y M22, consideradas representativas de ambos tipos, utilizando el programa XLFRAC (Tabla 3). Luego se realizó una modelización para obtener dichos magmas primarios a partir de una fuente mantélica común (Tabla 4), utilizándose una composición enriquecida (pirolita de Ringwood, 1966), también con dicho programa. Los porcentajes de fusión oscilan entre 11,56 (bajo Ti) y 10,45% (alto Ti), considerando una peridotita con granate residual y 9,46 (bajo Ti) y 8,57% (alto Ti) a partir de una peridotita con espinelo residual. Si se parte de composiciones mantélicas menos enriquecidas, los porcentajes de fusión resultantes son menores. En todos los casos los porcentajes son ≥ a 5%, lo cual resulta acorde a la naturaleza toleítica de estos basaltos, para los que se requiere como mínimo dicho porcentaje (e.g. Frey et al., 1978; Jaques y Green, 1980; Takahashi y Kushiro, 1983).

Tabla 3: Cálculo de la composición de magmas primarios (MP) de bajo y alto titanio, a partir de dos muestras consideradas representativas de cada grupo respectivamente (M69 y M22).
 
Las composiciones fueron obtenidas sumando porcentuales de fases minerales hasta alcanzar un mg# de 0,73. MPM69 = M69 + 30% OL + 18% CPX; MPM22 = M22 + 30% OL + 20% CPX. Abreviaturas como en Tabla 2.

Tabla 4: Asociaciones minerales peridotíticas (P1 y P2, con granate y espinelo respectivamente) calculadas a partir de la composición de Ringwood (1966) y residual (res.) en el manto luego de la extracción de los magmas primarios MPM69 y MPM22, modelizadas con el programa XLFRAC, reportando los porcentajes de fusión (F%) obtenidos.
 
GT = granate, SP = espinelo, demás abreviaturas como en Tabla 2. Composiciones minerales de acuerdo a 1MacGregor (1974) y 2Ringwood (1966).

Si bien las tasas de fusión para obtener los basaltos de alto titanio son menores que los que surgen para originar los de bajo titanio como se observa en la Tabla 4, la modelización realizada no arroja una variación significativa que señale al grado de fusión como factor contundente que determine por sí solo la génesis de ambos grupos de basaltos. Por lo tanto, surgen como más gravitantes las diferencias químicas en la fuente mantélica de origen. Por otro lado, la comparación entre muestras de alto y bajo Ti con valores de 87Sr/86Sr < 0,7060 obtenidos por otros autores (Figura 9), pone de manifiesto que ambos grupos de rocas quedan graficados en campos distintos, por lo que también desde el punto de vista isotópico la región fuente de ambos tipos de toleítas (alto y bajo Ti) debió ser distinta.


Figura 9:
Diagrama de relaciones iniciales 87Sr/86Sr vs.143Nd/144Nd para las toleítas de la GPI PEA y localidades alcalinas potásicas periféricas como las de Paraguay centro-oriental (K-PAR; Comin-Chiaramonti et al., 1997), Provincia Ígnea Alto Paranaíba (APIP; Gibson et al., 1995) y SCC (promedio de Kay y Ramos, 1996; Lucassen et al., 2002). TC= Tristan da Cunha (le Roex, 1985), MORB, EMI y EMII de Zindler y Hart (1986).

