ARTÍCULOS
Geología y geoquímica de los cuerpos básicos alcalinos al sur de los lagos Musters y Colhué Huapí, cuenca del golfo San Sorge, Chubut
Nilda D. Menegatti1, Gabriela I. Massaferro2, María I. Fernández1 y Raúl E. Giacosa3
1 Departamento de Geología, Universidad Nacional de la Patagonia San Juan Bosco, Comodoro Rivadavia. E-mail: nildam@unpata.edu.ar
2 Departamento de Geología, Universidad Nacional de la Patagonia San Juan Bosco, Puerto Madryn. E-mail: gim@cenpat.edu.ar
3 SEGEMAR-Universidad Nacional de Río Negro, General Roca. E-mail: giacosaraul@gmail.com
RESUMEN
En la región de los lagos Colhué Huapí y Musters, situada en la sierra de San Bernardo en el centro sur de la provincia del Chubut, afloran cuerpos ígneos básicos de carácter alcalino con estructuras de stocks, sills, lopolitos y diques, con edades comprendidas entre el Eoceno y Pleistoceno. En este trabajo, se presentan los resultados obtenidos del estudio efectuado en los cerros Negro, Cresta-Puricelli, Guacho, Solo, San Bernardo, Cresta-Trompete y Los Leones-Tumba del Indio, todos ellos localizados al sur de la localidad de Sarmiento. La litología identificada corresponde a gabro, monzogabro nefelínico, sienita nefelínica, basalto y basanita, siendo el gabro la variedad predominante. De acuerdo a la forma, el tamaño, los gradientes texturales y la presencia de zeolitas que presentan los cuerpos intrusivos, se considera que éstos se emplazaron en niveles corticales altos (<1 km). La mayoría de las rocas analizadas son básicas con un porcentaje de SiO2 entre 44 y 48 %, y se caracterizan por el alto contenido en Fe2O3 (10,66-14,67 %), TiO2 (1,23-3,37 %) y álcalis (3,35-5,91 %). Los diagramas normalizados tienen el diseño típico de basaltos alcalinos de intraplaca, compatibles con una fuente de tipo OIB enriquecida en elementos incompatibles, con residuo granatífero en la fuente y ausencia de contaminación con la placa subducida o cortical. La pendiente pronunciada de la curva normalizada de REE (La/Yb = 10,2-22,4) señala relativamente bajos grados de fusión parcial. A partir del análisis estructural se plantea un ambiente extensional para el emplazamiento de estos cuerpos que es coherente con lo que indican las características geoquímicas.
Palabras clave: Intrusivos alcalinos; Básicos; Patagonia; Magmatismo cenozoico.
ABSTRACT
Geology and geochemistry of alkaline basic bodies from south of Colhué Huapí and Musters lakes, Gulf of San Jorge Basin, Chubut
In the region of Colhué Huapí and Musters lakes, south central province of Chubut, crop out Eocene-Pleistocene igneous
alkaline basic bodies which corresponds to stocks, sills, lopoliths and dikes structures. In this paper, we present the results
of the survey conducted in the Cerros Negro, Cresta-Puricelli, Guacho, Solo, San Bernardo, Cresta-Leones-Trompete and
Tumba del Indio, located south of Sarmiento town. Lithological and textural varieties allowed to classify the rocks as gabbro,
nepheline monzogabbro, nepheline syenite, basalt and basanite, being gabbro the predominant variety. On the basis of their
shape and size, the presence of textural gradients and zeolites among others, the outcrops studied were characterized as
intrusives bodies emplaced at high crustal levels (< 1 km). Most of the analyzed samples are basic with a SiO2 content between
44 % and 48 %. They are characterized by the high Fe2O3 (10.66-14.67 %), TiO2 (1.23-3.37) and alkalis (3.35-5.91 %) content.
The patterns of the normalized diagrams are typical of intraplate alkaline basalts compatible with an OIB type with garnet
present source without subducted plate or crustal contamination. The steep slope of the normalized REE (La/Yb = 10.2-
22.4) points out relatively low degrees of partial melting. An extensional environment for the emplacement of these bodies is
suggested by the structural analysis which is coherent with the geochemical characteristics.
Keywords: Alkaline intrusives; Basic; Patagonia; Cenozoic magmatism.
INTRODUCCIÓN
En la región patagónica extra-andina de las provincias de Chubut y Santa Cruz, afloran numerosos cuerpos ígneos con edades desde el Eoceno al Pleistoceno, cuya mineralogía y quimismo indican una composición básica alcalina. Los afloramientos de rocas extrusivas corresponden a coladas y plateau basálticos que cubren una extensa superficie, en tanto que los cuerpos intrusivos son de reducidas dimensiones (< 10 km2) y poseen estructuras de stocks, sills, lopolitos y diques. Este estudio es parte de un proyecto de investigación que involucra a los afloramientos de rocas intrusivas básicas alcalinas situados en la sierra de San Bernardo y zonas aledañas, al sur de los lagos Colhué Huapí y Musters, en el centro-sur de la provincia de Chubut. En esta primera etapa se presentan los resultados obtenidos del relevamiento efectuado en los cerros Negro, Cresta-Puricelli, Guacho, So- lo, San Bernardo, Cresta-Trompete y Los Leones-Tumba del Indio localizados al sur de la localidad de Sarmiento (Fig. 1).
Figura 1: Mapa de ubicación y geológico modificado
de Pezzuchi y Fernández (2001).
Antecedentes
El estudio de rocas basálticas de la región
ha sido motivo de numerosas investigaciones
(Kay et al. 2004, D'Orazio et al.
2004, Bruni et al. 2008, Haller et al. 2009),
entre las más recientes, en tanto que los
referidos a las rocas intrusivas son escasos.
Las primeras menciones fueron realizadas
por Ameghino y Stappenbeck (en
Mortola 1923) quienes denominaron a estas
rocas en su conjunto como "gabbros"
y les asignaron una posición estratigráfica
entre las capas con Pyrotherium y las capas
con Colpodon (Oligoceno). Keidel, en
sus trabajos de los años 1917 a 1919 prefirió
denominarlas "rocas efusivas básicas"
en forma amplia, observando que el período
de efusión correspondiente abarcaba
desde el Terciario hasta el Cuaternario.
Correspondió a Mortola (1923) realizar la
descripción petrográfica detallada de las
muestras tomadas por Keidel (1917-19),
destacando su carácter alcalino.
Feruglio (1949) aporta datos respecto a
las relaciones de campo y a la morfología
de los afloramientos. Teruggi (1964) define
la "Provincia Petrográfica Sarmiento"
para describir este evento intrusivo-efusivo
básico alcalino de Chubut y norte de
Santa Cruz. Ferello (1969) separa las fases
efusivas de las intrusivas terciarias
asignándole a éstas una edad posteocenaprepatagoniense,
en el primer intento de
organización cronológica de las rocas básicas
del sur de Chubut. Luego se suceden
los trabajos de Fernández Gianotti (1969),
Viviers (1970), González (1971), Vilela
(1971) y Beros (1982) que aportan datos
sobre la geología y petrografía.
Los primeros análisis de elementos químicos
mayoritarios fueron dados a conocer
por Villar y Pezzutti (1976), Pezzutti
y Villar (1978), Alric (1994) y Vietto
(2000a). Schörken (1996) y Bruni (2004)
agregan nuevos datos de análisis químicos
de rocas provenientes del cerro Los
Leones-Tumba del Indio. Bitschene et al.
(1991) realizan los primeros análisis de
microsonda sobre distintas especies minerales
de muestras pertenecientes a los
cerros Los Leones, Trompete y Puricelli.
Vietto (2000b) realiza la descripción petrográfica
de las muestras correspondientes
al ámbito que abarca la Hoja Geológica
Escalante (Sciutto et al. 2008). Pezzuchi
y Fernández (2001) proponen el nombre
de "Complejo Alcalino San Bernardo"
para los cuerpos intrusivos básicos alcalinos
que afloran al sur y al oeste del lago
Musters en el ámbito de la Hoja Geológica
Sarmiento. Menegatti et al. (2013) dan
a conocer nuevos resultados sobre la base
del estudio petrográfico y geoquímico
de los cuerpos intrusivos ubicados al sur
de Sarmiento.
