ARTÍCULOS
Petrografía, química mineral y geoquímica comparada de los Plutones Potrerillos y Cerro La gloria: magmatismo de arco y retroarco en el carbonífero inferior
Juan A. Dahlquist1, Pablo H. Alasino2,3 y Matías M. Morales Cámera1
1 Centro de Investigaciones en Ciencias de la Tierra, CONICET-UNC, Córdoba. E-mail: jdahlquist@efn.uncor.edu; matiasmmoralesc@gmail.com
2 Centro Regional de Investigaciones Científicas y Transferencia Tecnológica de La Rioja (CRILAR-CONICET), Anillaco.
3 INGeReN-CENIIT-UNLaR, La Rioja. E-mail: palasino@crilar-conicet.gob.ar
RESUMEN
Los plutones Potrerillos y Cerro La Gloria afloran, respectivamente, en el sur de la sierra de Toro Negro (Sierras Pampeanas occidentales) y en el flanco occidental de la sierra de Famatina. Estudios de química mineral (alrededor de 80 análisis), obtenidos a partir de minerales cristalizados en el plutón Potrerillos, sobre muestras que cuentan con datos de química de roca total presentados en este trabajo, y su comparación con aquellos datos propios informados para el plutón Cerro La Gloria, indican que biotitas y anfíboles cristalizaron en un ambiente de arco y retroarco, respectivamente. Los datos de química de roca total son plenamente consistentes con los estudios de química mineral. Entonces, aunque el plutón Potrerillos está localizado sólo a 45 km al oeste del plutón Cerro La Gloria, y ambos fueron emplazados durante el Carbonífero inferior, el estudio comparado es de singular relevancia, ya que sus magmas parentales fueron generados en dos escenarios geodinámicos diferentes, de arco y retroarco, en cada caso. Esta conclusión es una contribución relevante para entender la evolución del margen preandino del SO de Gondwana durante el Carbonífero inferior.
Palabras clave: Granitos calcoalcalinos y tipo A; Química de biotita; Sierras Pampeanas occidentales; Sierra de Famatina.
ABSTRACT
Petrography, mineral chemistry and whole-chemistry studies from the Potrerillos Pluton and comparison with the Cerro La Gloria Pluton: arc and retroarc magmatism in the Early Carboniferous
The Potrerillos and Cerro La Gloria plutons crop out in the south of the Sierra de Toro Negro (Western Sierras Pampeanas) and the western flank of the Sierra de Famatina. Studies of mineral chemistry (about 80 analyses) obtained from crystallized minerals in the Potrerillos pluton, on samples with whole-chemistry data presented in this paper, and their comparison with our own data reported for Cerro La Gloria pluton, indicate that biotite and amphibole crystallized in an arc and a retroarc environment, respectively. The whole-chemistry data are fully consistent with the mineral chemistry studies. Thus, although the Potrerillos pluton is located only 45 km to the west of Cerro La Gloria pluton and both were emplaced during the Early Carboniferous, their parent magmas were generated in two different geodynamic settings. This conclusion is an important contribution to understanding the evolution of pre-Andean margin of SW Gondwana during the Early Carboniferous.
Keywords: Calc-alkaline and A-type granites; Biotite chemical; Western Sierras Pampeanas; Sierra de Famatina.
INTRODUCCIÓN
Durante el Carbonífero, un magmatismo
esencialmente granítico, de menor volumen
que aquel observado en el Famatiniano
(~ 483-463 Ma), aunque con amplia
distribución, se desarrolló a lo largo
de más de 1000 km en las Sierras Pampeanas
(Dahlquist et al. 2010). Este magmatismo
está representado por plutones relativamente
pequeños, dispersos, de forma
usualmente subcircular y que en muchas
ocasiones se hayan emplazados a lo largo
de importantes fajas de cizallas de edad
precarbonífera, posiblemente desarrolladas
durante el orógeno famatiniano (véase
discusión en Dahlquist et al. 2010). Las
rocas de caja para el magmatismo de edad
carbonífera en Sierras Pampeanas fueron
formadas en tres períodos de actividad
magmática y metamórfica: magmatismo
pampeano, 555-515 Ma; Rapela et al.
(1998, 2007), Sims et al. (1998), Schwartz
et al. (2008); magmatismo famatiniano,
484-463 Ma; Pankhurst et al. (1998, 2000),
Rapela et al. (2008a), Dahlquist et al. (2008,
2012, 2013), Ducea et al. (2010), Casquet et
al. (2012) y magmatismo achaliano, 393-
366; Dorais et al. (1997), Sims et al. (1998),
Stuart-Smith et al. (1999), Siegesmund et
al. (2004), Rapela et al. (2008b), Dahlquist
et al. (2014).
Aunque el escenario geodinámico del Carbonífero
es controvertido, y ha sido discutido
en recientes trabajos (véase Willner
et al. 2011, Alasino et al. 2012, Domeier
y Torsvik 2014 y referencias allí citadas),
Dahlquist et al. (2010, 2013) y Alasino et al.
(2012) han concluido que el magmatismo
de edad carbonífera inferior registrado en
las Sierras Pampeanas orientales, fue formado
en una región de retroarco con régimen
extensional dominante, con participación
de material juvenil. Estos autores
han concluido que los granitos metaluminosos
tipo A del Carbonífero inferior de
las Sierras Pampeanas orientales representan
un evento tectonotérmico distintivo
con relación a aquel magmatismo desarrollado
en el orógeno famatiniano y
achaliano. Consistentemente, datos isotópicos
recientemente informados para rocas
graníticas de Sierras Pampeanas por
Dahlquist et al. (2013), soportan la presencia
de diferentes fuentes para los eventos
magmáticos famatiniano, achaliano y de
edad carbonífera.
El plutón Cerro La Gloria, representa un
magmatismo de probada edad carbonífera
inferior en el flanco occidental de Famatina
(Alasino et al. 2012, Dahlquist
et al. 2013), el cual constituiría el afloramiento
más occidental del magmatismo
tipo A antes referido. Cercano al plutón
Cerro La Gloria (~ 45 km al oeste), aflora
el plutón Potrerillos, el cual se localiza
en la región sur de la sierra de Toro Negro
(en el ámbito de las Sierras Pampeanas occidentales)
y norte de la Precordillera. Este
plutón está formado esencialmente por
rocas graníticas de composición calcoalcalina,
de edad carbonífera inferior (Frigerio
et al. 2012). En este sentido, Alasino
et al. (2012) propusieron que tal cambio
en las filiaciones geoquímicas (del tipo A
e I) podría estar marcando dos escenarios
geodinámicos sincrónicos, pero diferentes
(retroarco y arco, respectivamente),
desarrollados durante el Carbonífero.
Por ende, el estudio de esta región constituye
un lugar de singular relevancia para
profundizar la investigación del magmatismo
asociado a dos escenarios geodinámicos
con particularidades propias e,
indirectamente, contribuir a entender la
evolución del margen preandino del SO
de Gondwana durante el Carbonífero en
el ámbito de las Sierras Pampeanas.
En este trabajo presentamos nuevos datos
de química mineral (alrededor de 80
análisis) de las asociaciones magmáticas
del plutón Potrerillos y las comparamos
con aquellas informadas en trabajos
previos para granitos tipo A y calcoalcalinos
de Sierras Pampeanas. En particular,
utilizamos las composiciones de las
biotitas magmáticas (como ha sido hecho
en otros trabajos previos p.ej. Abdel
Rahman 1994, Dahlquist et al. 2010,
2014, Feng et al. 2014) para distinguir la
naturaleza del magma parental a partir
del cual cristalizaron y, en el mismo sentido,
comparamos las composiciones de
los anfíboles del plutón Potrerillos y Cerro
La Gloria. Adicionalmente, presentamos
datos petrológicos y geoquímicos
de roca total (3 análisis) de las rocas graníticas
del plutón Potrerillos que contienen
la asociación mineral estudiada. Basados
en estos nuevos datos referidos y
aquellos datos petrológicos, geoquímicos
e isotópicos informados por Frigerio et al.