Se interpreta por lo tanto como más consistente, una evolución a partir de magmas parentales diversos, provenientes de fuentes mantélicas distintas (si bien poseen tendencias generales semejantes), que habrían sufrido variable grado de fusión. Precisamente, ligeras fluctuaciones en la tasa de fusión justificarían la amplitud que en los cocientes en elementos incompatibles que se registra también dentro de cada grupo (alto y bajo titanio), como señalan Iacumin et al. (2003).
Las relaciones La/Yb normalizadas entre 3,79 y 9,58 (Tabla 1, el valor mayor corresponde a Urubici) reflejan ligeras variaciones en el contenido de La, congruente con contenidos diversos de La en la fuente y/o variaciones en los porcentajes de fusión. Por otro lado, concentraciones de Yb normalizadas superiores a 10 (10,43 - 19,23) sugieren ausencia de granate residual en la fuente. Por lo tanto, para la modelización del contenido de elementos traza en la fuente mantélica se consideró presencia de espinelo residual (Figura 10) a partir de una peridotita enriquecida (pirolita, Ringwood, 1966), asumiendo batch melting (Hanson, 1978). Se utilizaron los coeficientes de partición empleados por Comin-Chiaramonti et al. (1997) y para el espinelo los utilizados por Iacumin et al. (2001); los porcentajes de fusión y residuos sólidos son los reportados en la Tabla 4. Sobre la base de las muestras seleccionadas como representativas, se observa que la fuente de los basaltos de alto titanio presenta un mayor contenido de elementos incompatibles que la de los de bajo titanio (Figura 10). Al comparar con el Manto Primordial de Sun y McDonough (1989), surge que el enriquecimiento de la fuente de los basaltos de alto titanio llega a ser de hasta 5 veces respecto a dicho manto (e.g. para Ba, Rb y La); en cambio, la fuente de los basaltos de bajo titanio tiene un contenido apenas ligeramente mayor al del Manto Primordial, sólo inferior respecto a Ti e Y.

 
Figura 10: Diagramas multielementales del contenido de trazas calculado (batch melting, Hanson, 1978) normalizado al Manto Primordial de Sun y McDonough (1989) de las fuentes mantélicas de los magmas primarios de bajo y alto titanio (MPM69 y MPM22), modelizadas con espinelo residual a partir de una peridotita enriquecida (pirolita de Ringwood, 1966). Se incluyen diagramas de los respectivos magmas primarios calculados, para comparación.

Al efectuar un análisis regional, el predominio de los basaltos de alto Ti en el norte y de los de bajo Ti en el sur, permite reconocer diferencias en la fuente de ambas regiones (tendencia general de un manto más enriquecido en el norte), señalando heterogeneidades en la fuente a gran escala. No obstante, paradójicamente, se observa que la variedad Urubici (alto Ti del sur) es más enriquecida en elementos incompatibles que Pitanga y Parnapanema, equivalentes de la región norte. Por otro lado, Ribeira (bajo Ti del norte) resulta más enriquecida que la análoga del sur Esmeralda, lo cual no puede ser atribuido a diversos grados de contaminación cortical, ya que todas estas variedades no registran valores isotópicos que la sustenten, de acuerdo a los datos presentados por otros autores. En consecuencia, estos rasgos estarían señalando heterogeneidades también a escala local en la fuente mantélica.
Las rocas presentan relaciones La/Nb normalizadas > 1 (entre 1,17  y 2; Tabla 1). Esto condiciona la pronunciada anomalía negativa para el Nb, también registrada para el Ta, siendo un rasgo característico de la fuente de los magmas de Paraná.

CARACTERIZACIÓN GEODINÁMICA DEL VOLCANISMO DE PARANÁ-ETENDEKA-ANGOLA Y LAS MANIFESTACIONES ALCALINAS ASOCIADAS

La caracterización de la fuente desde el punto de vista geodinámico viene siendo materia de debate entre los diversos grupos de trabajo. Varios autores consideran a estos derrames basálticos como producto de la descompresión adiabática de la denominada pluma Tristan da Cunha (e.g. Fodor, 1987; O'Connor y Duncan, 1990; Gibson et al., 1996, 2006), mientras que otros han concebido a los mismos como producto de fusión del manto subcontinental litosférico (e.g. Piccirillo y Melfi, 1988; Ernesto et al., 2002; Iacumin et al., 2003) o bien litosférico con una participación final de la astenósfera (i.e. Peate y Hawkesworth, 1996; Peate et al., 1999).
A fin de evaluar la posible intervención de la pluma Tristan en la fuente de este volcanismo, se realiza la comparación de los diagramas multielementales normalizados (Figura 11), propuesta por Ernesto et al. (2002). Se presentan las muestras de Misiones aquí reportadas junto a la composición del OIB Tristan da Cunha (le Roex, 1990), incluyéndose la del N-MORB, a fin de evaluar también la participación de la astenósfera empobrecida en la petrogénesis. La diferencia esencial con el diseño de Tristan reside en la anomalía respecto a Nb-Ta; mientras que para las rocas de Misiones (y Paraná en general) es claramente negativa, para las de Tristan, en cambio, resulta positiva. Respecto al OIB y N-MORB se reconocen diferencias en algunos cocientes de elementos traza (e.g. La/Th, Nb/La, Zr/Ta) que permiten relativizar la participación de ambas componentes astenosféricas en la fuente de los magmas de Misiones, como fuera señalado por Ernesto et al. (2002) para los magmas de la Provincia Magmática Paraná (PMP). De todos modos, la variedad Esmeralda (se incluye muestra representativa tomada de Peate, 1997) representaría para algunos autores mezcla con una componente tipo N-MORB, sobre la base del empobrecimiento en elementos incompatibles y también por sus relaciones isotópicas (Peate y Hawkesworth, 1996).
Por otra parte, el provincialismo respecto al titanio constituye un rasgo consistente con una fuente mantélica litosférica subcontinental, cuya naturaleza esencialmente no convectiva permite la preservación en el tiempo de esos rasgos. Asimismo, las diferencias en la fuente respecto a las regiones norte y sur, más la diversidad en los distintos magmas de alto y bajo Ti, revelan heterogeneidades a gran y pequeña escala respectivamente, también congruentes con un manto litosférico subcontinental.