En cuanto a la edad de estos afloramientos,
se han realizado dataciones casi exclusivamente
sobre rocas volcánicas que
permiten acotar el período de actividad
magmática. Para la zona ubicada al sur del
lago Colhué Huapí, Marshall et al. (1986) obtuvieron edades K/Ar entre 21 y 35
Ma en rocas basálticas. Linares y González
(1990) dataron basaltos por el método
K/Ar dentro del ámbito de la Hoja Geológica
Escalante (Sciutto et al. 2008). Los
valores abarcan el lapso de 46 ± 3 a 3 ±
0,5 Ma. Bruni (2004) dató rocas volcánicas
por el método K/Ar en la región cuyos
valores varían de 34/36 (Eoceno tardío) a
1,46 Ma (Pleistoceno). Haller et al. (2009)
dataron basaltos provenientes de coladas
ubicadas al norte del Lago Colhué Huapí
que arrojaron edades de 2,69 y 2,89 Ma
(K/Ar). En resumen, el período eruptivo
de las rocas básicas alcalinas del sector en
estudio y sus correlativas abarcaría desde
el Eoceno hasta el Pleistoceno.
Las rocas investigadas en este trabajo se
correlacionan con la Formación El Canquel,
miembro Lacoste (Lema y Cortés
1987) en la Meseta de Canquel donde Linares
y González (1990) obtuvieron edades
entre 51 y 9 Ma. Más al norte se correlaciona
con la Formación El Buitre
(Ardolino y Franchi 1993) y con las rocas
básicas de la Sierra de los Chacays (Corbella
1989) que fueron datadas en 31 Ma
(Corbella y Linares 1977) y 29 Ma (Kay et al. 2007). En Santa Cruz se correlaciona
con la teschenita Jeinemeni de 46 Ma
(Busteros y Lapido 1983), con los cuerpos
básicos de la Formación Chapalala (De
Giusto et al. 1980) y con essexitas del río
Carbón (Riccardi 1971) datadas en 46 y 35
Ma. Al oeste, en Coyhaique, se correlacionan
con el Gabro Bandurrias, con edades
de 27 y 29 Ma (Suárez y de la Cruz 2001).
Cabe aclarar que en la literatura se encuentra
el término "teschenita" para referirse
a los gabroides ricos en álcalis (gabro
o monzogabro foidíferos).
MARCO GEOTECTÓNICO
Durante el Jurásico, el extremo sur de
Sudamérica fue sometido a esfuerzos distensivos
relacionados con el desmembramiento
de Gondwana, la posterior
apertura del oceáno Atlántico y la implantación
de la subducción en el margen
pacífico. Como resultado de esto se generaron
hemigrabens y grabens de orientación
NNO (Uliana et al. 1985).
La sierra de San Bernardo es parte de la
cuenca del Golfo San Jorge y constituye
uno de estos depocentros controlados
por fallas normales (Fitzgerald et al. 1990).
Durante el Neógeno, la cuenca es afectada
por un régimen de inversión tectónica
por los esfuerzos compresivos relacionados
con el levantamiento de los Andes,
dando lugar a la formación de fallas inversas
y anticlinales de rumbo N-S como
los que caracterizan la faja plegada de San
Bernardo. Chelotti et al. (1996) verifican la
asociación de los cuerpos intrusivos básicos
alcalinos de la Formación Chapalala
con fallas normales profundas asociadas
al desarrollo de la cuenca del Golfo San
Jorge que habrían permitido el ascenso de
magmas primitivos sin contaminación.
El Cenozoico de la región patagónica extraandina
está caracterizado por un intenso
magmatismo básico. Su origen es asignado
a diferentes causas en función de la
configuración de las placas tectónicas en
las distintas latitudes. Al sur de los 46ºS el
volcanismo es atribuido por diversos autores
a la presencia de una ventana astenosférica
producida cuando la dorsal es
subductada por debajo del margen activo
chileno (Ramos y Kay 1992, Gorring et al.
1997, Kilian y Behrmann 1997, D´Orazio
et al. 2000, 2001, 2005 entre otros). Al
norte de la ventana astenosférica, el mecanismo
generador del volcanismo es
aún materia de debate. Por ejemplo para
la Meseta de Somuncura, Kay et al. (1993,
2007) proponen la existencia de una anomalía
térmica asociada a un hot spot transitorio
relacionada con una reorganización
de las placas durante el Oligoceno,
mientras que Muñoz et al. (2000) y de Ignacio
et al. (2001) lo relacionan a un slab
roll back también producido por cambios
en la configuración de las placas para la
misma época: aumento en la velocidad de
convergencia (Cande y Leslie 1986, Pardo
Casas y Molnar 1987) y disminución en
el ángulo de convergencia (Cande y Leslie
1986). Hipótesis más recientes invocan
un proceso de delaminación cortical (Remesal
et al. 2012), en tanto que Aragón et
al. (2011, 2013) argumentan la colisión de
la dorsal paleógena de Farallon-Aluk con
Sudamérica y su evolución a un margen
transformante con el desprendimiento y
hundimiento de la placa Aluk y el desarrollo
de una gran ventana astenosférica con
la consiguiente migración del arco hacia el
interior, a lo largo de unos 30 Ma.
GEOLOGÍA REGIONAL
Las rocas estudiadas afloran en la sierra
de San Bernardo y sectores de transición,
donde las unidades más antiguas pertenecen
al Grupo Chubut que corresponde
a la fase de relleno de sag del rift de la
cuenca del Golfo de San Jorge. Constituyen
depósitos piroclásticos y sedimentarios
fluviales y deltaicos de edad cretácica
superior. Por encima y en relación de
no concordancia, se depositan las sedimentitas
marinas paleocenas de la Formación
Salamanca que representan la
primer transgresión marina atlántica del
Cenozoico. Transicionalmente estos depósitos
pasan a un ambiente continental
representados por la Formación Río Chico
(Paleoceno superior) y a la Formación
Sarmiento (Eoceno-Oligoceno). Estas
rocas son atravesadas por diques y filones
capa de composición básica alcalina, denominadas
Complejo Alcalino San Bernardo
(Pezzuchi y Fernández 2001).
En el Oligoceno se inicia la efusión de basaltos
-de igual composición química que
los cuerpos intrusivos- que continúa hasta
el Pleistoceno, los cuales reciben diferentes
nombres formacionales según la
edad. La Formación Patagonia representa
una nueva ingresión del mar a la cuenca
durante el lapso Oligoceno-Mioceno.
El Neógeno culmina con sedimentitas
fluviales miocenas de la Formación Santa
Cruz, cuyos depósitos están relacionados
a la fase neógena de levantamiento de
los Andes. Finalmente la región se caracteriza
por extensas mesetas de rodados de
origen glacifluvial del Plioceno-Pleistoceno,
vinculados a la fusión de los hielos patagónicos.
GEOLOGÍA DEL ÁREA ESTUDIADA
Las rocas estudiadas se encuentran situadas
dentro de la cuenca del Golfo San
Jorge, en la zona limítrofe entre dos dominios
estructurales. Algunos de ellos
como San Bernardo, Cresta-Trompete
y Los Leones-Tumba del Indio, están en
el borde oriental de la faja plegada de San
Bernardo (FPSB) (Fig. 1), en tanto que
Cresta-Puricelli, Negro, Guacho y Solo
-ubicados al este del río Senguerr- se sitúan
en una zona de transición caracterizada
por hemigrabenes de rumbo ONO
(ZM, zona marginal de la faja plegada de
San Bernardo sensu Chelotti y Homovc
1998). En esta faja plegada, los cuerpos intruyen
rocas del Cretácico superior, especialmente
la Formación Bajo Barreal, en
tanto que hacia el este en la zona marginal
de la faja lo hacen en términos más jóvenes
que incluyen las rocas pre-patagonianas
(Ferello 1969).
En la faja plegada de San Bernardo los
intrusivos Cresta-Trompete y Los Leones-
Tumba del Indio se ubican en el sector
más oriental del anticlinal de Papelía,
un anticlinal por inversión tectónica
de fallas normales mesozoicas de rumbo
N e inclinación al E (Fig. 1). Al igual que
otros pliegues de la faja plegada, se trata
de un anticlinal asimétrico que buza al
sur, con un perfil de pliegue cajón (Peroni
et al. 1995).
Los afloramientos relevados poseen reducidas
dimensiones y alturas sobre el
nivel del mar que no superan los 1.100
metros. Se reconocen fácilmente en el terreno
por su color castaño oscuro y porque
sobresalen en el relieve a modo de
crestas o cúpulas.
Las variedades litológicas encontradas corresponden
a gabro, monzogabro nefelínico,
sienita nefelínica, basalto y basanita,
todas con mineralogía y quimismo que
indican composiciones básicas y alcalinas.
Afloramientos de rocas basálticas coronan
algunos cerros y también se encuentran
como diques de rumbo variable que
intruyen al gabro y a la roca de caja.