(2012), establecemos una comparación
con los datos petrológicos, geoquímicos
e isotópicos publicados en nuestros trabajos
previos referidos al plutón Cerro
La Gloria (Alasino et al. 2012, Dahlquist
et al. 2013) y realizamos comparaciones
geoquímicas con datos propios del magmatismo
calcoalcalino famatiniano y carbonífero
comunicados en trabajos previos
(p. ej., Dahlquist et al. 2005, 2010).
MARCO GEOLÓGICO
Plutón Cerro La Gloria
El plutón Cerro La Gloria (Fig. 1) se encuentra
en el faldeo oeste de la sierra de
Famatina, a los 29° de latitud sur (Alasino
et al. 2012). Este cuerpo posee una forma
circular con un radio de 5 km y un área
cercana a los 80 km2. La roca de caja corresponde
a rocas graníticas del Ordovícico
inferior. Dado que el plutón Cerro La
Gloria es intrusivo, este cuerpo tiene contactos
netos e irregulares con su caja, denotando
niveles de emplazamientos someros.
La roca representativa de este plutón posee
tonalidad rojiza, porfírica a inequigranular,
de grano grueso y sienogranito/
monzogranito en composición. Minerales
planares tales como la mica son escasos,
lo que hace difícil reconocer la orientación
interna de la roca en el campo.
Enclaves máficos microgranulares con
tamaños de algunos centímetros y formas
ovoides y cuadradas pueden ser observados.
Esta roca presenta una asociación
mineral dada por microclino (43-49
modal %), cuarzo (32-41 modal %) y plagioclasa
(Ab88-95, 11-16 modal %, n=4) como
minerales esenciales. La presencia
de accesorios minerales es variada, mostrando
anfíbol, magnetita, ilmenita, biotita,
epidoto, circón, allanita y titanita. El
anfíbol es clasificado como ferro-edenita
acorde a la clasificación de Leake et al.
(1997) [CaB=1,80-1,81 átomos por fórmula
unidad (a.p.f.u.); (Na+K)A=0,70-
0,74 (a.p.f.u.) y Ti=0,17-0,19 a.p.f.u.]. Su
edad ha sido determinada en 349±3 Ma
(edad U-Pb SHRIMP en circón, Alasino
et al. 2012) y 353 ± 4 Ma ( LA-MC-ICPMS
en circón, Dahlquist et al. 2013).
Figura 1: Mapa geológico esquemático
modificado de Alasino et al.
(2012) y Dahlquist et al. (2013, 2014).
En recuadro el área de estudio, incluyendo
los plutones Cerro La Gloria
(al E) y Potrerillos (al O) en el contexto
de las Sierras Pampeanas. En
la misma figura se han insertado dos
mapas incluyendo los plutones Potrerillos
(modificado de Frigerio et al.
2012) y Cerro La Gloria (modificado
de Alasino et al. 2012). Referencias
serranas Co= Córdoba, PP=Pie de
Palo, VF=Valle Fértil, Ch=Chepes,
Br=Brava, Fa=Famatina, An=Ancasti,
Ve=Velasco, U-M=Umango y Maz,
TN=Toro Negro, Z-V=Zapata y Vinquis,
Am=Ambato, Fi=Fiambalá,
Be=Belén y Ca=Capillitas, Fajas de cizalla
(fc): Tres Árboles (fcTA), Guamanes
(G), San Marcos (SM), La Chilca
(LCh), TIPA (T), Ñuñorco (Ñ), Jagüe
(J). Pr = Precordillera, SPO = Sierras
Pampeanas Orientales, SPOc = Sierras
Pampeanas Occidentales.
Plutón Potrerillos
Este plutón se localiza en el extremo sur
de la sierra de Toro Negro (Sierras Pampeanas
occidentales), limitando al sur con
el extremo norte de la Precordillera (Fig.
1). Estudios petrológicos, geoquímicos y
geocronológicos sobre este plutón han sido
recientemente informados por Frigerio
et al. (2012). Estos autores indican que
el plutón referido constituye un cuerpo de
forma elipsoidal en superficie, con aproximadamente
13 km de largo en sentido
N-S y 6 km de ancho (78 km2), es decir,
ocupa una superficie similar al del plutón
Cerro La Gloria. Intruye a metasedimentitas
ordovícicas cerca del límite tectónico
con el basamento metamórfico de las Sierras
Pampeanas occidentales. Por el suroeste
se dispone la “faja de deformación
de Jagüé”, que consiste en rocas graníticas
milonitizadas de edad grenville (Martina
et al. 2005). Los afloramientos estudiados
por Frigerio et al. (2012) se encuentran sobre la quebrada de Potrerillos y su afluente
norte. Las muestras colectadas por estos
autores revelan que el plutón está compuesto
principalmente por monzonitas y granodioritas y subordinados granitos,
granitos alcalinos, tonalitas, dioritas, sienodioritas
y gabros. La facies monzonítica
posee abundante presencia de enclaves
microgranulares máficos. Es un plutón tipo
I, calcoalcalino, con enriquecimiento
de Na2O respecto a K2O. En el diagrama
de tierras raras es distintiva la ausencia
de anomalía de Eu. Según Frigerio et al. (2012), los valores positivos de εNdt indican
una derivación a partir de una corteza
poco evolucionada. Las características
petrológicas y geoquímicas son consistentes
con un ambiente tectónico de arco
volcánico relacionado a subducción en
un margen continental activo. Las edades
U-Pb en circones obtenidas en tres muestras
sitúan al magmatismo principal en el
Carbonífero inferior. Una edad de cristalización
de 350 Ma resulta de valorar diferentes
edades obtenidas con TIMs y
LA-MC-ICP-MS en circón para el plutón
Potrerillos (Frigerio et al. 2012).
METODOLOGÍA
Frigerio et al. (2012) realizaron una caracterización petrológica y geoquímica general sobre 12 muestras del plutón Potrerillos. Tres muestras representativas, correspondiente a dos de las facies graníticas dominantes informadas por Frigerio et al. (2012), fueron colectadas en este trabajo a partir del plutón Potrerillos. Sobre estas rocas, cuyas composiciones son: 54,97 y 66,47 (n=2) % SiO2 en peso, se realizaron estudios petrográficos, de química mineral y geoquímica de roca total (datos en Cuadros 1 al 9).
Cuadro 1: Composición representativa de plagioclasas en las rocas graníticas del plutón Potrerillos a partir de análisis con
microsonda de electrones*
* Usando JEOL JXA 8500F Hyperprobe. n = número de análisis usados en el valor promedio informado. Pla y Plb son plagioclasas tipo a y b referidas en el texto.
Cuadro 2: Composición representativa de anfíbol en las rocas graníticas del
plutón Potrerillos a partir de análisis con microsonda de electrones*
* Usando JEOL JXA 8500F Hyperprobe
Cuadro 3: Composición representativa de biotitas en las rocas graníticas del plutón Potrerillos a partir de análisis con microsonda
de electrones*
* Usando JEOL JXA-8230: 6 a 17
JEOL JXA 8500F Hyperprobe: 601 a 605
Cuadro 4: Composición representativa
de titanitas en las rocas graníticas
del plutón Potrerillos a partir de análisis
con microsonda de electrones*
* Usando JEOL JXA 8500F Hyperprobe
Cuadro 5: Composición representativa de apatitas en las rocas graníticas del plutón Potrerillos a partir de análisis con microsonda
de electrones*
* Usando JEOL JXA-8230
Cuadro 6: Composición representativa
de minerales opacos en las rocas
graníticas del plutón Potrerillos a partir
de análisis con microsonda de electrones
*Usando JEOL JXA 8500F Hyperprobe
** Usando JEOL JXA-8230
Hierro total como férrico.
Cuadro 7: Composición representativa de feldespato alcalino en las rocas graníticas del plutón Potrerillos a partir de microsonda
de electrones*
*Usando JEOL JXA 8500F Hyperprobe. bld = bajo límite de detección.