Figura 11:
Diagrama multielemental normalizado al Manto Primordial (Sun y McDonough, 1989) para los litotipos reconocidos en la provincia de Misiones en comparación con las composiciones de Tristan da Cunha (MgO > 5%; le Roex, 1985) y N-MORB (Sun y McDonough, 1989), semejante al presentado por Ernesto et al. (2002) para la Provincia Magmática Paraná. Se adiciona la composición representativa promedio de Esmeralda (Peate, 1997).

Por otro lado, si bien la fusión de una peridotita anhidra en un contexto de fragmentación continental (rifting) por encima de una pluma permite obtener un fundido de naturaleza astenosférica prácticamente en su totalidad (e.g. McKenzie y Bickle, 1988), espesores litosféricos considerables (>130 km) y un bajo grado de extensión cortical (β = 1-1,5; Oliveira, 1989 y Ussami et al., 1994 en Turner et al., 1994) como se registraron en Paraná, resultan más consistentes con la fusión del manto litosférico (e.g. Stewart et al., 1996; Peate et al., 1999). Además, condiciones hidratadas (Gallagher y Hawkesworth, 1992), en ausencia de una extensión significativa, refuerzan la proveniencia a partir del manto litosférico subcontinental, ya que no se alcanzan las condiciones para la descompresión adiabática de la pluma. Recién hacia los estadios finales una mayor extensión habría determinado la participación de la astenósfera. Por lo tanto resulta razonable en este esquema que la variedad Esmeralda (restringida volumétricamente y litotipo más joven) represente una mezcla de la variedad Gramado con una componente astenosférica empobrecida tipo N-MORB como señalan Peate y Hawkesworth (1996). Esto resulta también consistente teniendo en cuenta que hacia los estadios finales de este volcanismo comenzarían a hacerse visibles los efectos de una posible convección lateral de gran escala inducida por subducción en el margen oeste de Gondwana (véase Vizán y Lagorio en este volumen), que finalmente desencadenaría la salida del N-MORB en la dorsal centro-oceánica.
La anomalía Nb-Ta resulta un rasgo característico para la mayoría de los magmas de Paraná, como fuera antes manifestado. Dicha anomalía es tradicional indicador de ambientes relacionados con subducción (contemporánea con el magmatismo o bien previa). Por lo tanto, varios autores atribuyen las elevadas relaciones La/Nb y La/Yb de los basaltos de Paraná a la participación de fluidos relacionados con subducciones antiguas o bien a la presencia de material eclogítico-granulítico subductado y/o sus fundidos derivados (e.g. Iacumin et al., 2003). Este tipo de material es rico en Nb, Ta y HREE, los cuales se alojan en rutilo, ilmenita y granate, minerales característicos de esas litologías. La fusión de ecolgitas básicas permite generar magmas silíceos calcoalcalinos, empobrecidos en dichos elementos. Las tendencias de mezcla reconocidas en los basaltos de Paraná con fundidos materiales silíceos de ese tipo (< 10%) por Iacumin et al. (2003), tanto desde el  punto de vista químico como isotópico, permitieron a dichos autores inferir que ese material silíceo habría formado venas generadas por antiguas fusiones (precámbricas) en el manto. Por lo tanto, la fusión cretácica habría involucrado ambos materiales presentes en la fuente, que justificarían así las tendencias de mezcla detectada por dichos autores.