Cerro Negro
El cerro Negro es un stock que asemeja a
una cúpula convexa con diaclasamiento
concéntrico producido por enfriamiento
(Figs. 2a, 2b). La roca que predomina es
un gabro de grano medio a fino que está
atravesado por venas aplíticas leucocráticas
de 1 a 3 cm de ancho en contacto neto;
también se reconocieron diferenciados
pegmatoideos. Las variaciones de gabro
de grano fino suelen contener nódulos de
zeolitas menores a 4 cm de diámetro las
cuales son más frecuentes hacia la zona de
borde. En menor proporción, se identificó
un diferenciado de grano más grueso
que corresponde a un monzogabro cuyo
contacto con el gabro varía de neto (Fig.
2c) a gradual, lo cual sugiere al menos dos
pulsos de esta última facies, una cuando
aún el gabro no se encontraba totalmente
cristalizado (gradual) y otra posterior,
en algunos casos a favor de fracturas (neto).
La frecuencia del diaclasamiento es
mayor en el gabro que en el monzogabro,
con un espaciado de 5 a10 cm; se observaron
dos juegos de diaclasas, uno con rumbo
E e inclinación vertical a subvertical y
el otro con rumbo NNO y buzamiento
45°O. Hacia el extremo E-NE del cerro
afloran areniscas tobáceas pertenecientes
a la Formación Río Chico (Paleoceno
superior) que constituye la roca de caja.
La zona de contacto está cubierta pero
se aprecia una coloración amarillo rojiza
y material deleznable producto del efecto
térmico del intrusivo.
Figura 2: Cerro Negro: a) Diacasamiento concéntrico producido por enfriamiento, vista en planta. Imagen
satelital (Google Earth 2013). b) Vista en afloramiento. c) Contacto neto entre gabro y monzogabro.
Cerros Cresta y Trompete: d) Contacto neto entre monzogabro y sienita nefelínica. e) Dique de sienita
nefelínica inequigranular intruido en toba de la Formación Bajo Barreal. f ) Bandeamiento de flujo en
zona central del dique. g) Aureola de contacto en toba. Cerro Tumba del Indio: h) Vista en planta. Imagen
satelital (Google Earth 2013).
Cerros Cresta y Puricelli
A unos 20 km hacia el E-SE del cerro Negro
se encuentran los cerros Bayo, Cresta
y Puricelli, que en conjunto conforman
un elemento positivo de morfología circular.
El cerro Bayo está constituido por
rocas de la Formación Bajo Barreal (Cretácico
Superior), las que a su vez forman
la caja de las rocas ígneas que afloran en
los cerros Cresta y Puricelli.
Al cerro Cresta lo componen rocas intrusivas
que muestran una estructura de
dique en herradura con un recorrido casi
continuo de aproximadamente 5,5 km.
La litología es semejante a la descripta para
el cerro Negro (gabro, monzogabro),
con iguales variaciones en cuanto al tamaño
de grano, presencia de venas aplíticas,
diferenciados pegmatoideos y nódulos
de zeolitas. La mayor parte del contacto
con la roca de caja está cubierto por derrubios,
sin embargo en algunos rodados
se observó el desarrollo de una aureola
de metamorfismo de contacto de escasos
centímetros de color negro a verde oscuro.
Presenta dos juegos de diaclasas: uno
rumbo S27°O y buzamiento vertical y el
otro horizontal.
En la zona del cerro Puricelli, afloran diques
de gabro de grano muy fino con rumbo
NO cuyos afloramientos cubren un
recorrido discontinuo de ≈2 km. En la
cumbre, aflora una colada de basalto que
hacia la base presenta escasas vesículas
circulares (< 5 mm) rellenas por zeolitas,
en tanto que hacia el techo se hacen más
numerosas. El rumbo predominante en
las diaclasas es NO, Bz 60°NE y NE, Bz
40°SE, con algunos planos rellenos de venas
de calcita de 2 mm de potencia.
Cerros Guacho y Solo
Ambos cerros corresponden a stocks de reducidas
dimensiones (el Guacho de 0,5 x
0,5 km y el Solo de 1,8 x 1,5 km). Se caracterizan
por presentar una litología homogénea
que corresponde a un gabro de grano
muy fino de color gris. En cuanto al
tamaño de grano es algo mayor hacia el
centro del afloramiento y disminuye hacia
la parte externa. Se observaron dos juegos
de diaclasas: N15°E, Bz 30°O y S75°E, Bz
70°N. La frecuencia del diaclasamiento es
mayor en cerro Solo, donde las diaclasas
producen fragmentación de la roca con
estructura en bloques. Se interpreta a estos
cerros como los conductos de emisión
de lavas basálticas ahora descubiertos por
la erosión.
Cerro San Bernardo
En este cerro, se reconoce un sill con
un espesor de unos 200 m que presenta
disyunción columnar. Villar y Pezzutti
(1976) describen para la parte inferior teschenitas
(gabro alcalino), hacia la parte
superior teschenitas sieníticas y sienitas
tescheníticas (monzogabro-monzonita)
y en la cumbre, basaltos alcalinos. Alejados
del cuerpo principal, se observaron
afloramientos de reducidas dimensiones
(10 x 3 m) de gabro grano fino. La roca
de caja corresponde a areniscas tobáceas
de la Formación Bajo Barreal. Acompañan
al sill una serie de diques de rumbo
NO con distribución subparalela, algunos
con un recorrido de 700 m. La litología
de estos diques corresponde a gabro
de grano muy fino y basalto. En el basalto
es posible identificar fenocristales de olivina
en pasta afanítica y vesículas de 1 a
5 mm de diámetro rellenas por material
zeolítico que se dispone de manera fibrorradiada; el porcentaje de vesículas varía
entre 10 y 20 %.
Cerro Cresta-Trompete
Los afloramientos sobresalen en el terreno
como crestas que suman unos 7 km de
longitud y se disponen en planta con forma
de herradura. La roca que predomina
es un gabro de grano grueso con variaciones
de grano medio a fino. Localmente se
observaron diferenciados de monzogabro
y sienita. La sienita posee un bandeamiento
en el que se distinguen capas de
minerales máficos y félsicos; hacia el contacto
con el gabro muestra una disminución
en el tamaño de grano y el desarrollo
de cristales de mafitos con hábito acicular
fino por el enfriamiento más rápido,
coincidente con una facies de borde.
El contacto entre gabro y sienita es neto
al igual que entre monzogabro y sienita
(Fig. 2d). En los gabros hay dos juegos de
diaclasas de rumbo N y NO e inclinaciones
variables, en tanto que los monzogabros/
sienitas presentan diaclasas subverticales
de rumbos NE y NO. En la parte
central del cerro aflora un cuerpo de 100
por 80 m de una sienita nefelínica con
textura inequigranular. No se observó la
relación de contacto entre esta sienita y el
resto de las rocas mencionadas, pero por
el quimismo se asume que corresponde a
la etapa más diferenciada. Varios diques
subparelalos entre sí de unos 30 m de largo
y 0,5 m de ancho de igual composición
que la sienita nefelínica inequigranular,
pero con textura equigranular de grano
fino, intruyen con rumbo N a las tobas de
Formación Bajo Barreal (Fig. 2e). En la
zona media del dique tienen un bandeamiento
de flujo y mayor tamaño de grano
(Fig. 2f). En el contacto con las tobas se
desarrolla una aureola de contacto térmico
no mayor a los 15 cm que se distingue
por una variación en el color desde negro
en los hornfels de grano muy fino, a
verde, celeste, gris y amarillo en las tobas
(Fig. 2g); cuando el contacto es con areniscas
se observa una franja de coloración
rojiza y ancho variable.
Cerros Los Leones y Tumba del Indio
El cerro Los Leones es un stock, en tanto
que el cerro Tumba del Indio es un lopolito
(Fig. 2h) (Ferreira et al. 2014). En ambos
la roca que predomina es un gabro de
grano grueso con variaciones de grano fino
y pegmatoideas. En la parte superior
de ambos cerros aflora una roca extrusiva
que corresponde a una basanita, la cual
también se encuentra como diques con
rumbo y buzamiento variables intruyendo
al gabro y a la roca de caja. Estos diques
son más frecuentes hacia la parte interna
del cerro Tumba del Indio con potencias
que no superan los 2 m y largo visible entre
50 a 200 m. Localmente se observaron
afloramientos de monzogabro y sienita
nefelínica cuyo contacto con el gabro está
cubierto. Aparecen venas aplíticas leucocráticas
con potencias menores a 3 cm que
atraviesan al gabro de manera casi ortogonal:
N30°E y N70°O. En las variaciones
de gabro de grano fino, es común observar
vesículas rellenas por material zeolítico.
Los afloramientos presentan diaclasas
en dos direcciones preferenciales NO
y ENE; en las rocas que presentan grano
medio a grueso la meteorización -actuando
sobre dos juegos normales de diaclasas
de alta frecuencia- produce una típica
morfología de pequeños bloques.