Cuadro 8: Composición representativa de allanitas en las rocas graníticas del plutón Potrerillos a partir de análisis con microsonda
de electrones*
*Usando JEOL JXA 8500F Hyperprobe
Cuadro 9: Geoquímica de roca total de las muestras del plutón Potrerillos y promedio del plutón Cerro La Gloria
Valor promedio a partir de 6 muestras del plutón Cerro La Gloria (PCLG), usando datos de Alasino et al. (2012), G10 y G7 a partir del plutón Potrerillo, datos de
Frigerio et al. (2012). ISA = Índice de saturación en aluminio, IA = Índice agpaítico. ISA = Al2O3/[(CaO+Na2O+K2O] (mol). ISAcorr = Todos los valores de ISA
calculados usando CaOcorr. CaOcorr = CaO sobrante de la combinación con todo el P2O5 para formar apatita, CaOcorr = CaO – 3.33 x P2O5. Hierro total expresado
como ferroso.
Las muestras fueron enviadas al GeoAnalytical Laboratory of the School of Earth & Environmental Sciences, Washington State University, para su análisis geoquímico incluyendo elementos mayores y trazas, el cual fue realizado usando un espectrómetro secuencial de fluorescencia de rayos X marca ThermoARL, siguiendo el procedimiento descripto por Johnson et al. (1999) para los elementos mayoritarios y Ga. Los elementos traza fueron determinados en las mismas muestras utilizando ICP-MS (Inductively Coupled Plasma-Mass Spectrometry), siguiendo el procedimiento descripto en http://www.sees.wsu.edu/Geolab/note/icpms.html. La química mineral fue determinada sobre las tres muestras usando una microsonda de electrones JEOL JXA 8500F Hyperprobe equipada con 5 espectrómetros, en la School of Earth & Environmental Sciences, Washington State University, Estados Unidos. Las condiciones de operación fueron: aceleración de voltaje de 15 keV, corriente de la sonda 15 nA y un diámetro del haz de 5 μm. Se usaron programas ZAF y Phi-Rho-Z algoritmo (Armstrong 1988) on-line. Análisis complementarios de biotitas, apatitas y minerales opacos fueron realizados usando una microsonda de electrones JEOL JXA-8230 equipada con 3 espectrómetros en el Laboratorio de Microscopía Electrónica y Análisis de Rayos X de la Universidad Nacional de Córdoba (http://www.famaf.unc.edu.ar/lamarx/lamerx1sem.html). Las condiciones de operación fueron: aceleración de voltaje de 15 keV y 10 nA y un diámetro del haz de 5 μm. Se usó un programa ZAF on-line. En estas mismas condiciones se realizaron análisis semi cuantitativos para identificar minerales accesorios radiactivos (p.ej., monacita, circón).
PLUTÓN POTRERILLOS
Características petrológicas y composición
mineral
Facies 1 Diorita cuarzosa: La facies 1 (muestra
POT-118), es geoquímica y modalmente,
equivalente a la muestra G10 de
Frigerio et al. (2012). Se trata de una roca
con fenocristales pequeños de feldespato
(1×0,4 cm) insertos en una matriz formada
por feldespato, cuarzo, anfíbol, biotita
(Fig. 2a) que aflora en la quebrada Potrerillos.
Posee distintiva presencia de enclaves
microgranulares máficos (Fig. 2b) y se
reconoce a lupa de mano abundante titanita.
El contacto con la facies 2 (descripta
más abajo) es neto e irregular (Fig. 2c).
Los estudios de petrografía revelan que la
roca puede ser clasificada como una diorita
cuarzosa, estando la asociación magmática
(abreviaciones minerales de Whitney
y Evans 2010) formada por Pl (62,2
%), Qtz (6,9 %), Bt (18,7 %) Hbl (10,0 %),
con Ttn (2,0%), Ap (0,2%), óxido (0,2) y
circón como minerales accesorios.
La plagioclasa es el mineral más abundante
por lejos, es de grano medio, con tamaños
de grano que varían más frecuentemente
entre 3,0×2,0 mm a 2,0×0,8 mm.
Se observó un fenocristal anhedral de
8,0×2,8 mm y algunos cristales de grano
fino de 1,0×0,7 mm. Los cristales son tabulares
y subhedros, con macla polisintética
y sin inclusiones. La mayoría de ellos
se encuentran alterados a sericita, lo que
dificultó el análisis químico. En superficie
libre de alteración, su composición varía
desde oligoclasa cálcica An29,5 en el núcleo,
a oligoclasa en la región externa con
An25,1. La composición completa se muestra
en el cuadro 1.
Figura 2: Características de campo de las rocas graníticas estudiadas en el plutón Potrerillos. a) Facies 1
(F1), cuarzo monzondiorita; b) Facies 2 (F2) granodiorita porfírica; c) Contacto neto entre las facies 1 y 2.
La línea de contacto es neta e irregular. Note la presencia de enclaves microgranulares máficos en la facies
1, con una orientación de 19°/41°E. En la facies 1 los fenocristales de Kfs definen una orientación 335°.
El anfíbol es de grano medio (1,2×0,7
mm a 1,6×0,8 mm) y se encuentra uniformemente
distribuido en toda la roca. Exhiben
secciones romboidales (cara basal,
donde muestran el típico clivaje en dos
direcciones) y prismáticas. Son subhedros
a anhedros, con marcado pleocroísmo
que varía del verde oscuro al amarillo
suave. Hospedan apatita y circón. De
acuerdo a su composición puede ser clasificados
como magnesio hornblenda siguiendo
la clasificación de Leake et al. (1997) [CaB=1,85-1,91, promedio=1,87
átomos por fórmula unidad (a.p.f.u.);
(Na+K)A=0,37-0,47, promedio=0,43 y
Ti=0,13-0,15 a.p.f.u., promedio=0,13]
(n=5, Cuadro 2).
La biotita forma cristales tabulares subhedrales
o anhedrales, con tamaños que varían
entre 1,0×0,2 mm a 2,0×0,9 mm.
Hospeda a la mayoría de las apatitas y los
circones, mostrando pleocroísmo marcado de marrón oscuro a marrón pálido. Se
encuentra asociada a anfíbol, mayormente
pseudomorfa. Un porcentaje importante
de este mineral se encuentra deferrizado y alterado a clorita. No obstante
esta situación, algunos análisis aceptables
fueron conseguidos y son incluidos en el
cuadro 3. Las biotitas muestran bajos valores
de SiO2 (promedio SiO2=33,10 en
peso %, promedio Si=5,26, a.p.f.u., n=6,
Cuadro 3) conduciendo a composiciones
con valores elevados de AlIV (promedio
AlIV= 2,74 a.p.f.u.). Además, estas biotitas
tienen bajos valores de la relación [Fe2+/
(Fe2++Mg)]=0,52, junto con bajos contenidos
de F (F=0,13 a 0,26 % en peso, promedio=
0,20 % en peso, n=6, Cuadro 3).
La titanita es un mineral accesorio abundante,
los cristales son subhedrales a anhedrales,
de forma irregular o tendiente a
definir figuras romboidales. Es incolora
con un ligero color marrón a nicoles paralelos,
posee líneas de clivaje y alto relieve.
Es frecuente verlas asociadas a minerales
máficos. Los tamaños rondan el
1,7×0,7 mm y 1×0,4 mm. Su composición
se muestra en el cuadro 4.
La fluorapatita (F=2,48 % en peso, n=7,
Cuadro 5) es mayormente euhedral mostrando
su típica sección basal hexagonal
isótropa de 0,05 mm de diámetro o
su sección prismática de 0,4 mm de longitud.
Se encuentran principalmente incluidas
en los minerales máficos y es otro
mineral accesorio abundante.
La roca contiene cuarzo y muy escasos
óxidos (0,5 mm de diámetro), mayormente
alterados. El cuarzo tiene un tamaño
de grano fino (1 mm y menores), con forma
subcircular y anhedral. Se encuentra
rellenando cavidades entre cristales,
lo que le otorga un carácter intersticial.
Un análisis sobre el mineral opaco revela
que se trata de óxido de hierro, goethita
(Fe2O3=82,28% en peso, Cuadro 6).