Datos isotópicos de Sr y Nd de los basaltos de alto Ti se encuentran próximos a los del manto enriquecido tipo EMI definido por Zindler y Hart (1986), mientras  que los valores de los de bajo Ti tienden hacia la composición del manto enriquecido EMII (Figura 9) como manifiestan distintos autores. Dichas componentes enriquecidas han sido tradicionalmente vinculadas con fenómenos relacionados con metasomatismo ya sea a través de fluidos o pequeños volúmenes de fundidos desde la astenósfera (EMI) o bien de fluidos o fundidos relacionados con subducción (EMII).
Si bien desde el punto de vista isotópico los basaltos de alto Ti no aparecen relacionados a antiguos procesos de subducción, esto puede deberse o bien a la presencia de una componente carbonatítica en la fuente que enmascara los efectos metasomáticos (Iacumin et al., 2003) o bien reflejarla en menor grado, siendo más marcada la influencia del otro tipo de metasomatismo (EMI).
Por lo tanto, los fenómenos metasomáticos relacionados con la subducción acaecidos durante el Precámbrico (eventos Transamazoniano y Brasiliano) habrían condicionado químicamente la fuente mantélica de los magmas cretácicos de la la GPI Paraná-Etendeka-Angola, como señalan Iacumin et al. (2003). Esto es convalidado por las edades Nd modelo que indican que mientras que el metasomatismo de la fuente de las toleítas de bajo Ti habría tenido lugar en el intervalo 2,4-0,7 Ga, la de los magmas de alto Ti habría cubierto el lapso 1,7-0,9 Ga (Comin-Chiaramonti y Gomes, 2005; Gastal et al., 2005). Edades SHRIMP obtenidas posteriormente en xenocristales de circón provenientes del depocentro de la cuenca de Paraná por Wildner et al. (2006) son consistentes con lo anteriormente señalado. Edades Hf modelo efectuadas a dichas muestras por Santos et al. (2008) dan valores entre 1000 y 1280 Ma (edad de la faja móvil Sunsas, Grenvilliano).
En cuanto al volcanismo alcalino de la sierra Chica de Córdoba, periférico respecto a la GPI PEA (Figura 12), está representado por una serie continua desde basalto a traquita distinguiéndose los siguientes grupos de rocas, con carácter mayormente potásico: 1) suite basalto alcalino - traquita, 2) suite basalto transicional - latibasalto y 3) basanitas (Lagorio, 2008). Los magmas primarios de los distintos grupos presentan diversos contenidos de elementos traza (e.g. Zr, Hf, LREE) así como distintas relaciones entre ellos (e.g. Th/La, La/Ta, La/Nb), que revelan heterogeneidades en la fuente, congruentes con un manto litosférico subcontinental (Lagorio,  2008).


Figura 12:
Esquema ilustrativo de la GPI Paraná-Etendeka-Angola incluyendo las localidades alcalinas periféricas, discriminando según el Ti, en el sector occidental de Gondwana, aproximadamente para los 125 Ma. Adaptado de Piccirillo y Melfi (1988), Gibson et al. (1996), Marzoli et al. (1999) y Lagorio (2008). MS: Misiones, SCC: Sierra Chica de Córdoba, CRP: Cratón del Río de la Plata, CSF: Cratón de San Francisco, CA: Cratón Amazonia, CC: Cratón Congo, CRA: Cratón Río Apa, FM CB: Faja Móvil Córdoba, FM DF: Faja Móvil Dom Feliciano, FM R-SI: Faja Móvil Rondonia - San Ignacio. 1: Paraguay oriental, 2: Amambay, 3: Anitápolis, 4: Lages, 5: Ponta Grossa, 6: Serra do Mar, 7: Alto Paranaíba, 8: Iporá, 9: Poxoreu.