Hacia el extremo este del cerro Los Leones,
aflora una brecha cuarcítica de reducidas
dimensiones (30 x 40 m). Los fragmentos
de cuarzo son irregulares, poseen
entre 1 a 8 cm y se disponen en una matriz
de gabro de grano fino. Se la interpreta
como una vena de cuarzo que fue
incorporada y desmembrada por el magma
básico en su ascenso hacia superficie.
La roca de caja son areniscas y tobas de
la Formación Bajo Barreal que en contacto
con el gabro de grano grueso, forman
una aureola de hornfels negros de 0.5 m
de potencia.
GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
En general la estructura de los intrusivos
resulta difícil de determinar debido
a la erosión de la roca de caja en sus techos
y a las dificultades de observación
de sus contactos intrusivos. En algunos
casos, las relaciones entre la estratificación
y los contactos intrusivos están preservadas
y la forma del techo del cuerpo
resulta más evidente (Cresta-Trompete),
en tanto que en otros, sólo la forma de los
juegos de diaclasas de enfriamiento sugiere
la posible forma del techo (Negro).
Como se observa en las secciones sísmicas
de la zona de Las Heras (provincia de
Santa Cruz), estas zonas abovedadas están
causadas por la intrusión forzada del
techo de filones capa (Chelotti et al. 1996,
Vietto 2000a).
Basado en su forma y tamaño, en la presencia
de gradientes texturales y de zeolitas
entre otros, los afloramientos estudiados
han sido caracterizados como
cuerpos intrusivos emplazados en niveles
corticales altos (< 1 km) y en otros casos
como cuerpos subvolcánicos que habrían
sido conductos de volcanes basálticos
(Bitschene et al. 1991). Como regla general,
se observa que las intrusiones de mayor
tamaño se emplazan en sedimentos
del Cretácico Superior en tanto que las
más pequeñas lo hacen en rocas del Paleógeno
superior.
La principal estructura interna de los intrusivos
son las diaclasas de enfriamiento.
Éstas se presentan en juegos ordenados
de distinta frecuencia que reflejan las
condiciones de disipación del calor magmático
durante el enfriamiento del cuerpo,
con posterioridad a su emplazamiento.
Son comunes un juego espaciado de
diaclasas subhorizontales paralelas al techo
del intrusivo y dos juegos subverticales
de alta frecuencia. Tal es el caso del
cerro Cresta-Puricelli en el que las diaclasas
presentan dos juegos verticales, uno
de ellos de alta frecuencia (N30ºE) y un
tercer juego horizontal de suave morfología
convexa hacia arriba, que indicaría
una forma abovedada del techo. En el cerro
Cresta-Trompete las relaciones estructurales
sugieren un sill (o lacolito aplanado)
cuyo techo abovedado está señalado
por las sedimentitas dispuestas como un
anticlinal domal (pliegue forzado). En su
extremo oeste se observa un dique subvertical
de rumbo O-E que constituye el
conducto de alimentación de un cuerpo
superior erosionado. De manera similar al
cerro Cresta-Puricelli hay dos juegos verticales
de diaclasas de enfriamiento y un
tercer juego horizontal paralelo a los contactos
intrusivos. El cerro Tumba del Indio
en planta aparenta ser un dique anular
en forma de gota con la parte ensanchada
hacia el extremo sureste (Fig. 2h), pero los
datos sísmicos obtenidos de la zona permiten
interpretar a este cuerpo como un
lopolito (Ferreira et al. 2014). En el cerro
Negro las diaclasas se disponen curvadas
con su convexidad hacia la parte superior,
sugiriendo una morfología curva para el
techo del cuerpo provocada por la intrusión
forzada.
De acuerdo a estos datos es posible comparar
la forma estructural deducida en los
cuerpos del codo del Senguer con aquella
que se observa en algunas secciones
sísmicas del sur del río Deseado. Éstas
sugieren que el ascenso y emplazamiento
vertical de los magmas fue controlado
por fallas normales, en tanto que las
discontinuidades estratigráficas mayores
(límites de tectosecuencias) jugaron
un papel importante durante su emplazamiento
lateral (Chelotti et al. 1996). De
acuerdo a la geometría y rumbo de las
fallas observadas en el Macizo del Deseado,
y observando la ubicación de los
cerros Cresta-Puricelli y Guacho y la dirección
ONO-NO de los cuerpos Los
Leones-Tumba del Indio o la elongación
en sentido O-E del cerro Cresta-Trompete,
puede sugerirse que las fallas normales
O-E y ONO-ESE características de este
dominio marginal habrían controlado el
ascenso de los magmas.
PETROGRAFÍA
Las variedades litológicas identificadas en la zona de estudio corresponden a gabro, monzogabro nefelínico, sienita nefelínica, basalto y basanita. En cuanto a la roca de caja son tobas, areniscas y areniscas tobáceas que en contacto con los intrusivos desarrollan hornfels. El cuadro 1 muestra un resumen de la mineralogía de las rocas intrusivas y la figura 3 la ubicación de dichas rocas en el diagrama QAPF (Streckeisen 1976).
Cuadro 1: Mineralogía de las rocas intrusivas.
Gabro
Esta roca presenta una mineralogía uniforme de plagioclasa, olivina, augita titanífera,
magnetita, ilmenita y apatita (Fig.
4a), y es la roca que predomina en todos
los cuerpos. La distinción está dada por
las variaciones texturales en el mismo
afloramiento o entre los distintos cuerpos.
Se observaron texturas de tipo equigranular
de grano medio a fino, inequigranular
seriada, ofítica o intergranular.
En los gabros de grano muy fino la textura
es típicamente subofítica y se caracterizan
por la presencia de vesículas rellenas
por material zeolítico, constituyendo una
facies de borde.
Figura 4: a) Gabro: textura
equigranular hipidiomórfica;
cristales de plagioclasa
(Pl), olivina (Ol) y augita titanífera
(Au-Ti). (s/Anal.). b)
Monzogabro: cristal de anortoclasa.
(c/Anal.). c) Monzogabro:
nefelina (Ne) y augita
titanífera (Au-Ti) con bordes
de aegirina (Ae). (s/Anal.). d)
Monzogabro: desarrollo de
zeolita (Zeo) en instersticios
de plagioclasa (Pl). (c/Anal.).
e) Sienita nefelínica inequigranular:
nefelina (Ne) y
cristal de piroxeno zonado:
núcleo: aegirina/augita (Ae-
Au), borde: aegirina (Ae). Lo
que se ve alterado es la caolinización
de la ortoclasa. (s/
Anal.). f ) Contacto neto entre
dique de sienita nefelínica
inequigranular con toba.
Crecimiento de aegirina (Ae)
perpendicular al contacto y
sílice microcristalina en la
zona de contacto (s/Anal.).
Plagioclasa: Labradorita (An56). Corresponden
a cristales subhedrales de hábito tabular.
Presenta maclado polisintético según
la ley de albita y menos frecuente según
albita-Carlsbad; algunos individuos muestran
zonación con bordes más ácidos. Se
observan límpidos o parcialmente alterados
a analcima y en los cristales que presentan
fracturas, éstas están invadidas por
óxidos provenientes de la alteración de los
mafitos.
Olivina: Aparece en forma individual o
en agregados. El tamaño varía entre 1 a
3 mm. Se presenta límpida o alterada a iddingsita, bowlingita o clorita. Suele presentar
pequeños granos de espinela alojado
en fracturas. En algunos bordes de
cristales se observó biotita secundaria castaño-
rojiza.
Augita titanífera: Forma cristales subhedrales
de hábito prismático con dimensiones
que varían entre 1 a 3 mm, color castaño
violáceo, pleocroicos, algunos se presentan
zonados o con textura en reloj de arena;
las zonas de color más violáceo corresponden
a un mayor contenido en Ti.
Engloba cristales de plagioclasa formando
textura ofítica o subofítica.
El porcentaje de minerales opacos varía
de 1 a 5%, son subhedros a euhedros y
corresponden a ilmenita y magnetita. La
apatita es el mineral accesorio más frecuente,
se presenta euhedral, con hábito
acicular y cuando adquiere mayor desarrollo
es prismático. En la facies de grano
fino, los intersticios entre los minerales
están ocupados por zeolitas incoloras,
límpidas, de hábito fibroso radial, o por
material arcilloso castaño.
Monzogabro nefelínico
Es una roca compuesta por plagioclasa,
feldespato alcalino, nefelina, olivino, augita
titanífera, aegirina, magnetita, ilmenita,
apatita y analcima. Al igual que en el
gabro se observaron texturas de tipo equigranular
pero de mayor tamaño de grano
(medio a grueso) e inequigranular seriada.
