Petrografía y geoquímica de la Basanita El Retamo: nueva evidencia del magmatismo triásico en la Sierra de Valle Fértil, provincia de San Juan

Abstract

Petrography and geochemistry of the El Retamo Basanite: new evidence of Triassic magmatism in Sierra de Valle Fértil, province of San Juan.

The El Retamo Basanite, located in the northern sector of Sierra de Valle Fértil, is a new evidence of alkaline volcanism related to the Triassic for this region. It is interpreted as the remnant of a lava flow overlying the crystalline basement of the Valle Fértil Complex, topographically elevated by the Andean tectonics. It has an almost aphyric to microporphyritic texture with pheno- and microphenocrysts of olivine, clinopyroxene, minor plagioclase and occasional nepheline set in a trachytic groundmass of similar composition. The different mineral phases show disequilibrium textures related to rapid ascent and/or rapid crystal growth. The rock includes quartz and plagioclase xenocrysts, xenoliths of basement rocks and small mafic enclaves of undetermined origin. Chemically, the rock is classified as basanite or alkaline basalt with normative Ne, Ol and Di. The trace element, including REEs, patterns indicate absence of negative Nb and Ta anomalies similar to OIB-type basalts of an asthenospheric mantle origin. The negative slope between REEs in chondrite-normalized diagrams as well as calculated ratios between trace elements (for example: (La/Yb)N =13,7-16,5; (Tb/Yb)N >2; (Gd/Yb)N >2,5; Ba/Nb ≈12), suggest the presence of residual garnet at the source and little or no crustal contamination. This new outcrop is, so far, the least differentiated in the Triassic alkaline volcanic suite described in the Sierra de Valle Fértil.

Full text

Petrografía y geoquímica de la Basanita El Retamo: nueva evidencia del magmatismo
triásico en la Sierra de Valle Fértil, provincia de San Juan
LOPEZ María Gimena1, CASTRO de MACHUCA Brígida1,2, FLORES Daniel1 ,MALISIA Carolina Inés3,
FUENTES María Gabriela1 y MULET Vicente1,2
1 Centro de Investigaciones de la Geósfera y Biósfera (CIGEOBIO), CONICET-UNSJ.
2 Instituto de Geología Dr. Emiliano Aparicio (INGEO), Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y
Naturales, Universidad Nacional de San Juan.
3 Secretaría de Energía e Hidrocarburo, Tierra del Fuego AIAS.
Mail: gime_lopez@yahoo.com.ar
Dirección Postal: Av. Ignacio de la Rosa (O) 590, CP 5400, Rivadavia, San Juan.
Teléfono: (0264) 4234129 int. 409
Nº total de páginas: 33
Nº total de Figuras: 7
Nº Total de Cuadros: 4
Encabezado sugerido: Nueva evidencia de magmatismo alcalino triásico
MANUSCRITO ACEPTADO

RESUMEN
La Basanita El Retamo, localizada en el sector norte de la Sierra de Valle Fértil, corresponde a
una nueva evidencia del vulcanismo alcalino de edad triásica para esta región. Es interpretada
como el remanente de una colada lávica que suprayace al basamento cristalino del Complejo
Valle Fértil, topográficamente elevada por la tectónica Andina. Tiene textura afírica a
microporfírica, con feno- y microfenocristales de olivino, clinopiroxeno, escasa plagioclasa y
ocasional nefelina, inmersos en una pasta traquítica de similar composición mineral. Las
diferentes fases minerales muestran texturas de desequilibrio relacionadas con un ascenso rápido
y/o a un rápido crecimiento cristalino. Presenta xenocristales de cuarzo y plagioclasa, además de
xenolitos de rocas del basamento y enclaves máficos de origen indeterminado. Químicamente se
clasifica la roca como una basanita o un basalto alcalino, con una composición normativa de Ne,
Ol y Di. Los patrones de elementos traza, incluidas las REE, evidencian ausencia de anomalía
negativa de Nb y Ta y una similitud con los basaltos tipo OIB, y un origen en el manto
astenosférico. La pendiente negativa entre las tierras raras identificada en los diagramas
normalizados al condrito, y relaciones calculadas entre elementos traza (por ejemplo (La/Yb)N
=13,7-16,5; (Tb/Yb)N >2; (Gd/Yb)N >2,5; Ba/Nb ≈12), sugieren presencia de granate residual en
la fuente y escasa a nula participación de contaminación cortical. Este nuevo afloramiento, es
hasta el momento, el menos diferenciado que se vincula petrográfica, química, temporal y
espacialmente a la suite volcánica alcalina de edad triásica descripta en la Sierra de Valle Fértil.
Palabras clave: magmatismo intraplaca, OIB, cristalización fraccionada, Triásico, Sierras
Pampeanas Occidentales.
MANUSCRITO ACEPTADO