Esto resulta consistente con el escaso grado de atenuamiento cortical que presenta este rift. La fusión de una pluma requiere estadios avanzados de estiramiento, con bajos espesores litosféricos, así como la presencia de un  voluminoso evento volcánico previo que elimine las fases rápidamente fusibles de la litósfera (Thompson y Gibson, 1994), condiciones que no se verifican en el presente caso.
Los magmas primarios de la suite alcalina y basanitas reflejan un bajo grado de fusión (promedio 5,7%) a partir de una fuente enriquecida portadora de granate y flogopita residual, de acuerdo a la modelización efectuada por Lagorio (2008). Las manifestaciones alcalinas también se discriminan de acuerdo al titanio, como se observa en la Figura 12, siendo el límite 2,5% de TiO2 (Gibson et al., 1996). Las de la SCC son de alto Ti, a diferencia de las de Paraguay oriental.
Las rocas alcalinas potásicas de alto y bajo Ti se distinguen esencialmente por el contenido y relaciones de elementos de alta carga iónica (HFSE). Las rocas de bajo Ti (i.e. tipo ASU de Paraguay oriental) presentan características anomalías para Nb-Ta y Ti en diagramas multielementales normalizados, ausentes en las rocas de alto Ti como las de SCC (Figura 13).


Figura 13:
Diagrama multielemental normalizado al Manto Primordial (Sun y McDonough, 1989) para las volcanitas alcalinas potásicas más primitivas del Cretácico Temprano tanto de alto titanio de Córdoba (SCC) como de bajo titanio de Paraguay oriental (ASU), presentado en Lagorio (2008). Nótese la marcada anomalía en Nb-Ta para los magmas de ASU, semejante a la de los magmas de Paraná, revelando analogías en sus respectivas fuentes.

Es interesante destacar que en Paraguay se registra volcanismo alcalino del Cretácico Temprano tanto previo (e.g. Amambay) como posterior (e.g. Paraguay centro-oriental, ASU) respecto al gran evento de Paraná (Figura 12). En ambos casos se trata de basaltos de bajo Ti, revelando el mismo tipo de fuente mantélica (Gibson et al., 1996, 2006; Comin-Chiaramonti et al., 1997, 2007). Es importante señalar que la anomalía en Nb-Ta presente en los magmas alcalinos potásicos de bajo Ti también caracteriza a los derrames toleíticos de Paraná (Figs. 6 y 13), revelando de este modo analogías también entre ambas fuentes mantélicas (Comin-Chiaramonti et al., 1997, 2007). Las volcanitas de ASU muestran una moderada tendencia hacia EMII (Figura 9), consistente con un metasomatismo por subducción previa, probable ante su cercanía al lineamiento Transamazoniano, por donde habrían colisionado cratones y bloques menores, como los del Río de la Plata, Luis Alves, Río Apa y el bloque Paraná (e.g. Figura 1 de Rapela et al., 2007), a pesar de que no afloren las evidencias geológicas de la subducción precámbrica.
La fuente del volcanismo alcalino de la SCC presenta semejanzas con la de los magmas de la Provincia Ígnea Alto Paranaíba (APIP, Brasil), asimismo de alto Ti (Lagorio, 2008). El magmatismo de la SCC está asociado a la faja móvil de la Orogenia Pampeana, parcialmente correspondiente al Ciclo Brasiliano, así como otras localidades del sureste de Brasil. No obstante, sobre la base de parámetros químicos (ausencia de anomalía Nb-Ta, bajas relaciones La/Nb y Ba/Nb) las rocas de la SCC no reflejan un metasomatismo por subducción previa (Lagorio, 2008) como tampoco las de Alto Paranaíba, ubicada sobre la faja móvil Brasilia (Gibson et al., 1995). La Orogenia Pampeana no habría contaminado la fuente de los basaltos de la sierra Chica; precisamente, edades Nd modelo obtenidas por Lucassen et al. (2002) corresponden a 1,22-0,96 Ga, sugiriendo una reactivación del manto litosférico modificado en tiempos Mesoproterozoicos. Si bien algo más antiguo que el metasomatismo registrado en Alto Paranaíba (1-0,75 Ga), ambos son más jóvenes que el que afectó la fuente de los magmas de Paraguay centro-oriental (2,0-1,4 Ga).
Estas diferencias composicionales estarían reflejando antiguos episodios de enriquecimiento en el manto, desde finales del Arqueano y hasta el Proterozoico Tardío, que habrían condicionado el quimismo de las fuentes mantélicas del volcanismo cretácico alcalino, al igual que las del toleítico de Paraná como sugieren otros autores (e.g. Iacumin et al., 2003; Comin-Chiaramonti et al., 2007).
El metasomatismo que tuvo lugar en la fuente de los magmas de Córdoba habría sido producido por pequeños volúmenes de fundidos ricos en volátiles que ascendieron desde la astenósfera, congruente con la presencia de inclusiones primarias de CO2 y vidrio en olivinas de xenolitos lherzolíticos portados por lo basaltos (Lagorio y Montenegro, 2004). Esto resulta asimismo consistente con lo datos isotópicos, muy próximos al EMI, como ocurre también con los de Alto Paranaíba (Figura 9).

DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES

El volcanismo de Misiones presenta litotipos de alto y bajo Ti, acorde a su pertenencia a las regiones central y sur de la Provincia Magmática Paraná. El litotipo más abundante en el muestreo realizado es Paranapanema. La variedad Urubici reconocida en Misiones representa el afloramiento más occidental de este litotipo en toda la región.
Concentraciones de Yb normalizadas superiores a 10 resultan más compatibles con una fuente libre de granate residual. Si bien las tasas de fusión para obtener los basaltos de alto titanio son menores que los que surgen para originar los de bajo titanio a partir de una peridotita enriquecida portadora de espinelo residual, la modelización realizada no arroja una variación significativa (e.g. 8,57% vs. 9,46%) que señale al grado de fusión como factor contundente que determina por sí solo la génesis de ambos grupos de basaltos. Por lo tanto, se considera más razonable inferir un origen a partir de fuentes mantélicas diversas (si bien poseen tendencias generales semejantes), que habrían sufrido un variable grado de fusión. El cálculo del contenido de trazas en la fuente señala un carácter más enriquecido en elementos incompatibles para la fuente de los magmas de alto titanio. Las modelizaciones realizadas señalan que la evolución habría tenido lugar a partir de magmas parentales diferentes través de cristalización fraccionada a bajas presiones, con un escaso contenido de agua y baja fugacidad de oxígeno, involucrando contaminación cortical significativa sólo en la variedad Gramado.
Las heterogeneidades en la fuente de los magmas de Misiones y Paraná que surgen de su quimismo son congruentes con un manto subcontiental litosférico, sin aporte de elementos ligados a la denominada pluma Tristan, como señalaron Ernesto et al. (2002). Sólo se considera razonable la participación de una componente tipo N-MORB en los estadios finales, como sugirieron Peate y Hawkesworth (1996) sobre la base de la composición de la variedad Esmeralda, teniendo en cuenta que esto habría tenido lugar durante el estadio final del evento de Paraná (volumétricamente insignificante respecto al conjunto), cuando habrían comenzado a hacerse visibles los efectos de una posible convección lateral de gran escala inducida por subducción en el margen oeste de Gondwana (véase Vizán y Lagorio, ete volumen). Esta convección desencadenaría el desgarre cortical (rifting) y finalmente la salida del N-MORB en la dorsal centro-oceánica.
El quimismo de las fuentes del magmatismo de los basaltos de Misiones y de Paraná en general así como el del alcalino periférico (e.g. SCC) habría estado condicionado por los procesos metasomáticos acaecidos durante el Precámbrico. Estos eventos habrían enriquecido el manto litosférico subcontinental en forma de venas definiendo la heterogeneidad de pequeña y gran escala que condicionó el quimismo mesozoico, tanto toleítico como alcalino del sistema Paraná-Etendeka-Angola, como señalaron otros autores (e.g. Iacumin et al., 2003; Comin-Chiaramonti et al., 2007).
Los magmas toleíticos de Misiones y Paraná en general reflejarían un metasomatismo por subducciones previas, ligadas a los diversos eventos (e.g. Transamazoniano, Grenvilliano y Brasiliano). De modo semejante, la fuente mantélica de los magmas alcalinos de bajo Ti parece reflejar también un metasomatismo por subducción previa, mientras que no habría afectado la fuente de los magmas alcalinos de alto Ti. El enriquecimiento en la fuente de estos últimos, en cambio, se debería a la acción de pequeños fundidos provenientes de la astenósfera, no habiendo quedado registrada en el manto la acción de los procesos de subducción previos (e.g. entre el Proterozoico Tardío y el Cámbrico Temprano para SCC).