Este dato, combinado con análisis usando
electrones retrodispersados sugiere
que este óxido domina la roca. Sistemáticos
análisis semicuantitativos usando la
microsonda de electrones (determinando
Zr y REE) revelan la presencia de un único
mineral radiactivo, circón. El mismo
es de hábito prismático corto, con tamaños de 0,08×0,04 mm y algunos mayores
de 0,2×0,1 mm. Presenta alto relieve, alto
color de interferencia y produce un halo
pleocroíco en el mineral huésped (biotita
u hornblenda).
Facies 2 Granodiorita: Se trata de una roca
con abundantes fenocristales de feldespato
alcalino (entre 2,0-1,5×1,0-0,5 cm) insertos
en una matriz formada por feldespato,
cuarzo y biotita (Fig. 2b) que aflora
al E de la quebrada de Potrerillos.
Composicionalmente (véase Cuadro 9),
esta facies 2 (promedio de dos muestras,
POT-121 y 122) es equivalente a la
muestra G7 de Frigerio et al. (2012). Posee
la presencia distintiva de cristales de
allanita, también observada en la muestra
G2 de Frigerio et al. (2012). Los estudios
de petrografía revelan que la asociación
magmática está formada por: Pl
sugieren que el borde de la Pla creció sincrónicamente
con la Plb. Pla se dispone limitando
el Kfsa, mientras que Plb se encuentra
en la matriz e incluida en el Kfsa.
La biotita tiene forma tabular, subhedral
a anhedral, con un tamaño de grano fino
dominante de 1,0×0,5 mm. Posee marcado
pleocroísmo, de pardo oscuro a claro.
Son frecuentes las inclusiones de apatita
y circón. Una asociación mineral común
es biotita y allanita. Las biotitas muestran
valores intermedios a bajos de AlIV
(promedio AlIV=2,45 a.p.f.u.) y de [Fe2+/
(Fe2++Mg)]=0,61 (Cuadro 3), junto con
bajos contenidos de F (F variando de 0 a
0,34 % en peso; promedio F=0,32 % en
peso, n=5 Cuadro 3).
La titanita forma cristales euhedrales de
hábito romboidal, sus dimensiones son
variables de 0,3×0,2 mm a 1,2×0,5 mm,
presenta marcado clivaje, color gris claro
a incoloro a nicoles paralelos y marrón
claro a nicoles cruzados, y alto relieve. Se
localiza comúnmente en contacto con
biotita. Se encuentran mayormente alteradas
y es complicado realizar un análisis
químico de una sección prístina. A pesar
de ello, cuatro análisis produjeron cierres
aceptables y se muestran en el cuadro 4.
Estos cristales presentan ligeras diferencias
composicionales con la titanita de la
facies 1, en cuanto al contenido de CaO,
FeO y TiO2.
La fluorapatita (promedio, F=2,99 % en
peso, n=7, Cuadro 5) es un mineral accesorio
abundante, observándosela incluida
en biotita. Ocurre en sección basal
(hexagonal, aproximadamente 0,1 mm
de diámetro) como prismática (0,4×0,1
mm), siendo euhedral.
La allanita es comúnmente prismática, sus
cristales son entre euhedrales y subhedrales
y los tamaños varían de 1,2×0,5 mm a
0,3×0,2 mm. Presenta colores naranja claro
a nicoles paralelos y amarillo pálido a
nicoles cruzados, alto relieve y zonación
óptica oscilatoria. Se ubica en contacto
con biotita y a veces se observa biotita como
inclusión. La allanita parece estar creciendo
a partir de biotita. Es huésped de
minerales accesorios de grano fino tales
como circón y apatita. No todas las allanitas
producen buenos análisis ya que muchas de ellas se hayan alteradas. Seis análisis
sobre superficies prístinas muestran
que este mineral se encuentra enriquecido
en REE, en particular en REE livianas
(La, Ce y Nd) (Cuadro 8).
La roca contiene cuarzo de grano grueso
(3,0×2,0 mm) subcircular, anhedral y
sin inclusiones. Los óxidos son muy escasos,
de grano fino (0,3 mm de diámetro),
mostrándose mayormente alterados.
Un análisis revela que se trata de goethita
(Fe2O3=90,86 % en peso, Cuadro 6), como
en la facies 1, y análisis usando electrones
retrodispersados sugiere que este
óxido domina la roca. Sistemáticos análisis
usando la microsonda de electrones
(determinando Zr y REE) sugiere la presencia
de un único mineral radiactivo,
circón. El circón posee forma prismática
(0,1 mm) o aproximadamente cuadrada,
adquiriendo mayor tamaño en este último
caso (0,3 mm).
COMPOSICIÓN QUÍMICA DE ROCA TOTAL
Las muestras analizadas (Cuadro 9) poseen un rango de composición amplio, variando entre cuarzo monzodiorita (SiO2=54,8 en peso %) a granodioritas (SiO2=66,4 en peso %), las cuales pueden ser proyectadas dentro de las principales suites de rocas calcolacalinas (Fig. 3). En este trabajo consideramos que esta clasificación química es más precisa que la clasificación modal informada en el capítulo anterior referido a la petrografía y química mineral, ya que ambas facies (en especial la facies 2) están constituidas por rocas con texturas porfíricas. Poseen contenido de CaO medio a alto (2,6-5,4%), con una moderada a elevada relación FeOt/MgO comprendida entre 3,5 a 3,6. También exhiben valores medios a bajos de álcalis (6,8 - 7,4%), con predominancia de Na2O sobre K2O (K2O/ Na2O=0,5-0,9). Las muestras referidas poseen una pendiente relativamente elevada (LaN/YbN=15,6-22,9; promedio = 19,3) y una anomalía de Eu ausente a muy poco acentuada (EuN/Eu*N=0,74-0,92; promedio=0,83) (Fig. 4). La composición de las rocas analizadas son similares a las muestras G10 y G7 de Frigerio et al. (2012), cuyas composiciones son mostradas en el cuadro 9.
Figura 3: Diagrama G1’, G2’, G3’+G4’ multicatiónico
homólogo al QAP modal de Streckeisen et al. (1976) para la clasificación de rocas graníticas
(de La Roche 1992), modificada a partir de
Pitcher (1993). Sobre este diagrama se proyectan
las composiciones de las rocas estudiadas del plutón
Potrerillos y Cerro La Gloria. En la misma
figura se han marcado las principales tendencias
que definen las suites graníticas calcoalcalinas (3
a 6, campo gris), compiladas por Pitcher (1993),
basadas en el QAP modal de Streckeisen (1976).
G´´1 (Q, cuarzo)=Si+Al/2-Fe/8-(Mg+Ti)/8-3Ca-
7Na/2-7K/2; G´´2(A, feldespato alcalino)= -2Al-5Fe/
4-5(Mg+Ti)/4+4Ca+2Na+8K; G´´3=-9Al/8+5Fe/
4+3(Mg+Ti)/4-11Ca/4+49Na/8+K/8; G´´4=15Al/
4-7Fe/4+5(Mg+Ti)/4+5Ca/2-15Na/4-15K/4. G´´3
+ G´´4 (P, plagioclasa). I = Monzogranito, II = Granodiorita,
III = Tonalita, IV = Cuarzo diorita , V =
Cuarzo monzodiorita.
Figura 4: Proyección de REE normalizadas a meteoritos condritos (Nakamura 1974 y Boynton 1984) para las rocas graníticas del plutón Potrerillos. Las muestras
G7 y G10 del plutón Potrerillos son de Frigerio et al. (2012).
DISCUSIÓN PETROGENÉTICA
Análisis de química mineral: biotita y
anfíbol
Química de biotita como indicador del magma
parental: Los valores de FeO y MgO resultan diagnósticos para distinguir entre
biotitas cristalizadas en granitos tipo A y
calcoalcalinos. Ello fue notado tempranamente
por Abdel Rahman (1994) y ha
sido utilizado en biotitas cristalizadas en
granitos de Sierras Pampeanas por Dahlquist et al. (2010, 2014). Las biotitas cristalizadas
en los plutones graníticos tipo
A carboníferos tienen muy elevados contenidos
de FeO relativo a MgO, con relaciones
FeOt/MgO=8,5-59,5. En particular,
las biotitas cristalizadas en el plutón
Cerro La Gloria (pocos análisis aceptables
se han obtenido ya que se encuentran
mayormente alteradas) tienen también
una elevada relación FeOt/MgO, mayor a
8,9, alcanzando valores de hasta 44,1 (datos
en Alasino et al. 2012). En contraste,
las biotitas analizadas del plutón Potrerillos
tienen relaciones FeOt/MgO significativamente
más bajas, con un valor promedio
de 1,9 y 2,7, para la facies 1 y 2,
respectivamente (Cuadro 1c).