En algunas muestras el porcentaje de
feldespato alcalino es mayor al de plagioclasa,
lo que indicaría una transición hacia
monzonita.
Plagioclasa: Las variedades son menos cálcicas
que en el gabro (labradorita: An50).
Los cristales son subhedros de hábito tabular
con maclas de albita y albita-Carlsbad,
reemplazados parcialmente por analcima.
Feldespato alcalino: Corresponde a anortoclasa.
Cristales anhedrales de tamaño mayor
que el de las plagioclasas (2 mm). Presenta
baja birregringencia y fino maclado
(Fig. 4b).
Nefelina: Cristales tabulares, límpidos
(Fig. 4c) o alterados a analcima; es escasa.
Olivina: El porcentaje y el tamaño de este
mineral es menor que en el gabro. Los
cristales varían de anhedros a euhedros y
contienen numerosas inclusiones de espinela.
Están parcialmente alterados a
iddingsita.
Augita titanífera: Las características ópticas
son semejantes a las descriptas para el gabro.
Sólo se destacan cristales que muestran
zonación: núcleo de augita titanífera
con bordes de aegirina (Fig. 4c).
Los minerales opacos corresponden a
magnetita e ilmenita y son abundantes al
igual que la apatita y en ambos es notable
el tamaño que alcanzan en algunas muestras
(semejante al de los mafitos o plagioclasas).
Se observaron zeolitas con hábito
fibrorradiado ocupando los intersticios
que dejan los cristales de plagioclasa (Fig.
4d); su origen se debe a la circulación tardía
de fluidos ricos en álcalis.
Sienita nefelínica
Compuesta por feldespato alcalino, plagioclasa,
nefelina, piroxeno, anfíbol, biotita,
magnetita, ilmenita y apatita. La
textura es holocristalina, equi a inequigranular
de grano medio a grueso. Según
los mafitos presentes se diferenciaron dos
subfacies de sienita nefelínica: la aegirinaaugítica
y la aegirínica (Cuadro 1).
Feldespato alcalino: Corresponde a ortoclasa,
que aparece en cristales euhedrales,
prismáticos (1-3 mm) con macla de Carlsbad.
Por lo general están parcial o totalmente
alterados a caolinita o analcima y
rara vez se encuentran límpidos. Algunos
individuos presentan micropertitas.
Plagioclasa: No siempre está presente y
corresponde a albita-oligoclasa en finos
cristales de hábito prismático y maclado
polisintético.
Nefelina: Comprenden cristales euhedrales
de hábito tabular (Fig. 4e) y de menor
tamaño que la ortoclasa. Se presenta límpida
o alterada a caolinita y analcima; en
algunos casos el grado de alteración es total
lo que impide su identificación, pero
se la reconoce por su hábito distinto al de
los feldespatos.
Piroxeno: Corresponden a la variedad aegirina-
augita y aegirina. Cristales tabulares,
subhedros con pleocroismo que varía
de color verde oscuro a amarillo verdoso.
Las zonaciones que muestran un núcleo
de aegirina-augita y bordes de aegirina
(Fig. 4e) son frecuentes en la variedad de
sienita nefelínica inequigranular, si bien
algunos cristales están constituidos sólo
por aegirina.
Anfíbol: Es escaso y no está presente en todas
las muestras. Es subhedro y presenta
hábito prismático. Se identificaron dos tipos
de anfíboles, uno de color verde azulado
pleocroico que podría corresponder
a arfvedsonita y otro castaño medio de
hábito fibroso (kataforita?).
Biotita: Forma pequeños cristales de hábito
laminar, es escasa y se presenta dispersa
o en bordes de piroxenos.
Los opacos corresponden a magnetita e ilmenita.
La apatita es el mineral accesorio
más frecuente, presenta hábito acicular.
La analcima ocupa intersticios en la roca
o se presenta como producto de alteración
de la ortoclasa y escasamente en nefelina.
En la variedad de sienita nefelínica inequigranular
la pasta es holocristalina fina
que por sectores muestra fluidalidad.
Los fenocristales corresponden a ortoclasa,
nefelina y aegirina, inmersos en
una pasta de igual composición a la que se
suma un anfíbol alcalino (posiblemente
arvfedsonita) que ocupa intersticios. Esta
roca sólo fue identificada en el cerro
Cresta-Trompete, como un afloramiento
de reducidas dimensiones y también como
diques que intruyen a tobas de la Formación
Bajo Barreal. En la zona de contacto
del dique con la toba hay minerales
opacos y cristales de aegirina que se discular a la línea de contacto (Fig. 4f). Además
en esta zona se desarrolla un borde de
grano más fino de sílice microcristalina.
Basanita
Compuesta por plagioclasa, nefelina, olivina,
augita titanífera, analcima y opacos,
con textura porfírica y porfírica seriada.
Plagioclasa: Es de composición labradorita
(An54). Se presenta como escasos fenocristales
prismáticos alargados con maclas
de albita, ya sea en forma individual
o en grupos con diseño en cruz cuyos intersticios
suelen estar ocupados por nefelina.
Algunas secciones muestran bordes
difusos por el avance de la pasta sobre
ellos y están parcialmente reemplazados
por analcima.
Nefelina: Se presenta a modo de parches
encerrando ofíticamente a piroxenos, olivino
y opacos. Es escasa, incolora y por lo
general está límpida.
Olivina: Forma fenocristales euhedrales
de 1,2 mm que forman glomérulos o aparecen
aislados. La mayoría de los cristales
se presentan límpidos o con escasa alteración
a clorita e incluyen espinela.
La pasta está formada por un denso crecimiento
de tablillas de plagioclasa y cristales
de augita titanífera de hábito prismático
corto. Entre estos minerales se
encuentran escasas secciones de biotita
siempre intersticial y límpida. La analcima
además de ser un producto de alteración
de la plagioclasa y la nefelina, ocupa
intersticios en la roca, donde se la observa
límpida o alterada a material arcilloso.
Basalto
La mineralogía corresponde a plagioclasa,
olivina, augita titanífera y opacos con
una textura porfírica y porfírica seriada.
Plagioclasa: Es de composición labradorita
(An54). Se presenta con fino maclado polisintético.
Olivina: Fenocristales de tamaño variable
hasta integrarse con los de la pasta, en
ocasiones forma glomérulos; son anhedros
a subhedros y poseen microfracturas.
Se presentan límpidos o parcialmente
alterados a iddingsita.
La pasta posee textura intergranular muy
fina y está constituida por tablillas de plagioclasa
que encierran olivina, augita titanífera
(escasa) y opacos. Se observaron
escasas amígdalas de 3 a 4 mm rellenas
por zeolita y calcita. Por sectores la pasta
es fluidal.
En las rocas intrusivas se observa una tendencia
evolutiva desde el gabro (A10) hacia
la sienita nefelínica (A33) (Cuadro 1,
Fig. 3), con una variación en la mineralogía
que indica un proceso de diferenciación
desde minerales ricos en Ca y Fe en
los gabros, hacia minerales ricos en K y
Na en las sienitas lo cual se corrobora con
la geoquímica. Aparentemente habría un
gap en la parte media que correspondería a
la facies monzonítica, la cual sí es mencionada
por Villar y Pezzutti (1976) y Pezzutti
y Villar (1978), por lo tanto, es esperable
la localización de esta facies en futuras investigaciones.
Figura 3: Ubicación de las rocas analizadas en el
diagrama QAPF (Streckeisen 1976).
GEOQUÍMICA
Se realizaron análisis químicos de elementos mayoritarios y trazas de 17 muestras en el laboratorio Acme Labs (Chile) cuyos resultados se muestran en el cuadro 2. Las rocas fueron pulverizadas a malla 200 y los elementos mayoritarios determinados por ICP-ES mientras que los elementos traza y tierras raras fueron determinados por ICP-MS según se detalla en Acme Labs (2012). La mayoría de las rocas analizadas son básicas con un porcentaje de SiO2 entre 44 y 48 % e intermedias con un 54 % de SiO2. Se caracterizan por el alto contenido en Fe2O3 (9,27-14,67 %), TiO2 (1,23-3,37) y álcalis (3,35-13,88).
Cuadro 2: Composición química de ponen con su mayor longitud perpendi- las muestras analizadas.