Teniendo en cuenta que gran número de diques toleíticos de Paraná se localiza en fajas móviles (antiguas suturas), como los que se registran en el este de Brasil y Etendeka (Namibia), se interpreta que la fusión del manto litosférico se habría producido esencialmente en esas zonas de fragilidad cortical, por donde además el magma emerge con mayor facilidad. Esto también resulta válido para justificar las efusiones más antiguas de Paraná, ubicadas hacia el oeste de la región, donde también se localizan fajas móviles (e.g.Figura 12; Figura 1 de Rapela et al., 2007). De todos modos, en ese sector el magmatismo comienza con manifestaciones alcalinas, a las que siguen luego las toleíticas, en volúmenes mucho menores que en el sector oriental, ubicado sobre una zona de fuerte anomalía térmica producida por el calor entrampado por Pangea (véase Vizán y Lagorio este volumen). Las manifestaciones alcalinas póstumas reflejarían el descenso de la temperatura, acorde a la gradual disipación de dicho calor.
Por otro lado, un manto más compatible con espinelo residual como fuente de los magmas de Misiones aquí modelizada resulta consistente con condiciones de menor presión que las requeridas para generar una fuente con granate. Esto sugiere una litósfera adelgazada que por debajo presentaba una astenósfera con mayor temperatura y menor densidad que la actual debido a procesos como los considerados por Vizán y Lagorio (este volumen). En cambio, la fuente de los magmas alcalinos de la sierra Chica de Córdoba admite granate residual en la fuente, consistente con una menor anomalía térmica y un atenuamiento litosférico mucho menos pronunciado.
Por otro lado, la comparación entre las fuentes de los magmas toleíticos de Misiones y la de los magmas alcalinos de Córdoba revela un mayor grado de enriquecimiento para la de estos últimos, de acuerdo a las modelizaciones realizadas en este trabajo y en Lagorio (2008).
La generación de magmas toleíticos estaría condicionada en gran medida por mayores porcentajes de fusión a partir de un manto menos enriquecido que el de los alcalinos. Mientras que el volcanismo de Misiones y de toda la región de Paraná habría estado situado sobre una gran anomalía térmica generada por el entrampamiento de Pangea, el alcalino de la sierra Chica de Córdoba habría tenido una ubicación periférica respecto a dicha anomalía. Asimismo, esta zona habría estado más próxima a una losa que subducía al oeste durante el Cretácico (véase Vizán y Lagorio, este volumen), todo lo cual justifica plenamente los menores porcentajes de fusión que dan origen a sus magmas. Además, las menores temperaturas en el manto de Córdoba permitirían la preservación de una convección de relativamente pequeña escala como la conducida por borde (e.g. King y Anderson, 1998) generada ante la diferencia de espesores entre el Cratón del Río de la Plata y el terreno Pampia, que actuaría como elemento disparador de la fusión que genera este episodio volcánico.

Agradecimientos: Al CONICET (PIP 112 2008/02828), a la U.B.A. (UBACyT X220) y al SEGEMAR que nos permitieron realizar este trabajo. A Alberto Ardolino y José Mendía, por el aliento recibido para emprender el estudio de estas rocas; a Marco Iacumin por la colaboración en las tareas de campo y analíticas en la Universidad de Trieste, así como por las enseñanzas y discusiones tan enriquecedoras. A Enzo Piccirillo por el sólido apoyo e inestimable transmisión de conocimientos recibidos. A Marcela Remesal por las muy valiosas sugerencias y observaciones, y a Silvia Chavez por el generoso intercambio de información. Finalmente se agradece muy especialmente a un árbitro anónimo, cuyas valiosas sugerencias contribuyeron a mejorar significativamente el presente manuscrito.

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Recibido: 2 de junio de 2010
Aceptado: 10 de diciembre de 2010