En el diagrama FeOt vs. MgO de Abdel
Rahman (1994) las biotitas del plutón Potrerillos
(facies 1 y 2) son proyectadas mayormente
en el campo de biotitas cristalizadas
en granitos calcoalcalinos (C), con
alguna ligera transición al campo de granitos
peraluminosos (P) (Fig. 5a).
Figura 5: Química mineral para biotitas cristalizadas en rocas calcoalcalinas metaluminosas y peraluminosas
de granitos de edad ordovícica inferior, granitos tipo A y biotitas cristalizadas en los granitos
estudiados. a) Diagrama discriminante FeO vs. MgO (Abdel Rahman 1994): biotitas de suites anorogénicas
alcalinas (campo A), biotitas de granitos de suites calcoalcalinas peraluminosos (campo P), biotitas de suites de granitos calcoalalinos metaluminosos (campo C). Las biotitas de rocas graníticas calcoalcalinas,
metaluminosas y peraluminosas de edad ordovícica inferior quedan proyectadas en el campo C y P, respectivamente.
Las biotitas del plutón Potrerillos (POT) quedan principalmente proyectadas en el campo
C, con ligera transición al campo P. Las biotitas del plutón Cerro La Gloria (PCLG) quedan proyectadas
en el campo A y su composición es indistinguible de aquellas biotitas cristalizadas en granitos metaluminosos
tipo A de Sierras Pampeanas; b) Diagrama F vs. [Fe2+/(Fe2++Mg)] para las biotitas proyectadas en
(a). Biotitas en granitos del plutón Cerro La Gloria (campo A) tienen altos valores de [Fe2+/(Fe2++Mg)]
≥ 0,83, con moderada a baja cantidad de F (0,43 a 0,14). Biotitas de granitos calcoalcalinos tienen bajos
valores de [Fe2+/(Fe2++Mg)] ≤ 0,61 y contenido de F moderado (promedio = 0,32) o por debajo del límite
de detección de la microsonda de electrones (dato en Cuadro 3). Abreviaturas: CGZ = Complejo granítico
Zapata, PSBb = Plutón San Blas borde, PSBc = Plutón San Blas centro, CGH = Complejo granítico Huaco,
PLA = Plutón Los Árboles. Datos a partir de Dahlquist et al. (2010) y Cuadro 3.
En particular,
las biotitas de la facies 1 (muestra
POT-118) poseen una composición que
se solapa con aquella de las biotitas cristalizadas
en rocas graníticas calcoalcalinas
de edad ordovícica inferior (magmatismo
famatiniano). Las biotitas del plutón Cerro
La Gloria poseen una química muy
diferente, y son proyectadas en el campo
de biotitas cristalizadas a partir de granitos
anorogénicos, al igual que las biotitas
cristalizadas en granitos metaluminosos
tipo A de Sierras Pampeanas (Fig. 5a).
El contenido de F en las biotitas del plutón
Potrerillos es bajo (Fig. 5b y Cuadro
3), con rangos que varían entre 0 a 0,40
% en peso (promedio=0,20 y 0,32 % en
peso para facies 1 y 2, respectivamente) y se parecen a aquellos valores publicados
para biotitas cristalizadas en granitos
calcoalcalinos del magmatismo famatiniano
(varían entre 0 a 0,37 % en peso;
promedio=0,18 % en peso, Dahlquist et
al. 2010). Estos valores contrastan en general
con aquellos informados para las
biotitas cristalizadas en los granitos tipo
A de Sierras Pampeanas cuyos valores varían
entre 0,14 a 1,43 % en peso (dato a
partir de Dahlquist et al. 2010), siendo dominantemente
elevados, arrojando un valor
promedio de 0,92 % en peso (Fig. 5b y Cuadro 3). En particular, el complejo
granítico Zapata como el plutón Cerro
La Gloria (ambos granitos tipo A) tienen
biotitas con valores de F (% en peso) más
bajos que el resto de las biotitas cristalizadas
en los granitos tipo A, con valores de
0,24 a 0,47 y 0,14 a 0,43, respectivamente
(datos en Alasino et al. 2012, Dahlquist et al. 2010). Sin embargo, como fue dicho,
la relación de FeOt/MgO es elevada, con
valores similares a aquellos registrados en
el resto de las biotitas cristalizadas en los
granitos metaluminosos tipo A de Sierras
Pampeanas (Fig. 5a). En este sentido,
la relación [Fe2+/(Fe2++Mg)] nos permite
discriminar las biotitas cristalizadas en
granitos metaluminosos tipo A de aquellas
cristalizadas en granitos metaluminosos
calcoalcalinos como se observa en la Fig. 5b (biotitas cristalizadas en granitos
calcoalcalinos no superan el valor 0,61 de
la relación [Fe2+/(Fe2++Mg)]). Notablemente,
la relación [Fe2+/(Fe2++Mg)] de la
facies 1 (POT-118) se solapa con aquella
composición de las biotitas cristalizadas en los granitos calcoalcalinos famatinianos
(Fig. 5b).
Química del anfíbol, magnesio hornblenda y ferro
edenita: La presencia de magnesio hornblenda,
presente en el plutón Potrerillos,
ha sido ampliamente reconocida en
granitos calcoalcalinos del arco famatiniano
(véase dato en Dahlquist 2001,
Dahlquist et al., 2005). Contrariamente, el
plutón Cerro La Gloria posee ferro edenita
(Alasino et al. 2012). En la clasificación
de Leake et al. (1997) esto implica un
enriquecimiento en álcalis con relación
a una magnesio hornblenda (magnesio
hornblenda ANa+AK<0,5 y ferro edenita
ANa+AK>0,5). Como es conocido, el
magmatismo tipo A (asociado a ambientes
de extensión, p. ej., Eby 1990, Bonin
1997) está enriquecido en álcalis (Whalen et al. 1987), y esto explicaría la presencia
de anfíboles enriquecidos en Na y K en el
plutón Cerro La Gloria.
Características geoquímicas distintivas
de los plutones Cerro La Gloria y
Potrerillos
Los datos completos de la geoquímica de
las rocas que conforman los plutones Cerro
La Gloria y Potrerillos fueron presentados
e incluidos en los trabajos de Alasino
et al. (2012) y Frigerio et al. (2012).
Aquí haremos una síntesis donde se marquen
los aspectos relevantes, y nos referiremos
brevemente a la geoquímica de las
muestras cuya química mineral se analizó
y discutió previamente en este trabajo.
También se establecen comparaciones
con otras rocas de composición calcoalcalina
y tipo A de Sierras Pampeanas.
Frigerio et al. (2012) indican que los datos
geoquímicos de las rocas que conforman
el plutón Potrerillos son calcoalcalinos
y poseen un amplio rango de composición
desde SiO2=53,5% a 68,9% en peso.
El patrón de REE de las rocas graníticas
del plutón Potrerillos (tanto para las
muestras de la facies 1 y 2 aquí analizadas
y las muestras G7 y G10 de Frigerio
et al. 2012) evidencian una pendiente relativamente
alta (LaN/YbN=13,4-25,4; promedio=
19,4), y anomalía de Eu moderada
a casi inexistente (EuN/Eu*N=0,74-1,09;
promedio=0,91, Fig. 4a, b y Cuadro 9). En este sentido, las rocas del plutón Potrerillos
poseen similares patrones de REE
que aquellas granodioritas y tonalitas calcoalcalinas
(unidad Granodiorita Chepes)
del magmatismo famatiniano (Fig.
6a, dato de Dahlquist et al. 2005), aunque
las primeras se hayan enriquecidas en
LREE. En particular, tienen gran similitud
en el patrón de REE con dos muestras
AMBI-28 (SiO2=60% en peso) y MIL-3
(SiO2=66% en peso), como se observa en
la (Fig. 6a).