Con estos valores las rocas clasifican como gabros y basaltos (Fig. 5a). Una muestra (A33) es la más diferenciada y presenta valores de SiO2 de 54 % por lo que se clasifica como sienita nefelínica. Todas las rocas presentan tendencias alcalinas de acuerdo al criterio de Irvine y Baragar (1971) y a la composición normativa (véase más adelante). La muestra A10, si bien manifiesta una leve tendencia subalcalina, se considera alcalina en función de su petrografía. Los números de Mg en los gabros son variables aunque la mayoría son relativamente altos (68-47). La muestra A10 (gabro alcalino) es la más primitiva de todo el espectro composicional mientras que la A33 (sienita nefelínica) es la más diferenciada. El grado de saturación en sílice es variable y los resultados normativos indican que del total de muestras analizadas (17) contienen olivina, 15 presentan nefelina y las otras dos hipersteno. De acuerdo al grado de saturación en alúmina las muestras se clasifican como metaluminosas excepto la A33 que es peralcalina (Fig. 5b). En diagramas de variación (Fig. 6) tomando el MgO como índice de diferenciación, los elementos mayores en general no muestran evolución o bien presentan dispersión en el tramo de rocas analizado. La única variación se aprecia en la sienita nefelínica que representa un extremo del proceso de diferenciación magmática. En los elementos traza se puede señalar una pendiente positiva para Ni y Cr.
Figura 5: a) Diagrama TAS según Le Bas et al. (1986). Superpuesta se dibuja la línea de Irvine y Baragar
(1971) que separa los campos alcalino de subalcalino. b) Índice de aluminosidad de Shand (Maniar y
Piccoli 1989).
Figura 6: Diagramas de variación de elementos mayores y trazas. Elementos mayores expresados en
porcentaje y trazas en ppm. Referencias como en figura 5a.
Las relaciones entre elementos de alto potencial iónico (Zr vs. Nb) y entre las tierras raras (La vs. Ce) (Fig. 6) muestran una pendiente positiva. En los diagramas multielementales normalizados a manto primitivo (Sun y McDonough 1989) (Fig. 7a) las rocas presentan un diseño suavemente convexo con pendiente negativa, dada por el enriquecimiento en los elementos más incompatibles. Si bien el Yb está enriquecido respecto al manto primitivo, su valor normalizado es menor a 10. La muestra A10 es la que más se aparta del conjunto, mostrando menor grado de enriquecimiento. En el diagrama de tierras raras normalizado a condrito (Nakamura 1974) las muestras tienen patrones rectilíneos y paralelos entre sí, la pendiente negativa (La/ Yb=10.29-22.43) marca el empobrecimiento en tierras raras pesadas con valores normalizados de Yb y Lu menores o iguales a 10 (Fig. 7b). Se observa claramente el aumento en el contenido de tierras raras a medida que los magmas evolucionan, pasando transicionalmente desde el gabro más primitivo (A10), a los monzogabros y finalmente a la sienita nefelínica. Las relaciones Ba/La son bajas (Fig. 8) y varían entre 0,46 y 13,97 de manera similar que las relaciones Rb/Nb (0.39- 0.94).
Figura 7: a) Diagrama de elementos traza normalizados a manto primitivo según constantes de Sun y
McDonough (1989). b) Tierras raras normalizadas a condrito según constantes de Nakamura (1974). Referencias
como en figura 5a.
Figura 8: Diagrama Ba/Ta vs. La/Ta. Referencias como en figura 5a.
PETROGÉNESIS
De los diagramas de variación de Cr y Ni
vs. MgO se interpreta que la evolución de
los líquidos pudo estar controlada en un
principio, por la cristalización de clinopiroxeno
y olivina. La anomalía negativa de
Eu para la muestra A33, señala la cristalización
de feldespatos en los términos más
diferenciados. Según Rollinson (1993) la
relación lineal entre dos elementos con
un coeficiente de partición similar puede
indicar la relación de la fuente ya que
no está afectada por los procesos de cristalización
fraccionada ni de asimilación o
mezcla. Por ejemplo la relación Zr/Nb da
muy buena correlación, al igual que La/
Ce (Fig. 6) sugiriendo una fuente homogénea
o común para estas rocas.
Los diagramas normalizados tienen el diseño
típico de basaltos alcalinos de intraplaca compatibles con una fuente de tipo
OIB enriquecida en elementos incompatibles.
A su vez, las concentraciones de
elementos de tierras raras pesados menores
a 10 en la mayoría de las muestras, sugieren
un residuo de granate en la fuente.
La presencia de este mineral estaría indicando
una profundidad de formación del
magma, que de acuerdo a la geoterma calculada
por Bjerg et al. (2005) podría estar
entre 70 y 60 km. La ausencia del pico negativo
Nb-Ta característico de magmas de
arco, sumado a los bajos valores de Ba/
La sugieren la ausencia de contaminación
con fluidos provenientes de la placa subducida.
Del mismo modo, las bajas relaciones
Rb/Nb indican ausencia de contaminación
cortical.
La elevada pendiente de la curva normalizada
de los elementos de tierras raras
(La/Yb = 10,29-22,43), el enriquecimiento
de elementos más incompatibles
y, su carácter alcalino, señalan relativamente
bajos grados de fusión parcial. La
roca más diferenciada es la que presenta
mayor contenido absoluto de los elementos
de tierras raras con una anomalía
negativa en Eu evidenciando mayor grado
de evolución con fraccionamiento de
feldespato. La muestra A10 se considera
la roca más primitiva del conjunto por
su alto valor #Mg (68) y contenido de Cr
(417). Los basaltos analizados por Bruni
(2004) en el mismo sector (Fig. 9) muestran
un diseño de elementos normalizados
a manto primitivo muy similar al de
los gabros que podría indicar la vinculación
genética entre ambos grupos.
Figura 9: Diagrama de variación de elementos incompatibles normalizados según constantes de Sun y Mc
Donough (1989) de gabros de este trabajo y basaltos (PA391, PA422, PA423) de Bruni (2004).
CONCLUSIONES
Los afloramientos de rocas ígneas básicas
ubicados al sur de la localidad de Sarmiento
se caracterizan por estructuras en
stocks, sills lopolitos y diques de reducidas
dimensiones. Los diques son longitudinales
(NO-SE) y semianulares cuyos recorridos
discontinuos alcanzan hasta 7
km. Las variedades litológicas identificadas
corresponden a gabro (predominante),
monzogabro nefelínico, sienita nefelínica,
basanita y basalto. Las relaciones de
campo indican que el gabro se habría intruido en primer término, luego el monzogabro y posteriormente la sienita. La
fase extrusiva está representada por basanitas
y basaltos. La forma y el tamaño
de los afloramientos, así como la variación
textural, la presencia de zeolitas y la delgada
aureola de metamorfismo de contacto
desarrollada en las tobas de la Formación
Bajo Barreal, son indicios de cuerpos
intrusivos de emplazamiento somero. La
presencia de analcima (como producto alteración
de feldespatos/feldespatoides y
como relleno de cavidades), indicaría que
corresponde a la última etapa de la cristalización
a partir de soluciones ricas en álcalis.
La presencia de anfíboles alcalinos
(arfvedsonita) en la facies más diferenciada
(sienita nefelínica) estaría vinculada a
la saturación de agua en el magma hacia
los estadios finales de cristalización.
Las rocas estudiadas manifiestan una clara
tendencia alcalina reflejada en su mi496
neralogía y composición química. Las rocas
básicas son producto de bajos grados
de fusión parcial de una posible fuente
granatífera profunda (60-70 km) con características
de OIB enriquecida en elementos
incompatibles, sin contaminación
cortical.
Estas rocas evolucionaron
por cristalización fraccionada de olivina
y clinopiroxeno y, a menor profundidad,
el fraccionamiento de feldespato habría
dado origen a las sienitas nefelínicas, las
que tampoco registran episodios de contaminación
cortical.
En términos de relaciones tectomagmáticas,
los intrusivos, cuyas edades, de
acuerdo a relaciones estratigráficas quedarían
comprendidos entre las capas con Pyrotherium del Grupo Sarmiento (Eoceno
temprano en su mayoría) y el Patagoniano
(Oligoceno superior-Mioceno inferior)
fueron emplazados durante la etapa
de sag marginal previa a la deformación
compresional del Neógeno, caracterizada
por inversión de fallas normales mesozoicas,
plegamiento y alzamiento regional
en la faja plegada San Bernardo (Peroni et
al. 1995, Chelotti y Homovc 1998). Esto
implicaría el predominio durante el emplazamiento
de los cuerpos básicos, de
un régimen extensional que habiendo comenzado
en tiempos jurásicos y cretácicos,
continúa con algunas interrupciones
y de manera más atenuada en gran parte
del Paleógeno y Neógeno de la cuenca
del Golfo San Jorge. Las características
geoquímicas de las rocas son coherentes
con el ambiente extensional propuesto a
partir del análisis estructural.