ABSTRACT
Petrography and geochemistry of the El Retamo Basanite: new evidence of Triassic magmatism
in Sierra de Valle Fértil, province of San Juan.
The El Retamo Basanite, located in the northern sector of Sierra de Valle Fértil, is a new
evidence of alkaline volcanism related to the Triassic for this region. It is interpreted as the
remnant of a lava flow overlying the crystalline basement of the Valle Fértil Complex,
topographically elevated by the Andean tectonics. It has an almost aphyric to microporphyritic
texture with pheno- and microphenocrysts of olivine, clinopyroxene, minor plagioclase and
occasional nepheline set in a trachytic groundmass of similar composition. The different mineral
phases show disequilibrium textures related to rapid ascent and/or rapid crystal growth. The rock
includes quartz and plagioclase xenocrysts, xenoliths of basement rocks and small mafic enclaves
of undetermined origin. Chemically, the rock is classified as basanite or alkaline basalt with
normative Ne, Ol and Di. The trace element, including REEs, patterns indicate absence of
negative Nb and Ta anomalies similar to OIB-type basalts of an asthenospheric mantle origin.
The negative slope between REEs in chondrite-normalized diagrams as well as calculated ratios
between trace elements (for example: (La/Yb)N =13,7-16,5; (Tb/Yb)N >2; (Gd/Yb)N >2,5; Ba/Nb
≈12), suggest the presence of residual garnet at the source and little or no crustal contamination.
This new outcrop is, so far, the least differentiated in the Triassic alkaline volcanic suite
described in the Sierra de Valle Fértil.
Keywords: within-plate magmatism, OIB, fractional crystallization, Triassic, Western Sierras
Pampeanas.
MANUSCRITO ACEPTADO