Figura 6: Diagrama de REE
normalizadas a meteoritos
condritos (Nakamura, 1974 y
Boynton, 1984) para las rocas
de los plutones Potrerillos,
Cerro La Gloria y rocas graníticas
de edad ordovícica de la
sierra de Chepes y granitoides
tipo A de edad carbonífera
de Sierras Pampeanas orientales.
a) Las rocas graníticas
del plutón Potrerillos tienen
una composición similar a
aquella informada para otros
granitoides calcoalcalinos de
Sierras Pampeanas (granitos
famatinianos de sierra de
Chepes, dato de Dahlquist et al. 2005); b) las rocas graníticas
del plutón Cerro La Gloria
tienen una composición
similar a los granitos tipo A
metaluminosos de edad carbonífera
de Sierras Pampeanas
(dato de Dahlquist et al. 2010). Los datos del plutón
Cerro La Gloria son de Alasino et al. (2012).
Como fue notado por Alasino et al. (2012) el plutón Cerro La Gloria tiene una composición similar a aquella reportada por Dahlquist et al. (2010) para los granitos tipo A de edad carbonífera inferior de Sierras Pampeanas: i) composición monzogranítica, ii) metaluminosa, con un elevado valor del índice agpaítico (0,94), iii) bajo contenido de CaO (0,3-0,8% en peso), iv) alto valor de álcalis (8,0-8,7 % en peso), con predominancia de K2O sobre Na2O y v) un patrón de tierras raras plano o ligeramente enriquecido en LREE, con una marcada anomalía negativa de Eu (EuN/EuN*=0,13, véase Fig. 4b). En particular, la relación EuN/Eu*N (Cuadro 9 y Fig. 6a) evidencia que el rol de los feldespatos (fraccionamiento de feldespatos o feldespato en la fuente) fue relevante durante el proceso de cristalización del plutón Cerro La Gloria (como ha sido observado en los granitos tipo A de Sierras Pampeanas, Dahlquist et al. 2010), pero tuvo poca importancia en el plutón Potrerillos. La elevada relación Ga/Al es una característica distintiva de los granitos tipo A y ha permitido distinguir entre granitos tipo I calcoalcalinos y tipo A (Whalen et al. 1987). En el diagrama Ga vs. Ga/Al, el plutón Cerro La Gloria se diferencia claramente de los granitos calcoalcalinos que conforman el plutón Potrerillos, soportando las designaciones de granitos tipo A y calcoalcalinos, respectivamente (Fig. 7a). Debido al bajo contenido de CaO relativo al Al2O3 que tienen los granitos tipo A, estos elementos pueden ser usados en un diagrama para discriminar entre granitos calcoalcalinos y tipo A (Dahlquist et al. 2010). En la Fig. 7b se observa que los granitos del plutón Potrerillos comparten el campo que ocupan los granitos calcoalcalinos emplazados durante el Famatiniano, mientras que los granitos del plutón Cerro La Gloria son proyectados en el campo de los granitos tipo A de Sierras Pampeanas.
Figura 7: Diagramas Al2O3,
CaO y Ga mostrando la
composición de los granitos
estudiados que componen el
plutón Cerro La Gloria y Potrerillos
y los granitos carboníferos
tipo A de Sierras Pampeanas
(campo color naranja)
y calcoalcalinos del Ordovícico
de sierra de Chepes (campo
color verde). Estos últimos
aparecen como cuadrados individuales
en (b). Las rocas
calcoalcalinas famatinianas
tienen un rango de SiO2 desde
tonalitas (SiO2 = 60 en peso
%) a monzogranitos (SiO2
= 75 e n p eso %). Datos q uímicos
de los granitos calcoalcalinos
famatinianos y tipo A
metaluminosos de edad carbonífera
son a partir de Dahlquist
et al. (2005, 2010). El
valor límite del factor discriminante
10.000×Ga/Al para
granitos tipo A es de Whalen
et al. (1987). Las estrella celeste
y negra son promedios de
composiciones de granitos
tipo A (dato de Konopelko et
al. 2 007 y C happell y W hite
1992, respectivamente).
Roca fuente de los magmas graníticos
de los plutones Cerro La Gloria y Potrerillos
Los valores promedio de la relación LaN/
YbN presentan diferencias notables entre
las rocas graníticas de los plutones Potrerillos
y Cerro La Gloria. Las primeras
muestran valores relativamente elevados
(promedio, LaN/YbN=19,4, Cuadro 9)
mientras que las segundas valores relativamente
bajos (LaN/YbN=9,9, Cuadro 9).
Teniendo en cuenta que el granate tiene
un elevado coeficiente de partición para
las HREE (en particular para el Yb) y muy
bajo para las LREE, es probable la presencia
de granate en la región fuente para
las rocas del plutón Potrerillos, excluyendo
la posibilidad de granate en la fuente
para las rocas graníticas del plutón Cerro
La Gloria (véase Wilson 1989, Figs. 2 y 3).
Estos datos son consistentes con un origen
más profundo para el plutón Potrerillo
y mayor posibilidad de interactuar con
material juvenil. Esto es consistente con
los valores de εNdt (roca total, calculados a
una edad de 350 Ma, Frigerio et al. 2012)
que varían entre +3,0 a +5,4, mientras que
los valores de εNdt (roca total, calculados a
una edad de 353 Ma, Dahlquist et al. 2013)
para el plutón Cerro La Gloria varían entre
-0,5 y +1,6.
IMPLICANCIAS GEODINÁMICAS PARA EL CARBONÍFERO INFERIOR
Tradicionalmente, el magmatismo carbonífero de Cordillera Frontal y Sierras Pampeanas occidentales fue considerado parte de un arco magmático carbonífero (lo que podríamos denominar magmatismo gondwánico inferior siguiendo la definición de Llambías 1999 y Rapela y Llambías 1999), mientras que los grandes batolitos o plutones de las Sierras Pampeanas orientales, compuestos principalmente por granitos del Devónico a Carbonífero inferior, fueron relacionados a una etapa post-orogenia famatiniana, probablemente post-colisional. Así, estas rocas graníticas fueron consideradas como dos entidades independientes, siendo poco clara la relación entre ambos eventos magmáticos (véase Llambías 1999, página 349). Como fue referido, nuestro trabajo fue focalizado en una región singular que posee afloramientos de granitos cristalizados sincrónicamente, pero en ambientes geodinámicos diferentes, como lo indican los datos de química mineral y geoquímica de roca total aquí discutidos. Nuestros datos petrológicos, de química mineral y roca total indican que durante el Carbonífero inferior se desarrolló un arco magmático (parte del cual se preserva en las actuales Sierras Pampeanas occidentales y Cordillera Frontal; este trabajo, Gregori et al. 1996, Llambías 1999, Alasino et al. 2012) que fue sincrónico con el desarrollo de un magmatismo de retroarco desarrollado bajo un régimen extensional dominante, que aflora en las actuales Sierras Pampeanas orientales y Famatina (Dahlquist et al. 2010, Alasino et al. 2012, véase Fig. 1 de este trabajo). Así, cualquier escenario geodinámico que se postule para el Carbonífero inferior debe incluir la presencia de un arco magmático y magmatismo de retroarco.
CONCLUSIONES
La región comprendida entre el sector occidental
de Famatina y la sierra del Toro
Negro/Precordillera, constituye un área
relevante porque a lo largo de 45 km se
encuentra documentado la generación de
magmas en dos escenarios geodinámicos
diferentes, lo cual es relevante para establecer
un modelo geodinámico durante
el Carbonífero inferior.
El plutón Cerro La Gloria posee biotitas
con composiciones químicas de biotitas
cristalizadas en granitos tipo A, junto
con un anfíbol enriquecido en álcalis (ferro
edenita), como es propio de un magmatismo
anorogénico. Contrariamente,
la composición química de la biotita y anfíbol
(magnesio hornblenda) en el plutón
Potrerillos son similares a aquellas encontradas
en granitos calcoalcalinos.
La geoquímica de roca total es consistente
con la química mineral de los plutones
estudiados, típica de granitos tipo A y calcoalcalinos,
respectivamente. Los diagramas
de discriminación utilizados son
consistentes con los datos referidos.