Las características petrográficas, geoquímicas
y geodinámicas que presentan
los cuerpos investigados en este trabajo,
muestran semejanzas con los estudiados
por Vietto (2000a) en las inmediaciones
de Las Heras (norte de la provincia de
Santa Cruz).
AGRADECIMIENTOS
Se agradece a la Secretaría de Ciencia y Técnica de la Universidad Nacional de la Patagonia San Juan Bosco por el subsidio recibido correspondiente al Proyecto de Investigación Nº 812, que contribuyó a efectuar parte de las tareas de campo y laboratorio. A los propietarios de las estancias que permitieron el acceso a los sitios visitados y la logística para pernoctar. A la geóloga C. Piangatelli y a los alumnos J. Agrelo, A. Rasgido, L. Ríos, S. Olazábal y J. Silva, integrantes del mencionado proyecto, que prestaron su colaboración para las tareas de campo, laboratorio y gabinete. Expresamos nuestro agradecimiento a los Dres. Marcela Remesal y Eugenio Aragón, árbitros de este trabajo, cuyas sugerencias contribuyeron a mejorar el manuscrito.
TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO
1. ACME LABS 2012. Schedule of Services and fees. 40 p.
2. Alric, V.I. 1994. Caracterización petrológica de las rocas básicas del cerro Mesa, Provincia del Chubut. Naturalia Patagónica, Ciencias de la Tierra 2: 71-85.
3. Aragón. E., D'Eramo, F., Castro, A., Pinotti, L., Brunelli, D., Rabbia, O., Rivalenti, G., Varela, R., Spakman, W., Demartis, M., Cavarozzi, C., Aguilera, Y., Mazzucchelli, M. y Ribot, A. 2011. Tectono-magmatic response to mayor convergence changes in the North Patagonian suprasubduction system; the Paleogene subduction-transcurrent plate margin transition Tectonophysics 509: 218-237.
4. Aragón. E., Pinotti, L., D'Eramo, F., Castro, A., Rabbia, O., Coniglio, J., Demartis, M., Hernando, I., Cavarozzi, C. y Aguilera, Y. 2013. The Farallon-Aluk ridge collision with South America: Implications for the geochemical changes of slab window magmas from foreto back-arc. Geoscience Frontiers 4: 377-388.
5. Ardolino, A. y Franchi, M. 1993. El volcanismo cenozoico de la Meseta de Somún Curá, provincias de Río Negro y Chubut. 12º Congreso Geológico Argentino, Actas 4: 225-235, Mendoza.
6. Beros, C. 1982. Cerro Trompete. Informe interno Cátedra de Petrología, Universidad Nacional de la Patagonia San Juan Bosco (inédito), 8 p., Comodoro Rivadavia.
7. Bitschene, P.R., Giacosa, R. y Márquez, M. 1991. Geologic and mineralogic aspects of the Sarmiento Alkaline Province in Central Eastern Patagonia, Argentina. 6º Congreso Geológico Chileno, Actas 1: 328-331, Viña del Mar.
8. Bjerg, E., Ntaflos, T., Kurat, T., Dobosi, G. y Labudía, C. 2005. The upper mantle beneath Patagonia, Argentina, documented by xenoliths from alkali basalts. Journal of South American Earth Science 18: 125-145.
9. Bruni, S. 2004. The Cenozoic back-arc magmatism of Central Patagonia (44º46' S): activation of different mantle domains in space and time. Tesis doctoral, Universidad de Pisa (inédita), 154 p., Pisa.
10. Bruni, S., D'Orazio, M., Haller, M., Innocenti, F., Manetti, P., Pecskay, Z. y Tonarini, S. 2008. Time-evolution of magma sources in a continental back-arc setting: the Cenozoic basalts from Sierra de San Bernardo, Patagonia, Chubut, Argentina. Geological Magazine 145: 714-732.
11. Busteros, A.G. y Lapido, O. 1983. Rocas Básicas en la vertiente noroccidental de la meseta del lago Buenos Aires, provincia de Santa Cruz. Revista de la Asociación Geológica Argentina 38: 427-436.
12. Cande, S. y Leslie, B. 1986. Late Cenozoic Tectonic of the Southern Chile trench. Journal of Geophysical Research 91, B1: 471-496.
13. Corbella, H. 1989. Sierra de los Chacays, extrandean Patagonia, Chubut, about the chemistry of the alkaline complex and its potassic and ultrapotassic rocks. Revista de la Asociación Geológica Argentina 44: 96-110.
14. Corbella. H. y Linares, E. 1977. Acerca de la naturaleza peralcalina de algunos afloramientos volcánicos y subvolcánicos de la sierra de Apas y de la sierra Negra (Telsen), provincias de Río Negro y Chubut, Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina 32: 152.
15. Chelotti, L., Vietto, M., Calegari, R. y Bitschene, P. 1996. Emplazamiento de cuerpos subvolcánicos de composición básica alcalina en el área Romberg-Wenceslao, Cuenca Golfo San Jorge, Argentina. 13º Congreso Geológico Argentino y 3º Congreso de exploración de Hidrocarburos, Actas 3: 581-599, Buenos Aires.
16. Chelotti, L. y Homovc, J. 1998. Estilos estructurales en la zona marginal de la Faja Plegada de San Bernardo y su relación con los sistemas petroleros, Sarmiento, Chubut, Argentina. 10º Congreso Latinoamericano de Geología y 6º Congreso Nacional de Geología Económica, Actas 2: 81-86, Buenos Aires.
17. D'Orazio M., Agostini S., Mazzarini F., Innocenti F., Manetti P., Haller M. y Lahsen A. 2000. The Pali Aike Volcanic Field, Patagonia: slab-window magmatism near the tip of South America. Tectonophysics 321: 407-427.
18. D'Orazio, M., Agostini, S., Innocenti, F., Haller, M.J., Manetti, P. y Mazzarini, F. 2001. Slab window-related magmatism from southernmost South America: the Late Miocene mafic volcanics from the Estancia Glencross area (~ 52°S, Argentina-Chile). Lithos 57: 67-89.
19. D'Orazio, M., Innocenti, F., Manetti, P. y Haller, M. 2004. Cenozoic back-arc magmatism of the southern extra-Andean Patagonia (44°30'-52°S): a review of geochemical data and geodynamic interpretations. Revista de la Asociación Geológica Argentina 59: 525- 538.
20. D'Orazio, Innocenti, F., Manetti, P., Haller, M., Di Vincenzo, G. y Tonarini, S. 2005. The late Pliocene mafic lavas from the Camusú Aike Volcanic Field (Argentina, ~50°S): evidence for geochemical variability in slab window magmatism. Journal of South American Earth Science 18: 107-124.
21. De Giusto, J.M., Di Persia, C.A. y Criado Roque, P. 1980. Informe correspondiente a las Hojas Geológicas 51d, Koluel Kayke y 51c, Meseta de San Pedro. Servicio Geológico Nacional (inédito), 47 p., Buenos Aires.
22. de Ignacio, C., López, I., Oyarzun, R. y Márquez, A. 2001. The northern Patagonia Somuncura plateau basalts: a product of slab-induced, shallow asthenospheric upwelling?. Terra Nova 13: 117-121.
23. Ferello, R. 1969. Intento de sistematización geocronológica de las rocas eruptivas básicas en sectores de Chubut y Santa Cruz. 4º Jornadas geológicas argentinas, Actas 1: 293-310, Mendoza.
24. Fernández Gianotti, J.R. 1969. La diabasa de Muzeka y su contenido de Níquel, Sierra de San Bernardo, provincia del Chubut. República Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina 24: 159-171.
25. Ferreira, L., Iovine, G. y Menegatti, N. 2014. Visualización de "geoformas" en sísmica 3D: su importancia en el contexto paleoambiental del relleno cretácico de la Cuenca del Golfo San Jorge en el área de las provincias de Chubut y Santa Cruz, Argentina. 19º Congreso Geológico Argentino, Actas CD ROM, Córdoba.
26. Feruglio, E. 1949. Descripción geológica de la Patagonia. Tomo 1 y 2. Dirección de Yacimientos Petrolíferos Fiscales, 339 p., Buenos Aires.
27. Fitzgerald, M., Mitchum, Jr.R., Uliana, M. y Biddle, K. 1990. Evolution of San Jorge Basin. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 74: 879-920.
28. González, R. 1971. Descripción geológica de la Hoja 49c, Sierra San Bernardo, Prov. del Chubut, Boletín 112. Dirección Nacional de Geología y Minería, 79 p., Buenos Aires.
29. Gorring, M.L., Kay, S.M., Zeitler, P.K., Ramos, V.A., Rubiolo, D., Fernandez, M.I. y Panza, J.L. 1997. Neogene Patagonian plateau lavas: Continental magmas associated with ridge collision at the Chile Triple Junction. Tectonics 16: 1-17.
30. Haller, M., Pécskay, Z., Németh, K., Gméling, K., Massaferro, G., Meister, C. y Nullo, F. 2009. Preliminary K-Ar geochronology of Neogene back arc volcanism in Northern Patagonia, Argentina. 3º International Maar Conference, Abstracts: 40, Malargüe.
31. Irvine, T.N. y Baragar, W.R.A. 1971. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8: 523-548.
32. Kay, S., Ardolino, A., Franchi, M. y Ramos, V. 1993. Origen de la meseta de Somun Cura: distribución y geoquímica de sus rocas volcánicas máficas. 12º Congreso Geológico Argentino, Actas 4: 236-248, Buenos Aires.
33. Kay, S., Gorring, M. y Ramos, V. 2004. Magmatic sources, setting and causes of Eocene to Recent Patagonian plateau magmatism (36ºS to 52ºS latitude). Revista de la Asociación Geológica Argentina 59: 556-558.
34. Kay, S., Ardolino, A., Gorring, M. y Ramos, V. 2007. The Somuncura Large Igneous Province in Patagonia: Interaction of a Transient Mantle Thermal Anomaly with a Subducting Slab. Journal of Petrology 48: 43-77.
35. Keidel, J. 1917. Ueber das patagonische Tafelland, das patagonische Gëroll und ihre Beziehungenzu den geologischen Erscheinungen im argentinischen Andengebiet und Litoral. Zeitschrift Deutsche Wissenschaftliche Verein 3: 219-245.
36. Kilian, R. y Behrmann, J.H. 1997. Geochemical constraints on the sources of Southern Chile trench sediments and their recycling in arc magmas of the Southern Andes. 8º Congreso Geológico Chileno, Actas 3: 1661-1665, Antofagasta.
37. Le Bas, M.J., Le Maitre, R.W., Strekeisen, A. y Zanetin, B. 1986. A chemical classification of volcanic rock base on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology 27: 745-750.
38. Lema, H. y Cortes, J.M. 1987. El vulcanismo Eoceno del flanco oriental del la meseta de Canquel, Chubut, Argentina. 10º Congreso Geológico Argentino, Actas 4: 188-191, Tucumán.
39. Linares, E. y González, R. 1990. Catálogo de edades radimétricas de la República Argentina 1957-1987. Asociación Geológica Argentina, Publicación Especial 19, Serie B, 628 p., Buenos Aires.
40. Mahlburg Kay, S., Ardolino, A., Gorring, M. y Ramos, V. 2007. The Somuncura Large Igneous Province in Patagonia: Interaction of a Transient Mantle Thermal Anomaly with a Subducting Slab. Journal of Petrology 48: 43-77.
41. Maniar, P.D. y Piccoli, P.M. 1989. Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin 101: 635-643.
42. Marshall, L.G., Cifelli, L.G., Drake, R.E. y Curtis, G.H. 1986. Vertebrate Paleontology, Geology and Geochronology of the Tapera de López and Scarrit Pocket, Chubut Province, Argentina. Journal of Paleontology 60: 920- 951.
43. Menegatti, N., Massaferro, G., Fernández, M. y Giacosa, R. 2013. Petrología de los cuerpos básicos alcalinos del Sur del Chubut. 2º Reunión de Petrología y Metalogénesis Asociada. Resúmenes: 66, San Luis.
44. Mortola, E. 1923. Rocas Alcalinas Básicas del sur del Chubut. Dirección General de Minas, Geología e Hidrología. Boletín Nº34, Serie B (Geología), 55 p., Buenos Aires.
45. Muñoz J., Troncoso, R., Duhart, P. Crignola, P., Farmer, L. y Stern, C. 2000. The relation of the mid-Tertiary coastal magmatic belt in south-central Chile to the late Oligocene increase in plate convergence rate. Revista Geológica de Chile 27: 177-203.
46. Nakamura N. 1974. Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na, and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta 38: 757-775.
47. Pardo Casas, F. y Molnar, P. 1987. Relative motion for the Nazca (Farallon) and South America plates since late Cretaceous time. Tectonics 6: 233-248.
48. Peroni, G., Hegedus, A., Cerdán, J., Legarreta, L., Uliana, M. y Laffitte, G. 1995. Hydrocarbon accumulation in an inverted segment of the Andean Foreland: San Bernardo Belt, Central Patagonia. En Tankard, A., R. Suárez y H. Welsnik (eds.) Petroleum Basins of South America. American Association of Petroleum Geologysts, Memoir 62: 403-419. Tulsa.
49. Pezzuchi, H. y Fernández, M.I. 2001. Hoja Geológica 4569-III: Sarmiento, provincia del Chubut. Instituto de Geología y Recursos Minerales-SEGEMAR (inédita), 55 p., Buenos Aires.
50. Pezzutti, N. y Villar, L.M. 1978. Los complejos alcalinos de la zona de Sarmiento, pcia. Del Chubut. 7º Congreso Geológico Argentino, Actas 2: 511-520, Neuquén.
51. Ramos, V.A. y Kay, S.M. 1992. Southern Patagonian plateaud basalts and deformation: backarc testimony of ridge collisions. Tectonophysics 205: 261-282.
52. Remesal, M., Salani, F. y Cerredo, M.E. 2012. Petrología del Complejo Volcánico Barril Niyeu (Mioceno inferior), Patagonia Argentina. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas 29: 463-477.
53. Riccardi, A.C. 1971. Estratigrafía en el oriente de la Bahía de la Lancha, Lago San Martín, Santa Cruz, Argentina. Universidad Nacional de La Plata. Revista del Museo de La Plata 7: 245-318.
54. Rollinson, H., 1993. Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Group, 352 p., London.
55. Sciutto, J., Césari, O. e Iantanos, N. 2008. Hoja Geológica 4569-IV: Escalante, provincia del Chubut. Instituto de Geología y Recursos Minerales. Escala 1:250.000. Servicio Geológico Minero Argentino, Boletín 351, 76 p., Buenos Aires.
56. Schörken, M. 1996. Geologie, petrographie und geochemie des Alkali-Komplexes Los Leones in der Sierra de San Bernardo (Zentral-Patagonien). Geologisch-Paläontologischen Institut der Christian-Albrechts-Universität zu Kiel. Diplomarbeit, 83 p.
57. Streckeisen, A. 1976: To each plutonic Rock its proper name. Earth Science Reviews 12: 1-33.
58. Suárez, M., y de la Cruz, R. 2001. Jurassic to Miocene K-Ar dates from eastern central Patagonian Cordillera plutons, Chile (45º-48ºS). Geological Magazine 138: 53-66.
59. Sun S.S. y McDonough, W.F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. En: Saunders A.D. y Norry M.J. (eds.) Magmatism in ocean basins. Geological Society of London. Spec. Pub. 42: 313-345, Londres.
60. Teruggi, M. 1964. Differentiated zeolites and nefeline syenites in basic sills of central Patagonia. 22º International Geological Congress 7: 22-34. Nueva Delhi.
61. Uliana, M.A., Biddle, K.T. Phelps, D.W. y Gust, D. 1985. Significado del vulcanismo y extensión mesojurásicas en el extremo meridional de Sudamérica. Revista de la Asociación Geológica Argentina 40: 231-253.
62. Vietto, M.E. 2000a. Morfología, petrología y significado geodinámico de los cuerpos subvolcánicos alcalinos que se hallan ubicados en las inmediaciones de Las Heras, provincia de Santa Cruz. Tesis doctoral, Universidad Nacional de la Patagonia San Juan Bosco (Inédito), 406 p., Comodoro Rivadavia.
63. Vietto, M.E. 2000b. Informe petrográfico de muestras de rocas volcánicas y subvolcánicas del área de la Hoja Geológica Escalante. Universidad Nacional de la Patagonia San Juan Bosco. Informe interno, 20 p., Comodoro Rivadavia.
64. Vilela, C.R. 1971. Descripción geológica de la Hoja 48c, Lago Musters, Prov. del Chubut, Bol. 113. Dirección Nacional de Geología y Minería, 65 p., Buenos Aires.
65. Villar, L.M. y Pezzutti, N. 1976. Contribución a la petrología de las rocas alcalinas básicas de la zona de Sarmiento, Provincia del Chubut, República Argentina. 1º Congreso Geológico Chileno, Actas 2: 59-72, Arica.
66. Viviers, M.C. 1970. Rocas Básicas de los Cerros Pastel y Puricelli, Provincia del Chubut, República Argentina y los fenómenos de diferenciación. Revista de la Asociación Geológica Argentina 25: 329-346.
Recibido: 28 de mayo, 2013
Aceptado: 7 de marzo, 2014