La pendiente de las REE sugiere probable
granate en la región fuente para las
rocas del plutón Potrerillos y excluye la
posibilidad de granate en fuente para las
rocas graníticas del plutón Cerro La Gloria.
Esto es coherente con la mayor participación
de material juvenil en el plutón
Potrerillos. La marcada anomalía negativa
de Eu observada en el plutón Cerro
La Gloria, sugiere que los feldespatos habrían
jugado un rol relevante (como ocurre
con los granitos metaluminosos tipo
A de Sierras Pampeanas), ya sea fraccionándose,
o formando parte de la roca
fuente. Por el contrario, la muy poco marcada
anomalía de Eu observada en el plutón
Potrerillos sugiere que el proceso de
cristalización no tuvo las mismas características
que aquellas detalladas para el
plutón Cerro La Gloria.
Concluimos que un esquema geodinámico
que incluya la presencia de un arco
magmático y un magmatismo de retroarco
con régimen extensional dominante
de edad carbonífera inferior, es el más
adecuado para explicar el desarrollo del
magmatismo durante este tiempo.
AGRADECIMIENTOS
Esta investigación ha sido financiada por MINCyT Córdoba Res. 000121 y Proyecto 05/I685, SECyT, Universidad Nacional de Córdoba y PICT-2013 0226. Se agradece al Dr. Fernando Colombo la asistencia para obtener los análisis de química mineral usando la microsonda de electrones JEOL JXA-8230, Laboratorio de Microscopía Electrónica y Análisis de Rayos X de la UNC. Se agradece los comentarios de los revisores Dres. Juan Otamendi, Víctor Ramos y Pablo González, así como a la editora Dra. Vanesa Litvak, que mejoraron la calidad del manuscrito.
TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO
1. Abdel Rahman, A.M. 1994. Nature of biotites from alkaline, calc-alkaline, and peraluminous magmas. Journal of Petrology 35: 525- 541.
2. Alasino, P.H., Dahlquist, J.A., Pankhurst, R.J., Galindo, C., Casquet, C., Rapela, C.W., Larrovere, M., Fanning, C.M. 2012. Early Carboniferous sub- to mid-alkaline magmatism in the Eastern Sierras Pampeanas. NW Argentina: a record of crustal growth by the incorporation of mantle-derived material in an extensional setting. Gondwana Research 22: 992-1008.
3. Armstrong, J.T. 1988. Quantitative analysis of silicates and oxide minerals: Comparison of Monte- Carlo, ZAF and Phi-Rho-Z procedures. En: Newbury, D.E. (Ed.) Microbeam analysis. San Francisco Press, 239-246, California.
4. Bonin, B. 2007. A-type granites and related rocks: evolution of a concept, problems, and prospects. Lithos 97: 1-29.
5. Boynton, W.V. 1984. Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. En Henderson, P. (Ed.) Rare earth element geochemistry: pp. 63-114. Elsevier.
6. Casquet, C., Rapela, C.W., Pankhurst, R.J., Baldo, E.G., Galindo, C., Fanning, C.M. y Dahlquist, J.A. 2012. Fast sediment underplating and essentially coeval juvenile magmatism in the Ordovician margin of Gondwana, Western Sierras Pampeanas, Argentina. Gondwana Research 22: 664-673.
7. Chappell, B.W. y White, A.J.R. 1992. I- and S- type granites in the Lachlan Fold Belt. Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences 83: 1-26.
8. Collins, W.J. 2002. Hot orogens, tectonic switching, and creation of continental crust. Geology 30: 535-538.
9. Dahlquist, J.A. y Galindo, C. 2004. Geoquímica isotópica de los granitoides de la sierra de Chepes. Revista de la Asociación Geológica Argentina 59: 57-69.
10. Dahlquist, J.A., Rapela, C.W., Pankhurst, R.J., Baldo, E., Saavedra, J. y Alasino, P.H., 2005. Los granitoides de la sierra de Chepes y su comparación con granitoides paleozoicos de las Sierras Pampeanas: implicancias para el orógeno famatiniano. Geología de la provincia de La Rioja - Precámbrico-Paleozoico Inferior. En: Dahlquist, J.A., Baldo, E.G. y Alasino, P.H. (Eds.) Asociación Geológica Argentina, Serie D, Publicación Especial, 8: pp. 87-108.
11. Dahlquist, J.A., Pankhurst, R.J., Rapela, C.W., Casquet, C., Fanning, C.M., Alasino, P. y Baez, F.M. 2006. The San Blas Pluton: an example of Carboniferous plutonism in the Sierras Pampeanas, Argentina. Jorunal of South American Earth Sciences 20: 341-350.
12. Dahlquist, J.A., Alasino, P.H., Galindo, C., Pankhurst, R.J., Rapela, C.W., Saavedra, J., Casquet, C., Baldo, E. y González Casado, J. 2006b. Evolución magmática del granito Peñón Rosado, cerro Asperecito, flanco occidental de la Sierra de Famatina. Revista de la Asociación Geológica Argentina 61: 93-111.
13. Dahlquist, J.A., A lasino, P.H., Eby G.N., Galindo, C. y Casquet, C. 2010. Fault controlled Carboniferous A-type magmatism in the proto- Andean foreland (Sierras Pampeanas, Argentina): geochemical constraints and petrogenesis. Lithos 115: 65-81.
14. Dahlquist, J.A., Pankhurst, R.J., Gaschnig, R.M., Rapela, C.W., Casquet, C., Alasino, P.H., Galindo C. y Baldo, E.G. 2013. Hf and Nd isotopes in Early Ordovician to Early Carboniferous granites as monitors of crustal growth in the Proto-Andean margin of Gondwana. Gondwana Research 23: 1617-1630.
15. Dahlquist, J.A., Alasino, P.H. y Bello, C. 2014. Devonian F-rich peraluminous A-type magmatism in the proto-Andean foreland (Sierras Pampeanas, Argentina): geochemical constraints and petrogenesis from the westerncentral region of the Achala batholiths. Mineralogy and Petrology 108: 391-417.
16. de La Roche, H. 1992. Un homologue cationique du triangle Q-A-P (quartz-feldspath alcalin- plagioclase), figure majeure de la pétrologie des roches plutoniques. Comptes Rendus de l’Académie des Sciences, Série II 315: 1687- 1693. París.
17. Domeier, M. y Torsvik, T.H. 2014. Plate tectonics in the late Paleozoic. Geoscience Frontiers 5: 303-350.
18. Dorais, M., Lira, R., Chen, Y. y Tingey, D. 1997. Origin of biotite-apatite-rich enclaves, Achala Batholith, Argentina. Contributions to Mineralogy and Petrology 130: 31-46.
19. Ducea, M.N., Otamendi, J.E., Bergantz, G., Stair, K.M., Valencia, V.A. y Gehrels, G.E. 2010. Timing constraints on building an intermediate plutonic arc crustal section: UPb zircon geochronology of the Sierra Valle Fértil-La Huerta, Famatinian arc, Argentina. Tectonics 29 (TC4002): 21-22.
20. Eby, G.N. 1992. Chemical subdivision of the Atype granitoids: petrogenetic and tectonic implications. Geology 20: 641-644.
21. Frigerio, P.V., Cingolani, C.A. y Chemale, Jr., F. 2012. El granito Potrerillos de la Precordillera de Jagüé, La Rioja: caracterización petrológica, geoquímica y geocronológica. Serie de Correlación Geológica 28: 107-138.
22. Feng, S-J., Zaho, K-D., Ling, H.F., Chen, P-R., Chen, W-F., Sun, T., Jiang, S-Y. y Pu, W. 2014. Geochronology, elemental and Nd-Hf isotopic geochemistry of Devonian A-type granites in central Jiangxi, South China: Constraints on petrogenesis and post-collisional extension of the Wuyi-Yunkai orogeny. Lithos 206-207: 1-18.
23. Gregori, D.A., Fernández-Turiel, J.L., López- Soler, A. y Petford, N. 1996. Geochemistry of Upper Palaeozoic-Lower Triassic granitoids of the Central Frontal Cordillera (33°10′- 33°45′), Argentina. Journal of South American Earth Sciences 9: 141-151.
24. Grosse, P., Söllner, F., Baéz, M.A., Toselli, A.J., Rossi, J.N. y de la Rosa, J.D. 2009. Lower Carboniferous post-orogenic granites in centraleastern Sierra de Velasco, Sierras Pampeanas, Argentina: U-Pb monazite geochronology and Sr-Nd isotopes. International Journal of Earth Sciences 98: 1001-1025.
25. Johnson, D.M., Hooper, P.R., y Conrey, R.M. 1999. XRF analysis of rocks and minerals for major and trace elements on a single low dilution Litetraborate fused bead. Adv X-ray Anal 41: 843-867.
26. Konopelko, D., Biske, G., Seltmann, R., Eklund, O. y Belyatsky, B. 2007. Hercynian postcollisional A-type granites of the Kokshaal Range, Southern Tien Shan, Kyrgyzstan. Lithos 97: 140-160.
27. Llambias, E.J. y Sato, A.M. 1995. El batolito de Colangüil: transición entre orogénesis y anorogénesis. Revista de la Asociación Geológica Argentina 50: 111-131.
28. Llambías, E.J. 1999. Las rocas ígneas gondwánicas. 1. El magmatismo gondwánico durante el Paleozoico Superior-Triásico. En Caminos, R.N. (Ed.) Geología Argentina, Instituto de Geología y Recursos Minerales, Servicio Geológico Minero Argentino, Anales 29: 349- 363, Buenos Aires.
29. Leake, B.E., Woolley, A.R., Arps, C.E.S., Birch, W.D., Gilbert, M.C., Grice, J.D., Hawthorne, F.C., Kato, A., Kisch, H.J., Krivovichev, V.G., Linthout, K., Laird, J., Mandarino, J.A., Maresch, W.V., Nickel, E.H., Rock, N.M.S., Schumacher, J.C., Smith, D.C., Stephenson, N.C.N., Ungaretti, L., Whittaker, E.J.W. y Youzhi, G. 1997. Nomenclature of amphiboles: report of the Subcommittee on Amphiboles of the International Mineralogical Association, Commission on New Minerals and Mineral Names. The Canadian Mineralogist 35: 219-246.
30. Lister, G. y Forster, M., 2009. Tectonic mode switches and the nature of orogenesis. Lithos 113: 274-291.
31. Martina, F., Astini, R.A., Becker, T.P. y Thomas, W.A. 2005. Granitos grenvilianos milonitizadas en la faja de deformación de Jagüé, noroeste de La Rioja: 16th Congreso Geológico Argentino, Acta 4: 591-594.
32. Nakamura, N. 1974. Determination of REE, Ba, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta 38: 757-773.
33. Pankhurst, R.J., Rapela, C.W., Saavedra, J., Baldo, E.G., Dahlquist, J.A., Pascua, I. y Fanning, C.M. 1998. The Famatinian arc in the central Sierras Pampeanas: an Early to Mid- Ordovician continental arc on the Gondwana margin. In: Pankhurst R.J., Rapela C.W. (Eds.), The Proto-Andean Margin of Gondwana: Geological Society of London, Special Publication, 142: 343-367.
34. Pankhurst, R.J., Rapela, C.W., Fanning, C.M. 2000. Age and origin of coeval TTG, I-S-type granites in the Famatinian belt of NW Argentina. Transactions Royal Society of Edinburgh Earth Sciences 91: 151-168.
35. Pitcher, W.S. 1993. The Nature and Origin of Granite. Blackie Academic and Professional, 321 p., Glasgow and London.
36. Ramos, V.A., Jordan, T.E., Allmendinger, R.W., Mpodozis, C., Kay, S., Cortés, J.M. y Palma, M.A. 1986. Paleozoic terranes of the Central Argentine-Chilean Andes. Tectonics 5: 855- 880.
37. Rapela C.W., Pankhurst R.J., Casquet C., Baldo E., Saavedra J., Galindo C., Fanning M. (1998) The Pampean orogeny of the southern proto-Andes: Cambrian continental collision in the Sierras de Córdoba. En: Pankhurst R.J., Rapela, C.W. (Eds.) The Proto-Andean Margin of Gondwana. Geological Society of London, Special Publications 142: 181-217.
38. Rapela, C.W. y Llambías, E.J. 1999. El magmatismo Gondwánico y los ciclos Fanerozoicos. En Caminos, R.N. (Ed.) Geología Argentina, Instituto de Geología y Recursos Minerales, Servicio Geológico Minero Argentino, Anales 29: 373- 376, Buenos Aires.
39. Rapela, C.W., Pankhurst, R.J., Casquet, C., Fanning, C.M., Baldo, E.G., González-Casado J.M., Galindo, C., Dahlquist, J. 2007. The Río de la Plata craton and the assembly of SW Gondwana. Earth Sciences Review 83: 49-82.
40. Rapela, C.W., Pankhurst, R.J., Dahlquist, J.A., Baldo, E.G., Casquet, C. y Galindo, C. 2008a. Revisiting accretionary history and magma sources in the Southern Andes: time variation of “typical Andean granites”. 7° International Symposium on Andean Geodynamics, Extended Abstracts: 427-430, Nice.
41. Rapela, C.W., Baldo, E.G., Pankhurst, R.J. y Fanning, C.M. 2008b. The Devonian Achala batholith in the Sierras Pampeanas: F-rich aluminous A-type granites. 6º South American Symposium on Isotope Geology, Proceedings in CD-ROM, Paper 53, San Carlos de Bariloche.
42. Schwartz, J., Gromet, L. y Miro, R. 2008. Timing and duration of the calc-alkaline arc of the Pampean orogeny: Implications for the Late-Neoproterozoic to Cambrian evolution of Western Gondwana. Journal Geology 116: 39-61.
43. Siegesmund, S., Steenken, A., López de Luchi, M.G., Wemmer, K., Hoffmann, A. y Mosch, S. 2004. The Las Chacras-Potrerillos batholith (Pampean Ranges, Argentina): structural evidence, emplacement and timing of the intrusion. International Journal Earth Sciences 93: 23-43.
44. Sims, J.P., Ireland, T.R., Camacho, A., Lyons, P., Pieters, P.E., Skirrow, R.G. y Stuart-Smith, P.G. 1998. U-Pb, Th-Pb and Ar-Ar geochronology from the southern Sierras Pampeanas, Argentina: implications for the Palaeozoic tectonic evolution of thewestern Gondwana margin. In: Pankhurst, R.J. y Rapela, C.W. (Eds.), The Proto-Andean Margin of Gondwana: Geological Society, Special Publications, 142: 259-281, London.
45. Streckeisen, A. 1976. To each plutonic Rock its proper name. Earth Science Reviews 12: 1-33.
46. Stuart-Smith P.G., Miro, R., Sims, J.P., Pieters, P.E., Lyons, P., Camacho, A., Skirrow, R.G. y Black, L.P. 1999. Uranium-lead dating of felsic magmatic cycles in the southern Sierras Pampeanas, Argentina: implications for the tectonic development of the proto-Andean Gondwana margin. En: Ramos VA, Keppie J.D. (Eds.) Laurentia Gondwana connections before Pangea. Geological Society of America Special Publication 336: 87-114.
47. Whalen, J.B., Currie, K.L. y Chappell, B.W. 1987. A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis. Contribituion to Mineralogy and Petrology 95: 407-419.
48. Whitney, D.L. y Evans, B.W. 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95: 185-187.
49. Wilson, B.M., 1989. Igneous Petrogenesis. A Global Tectonic Approach. Unwin Hyman. 466 p., Londres.
50. Willner, A.P., Gerdes, A., Massonne, H.-J., Schmidt, A., Sudo, M., Thomson, S.N., y Vujovich, G. 2011. The geodynamics of collision of a microplate (Chilenia) in Devonian times deduced by the pressure-temperature-time evolution within part of a collisional belt (Guarguaraz Complex,W-Argentina). Contributions to Mineralogy and Petrology 162: 303-327.
Recibido: 30 de mayo, 2014
Aceptado: 20 de diciembre, 2014