INTRODUCCIÓN
Entre el Pérmico y el Jurásico, la actividad tectonomagmática en el oeste de Gondwana estuvo
vinculada a la consolidación y desmembramiento de dicho continente y posterior formación de
Sudamérica (Llambías et al. 2007). El magmatismo en el margen suroeste de Gondwana se
desarrolló en un entorno tectónico que evolucionó de un arco magmático producto de la
subducción del Carbonífero superior - Pérmico (Provincia Magmática Choiyoi) al posterior
magmatismo post-orogénico del Triásico inferior (Llambías y Sato 1995, Llambías 1999). A
partir del Triásico se instauró una etapa de rift que adelgazó la corteza (Llambías et al. 2007). De
esta manera, se configuraron en el antepaís numerosos grábenes y hemigrábenes que generaron
depocentros continentales (Charrier 1979, Uliana et al. 1989), tales como las cuencas de
Ischigualasto-Villa Unión (provincias de San Juan y La Rioja) o Mayares-Las Salinas-Beazley
(provincias de San Juan y San Luis), entre otras. Dichos depocentros estuvieron controlados por
la reactivación de debilidades corticales a lo largo de los bordes de terrenos previamente
amalgamados (Ramos et al. 1986), con desarrollo de fracturas profundas (Llambías 1999, Ramos
et al. 2002) que facilitaron el ascenso de magmas mantélicos a altas temperaturas (Allen y Allen
1990).
En este contexto geotectónico del Triásico, se emplazaron en la Sierra de Valle Fértil (Sierras
Pampeanas Occidentales, provincia de San Juan) diversas manifestaciones magmáticas,
originalmente mencionadas por Mirré (1976). Este autor describió afloramientos aislados y de
reducidas dimensiones de una amplia variedad de rocas volcánicas de naturaleza alcalina, que
intruyen o suprayacen al basamento ígneo-metamórfico del Complejo Valle Fértil (Cuerda et al.
1984). Mirré (1976) también agrupó las litologías como parte de una asociación continental no
orogénica de edad triásica incierta, que según su clasificación, comprendía desde basaltos
olivínicos, basaltos alcalinos, traquibasaltos, fonolitas, traquitas hasta riolitas sódicas. Asimismo,
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situó a las litologías máficas en el interior de la depresión del Potrero-Estancia Quiroga o sobre el
borde oriental de la sierra, mientras que las litologías más diferenciadas fueron ubicadas en el
interior de la sierra.
En la porción norte de la sierra y sobre el margen sur de la quebrada El Retamo, a los
30°19'17,66"S - 67°45'41,47"O (Figura 1) y a unos de 250 m de altura sobre el nivel del cauce, se
encuentra un afloramiento no mencionado previamente en la bibliografía geológica, al que se
denominó Basanita El Retamo (nov. nom). El objetivo del presente trabajo es dar a conocer las
características petrográficas y geoquímicas de dicho afloramiento y su vinculación con las rocas
coetáneas, como aporte al conocimiento de la actividad magmática acaecida en la región durante
el Triásico.
Figura 1. Ubicación del área de estudio. a) Imagen satelital falso color realizada con GMT (The
Generic Mapping Tools), con combinaciones de bandas RGB que abarca el área de Sierras
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Pampeanas Occidentales y Precordillera, las sierras de Valle Fértil-La Huerta y Pie de Palo. En el
rectángulo se observa el área de estudio. Las líneas de trazo intermitentes corresponden a los
lineamientos principales mencionados por Mirré (1976). b) Mapa de detalle del área de estudio
con DEM Alos Palsar de 12,5 m obtenido de la página Alaska Satellite Facility
(www.asf.alaska.edu).
MARCO GEOLÓGICO
Las sierras de Valle Fértil-La Huerta corresponden a un bloque de basamento cristalino limitado
por fallas y levantado en el borde occidental por la megafractura Valle Fértil, reactivada por la
orogenia Andina (Jordan y Allmendinger 1986).
El basamento, denominado Complejo Valle Fértil (Cuerda et al. 1984), está constituido por rocas
ígneas y metamórficas cuya composición abarca desde rocas ultrabásicas hasta granitos
(Vujovich et al. 2007). Otamendi et al. (2009 y 2012) y Tibaldi et al. (2016) han diferenciado en
el Complejo Valle Fértil cinco unidades litoestratigráficas de naturaleza ígnea y metamórfica
basados en su petrografía denominadas máfica, intermedia, transicional, silícica y supracortical.
Las unidades ígneas, dispuestas de oeste a este, muestran una evolución litológica progresiva
desde términos básicos a ácidos. La unidad supracortical, mientras tanto, está caracterizada por
gneises y migmatitas que se distribuyen como reducidos afloramientos intercalados entre las
unidades ígneas (Tibaldi et al. 2016). Numerosas edades radimétricas confirman que el pico del
metamorfismo se alcanzó en el Ordovícico medio (≈ 470 Ma), durante la orogenia Famatiniana
(Ducea et al. 2010, Cristofolini et al. 2010 y 2012).
Limarino et al. (2008) sugirieron, a partir de un registro geocronológico relativo limitado, que el
área habría estado sujeta a largos periodos de erosión, durante un lapso incierto entre el
Mesozoico y el Paleógeno. Durante el Neógeno, la colisión de la dorsal Juan Fernández generó
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una disminución del ángulo de subducción de la placa de Nazca (Bense et al. 2013), lo que
promovió un régimen compresivo y la consecuente exhumación y elevación de cadenas
montañosas (por ejemplo Dávila y Carter 2013). Como consecuencia de la orogenia Andina, se
reactivaron e invirtieron las principales discontinuidades corticales del Proterozoico tardío-
Paleozoico temprano y fallas extensionales del Mesozoico (Bense et al. 2013).
Trabajos recientes de Bense et al. (2013) y Ortíz et al. (2015), en los cuales se aplicó el método
de termocronología de baja temperatura en apatito y zircón, revelan una historia de exhumación
compleja para la Sierra de Valle Fértil. Las edades obtenidas en muestras de la sierra evidencian
edades progresivamente más jóvenes de norte a sur, que varían desde el Carbonífero temprano al
Triásico temprano (Bense et al. 2013). Desde el Jurásico al Cretácico tardío la tasa de
exhumación fue menor, relacionada con las bajas tasas de erosión durante un período de
tranquilidad tectónica. Fosdick et al. (2015) estimaron que el último periodo de exhumación para
la Sierra de Valle Fértil fue en el Mioceno-Plioceno (5,8 ± 0,8 Ma y 3,8 ± 0,5 Ma), en tanto Ortíz
et al. (2015), sugirieron una edad pliocena (≈ 5 Ma), relacionada con la migración de la
deformación durante la horizontalización de la placa de Nazca por debajo de la placa
Sudamericana.
METODOLOGÍA
El relevamiento geológico y muestreo de la Basanita El Retamo se llevó a cabo durante dos
campañas a terreno. Para el estudio petrográfico se confeccionaron quince secciones delgadas que
fueron analizadas con microscopio de polarización. En función del análisis microscópico, se
seleccionaron cinco muestras para análisis geoquímico de roca total que fueron enviadas a los
laboratorios ALS Chemex (Perú). Los óxidos mayoritarios y minoritarios se determinaron
mediante el método de Espectrometría de Emisión Atómica con Plasma Acoplado
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Inductivamente (ICP-AES); mientras que para los elementos trazas y tierras raras (REE) se utilizó
el método de Espectrometría de Masas con Plasma Acoplado Inductivamente (ICP-MS). La
precisión analítica fue de 0,01 % para Al2O3, CaO, Fe2O3t, MgO y SiO2, 0,001 % para BaO,
Cr2O3, K2O, MnO, Na2O, P2O5 y SrO. Para los elementos traza y REE, la precisión del análisis
fue 5 ppm (V), 2 ppm (Mo, Zr), 1 ppm (W), 0,5 ppm (Ba, Ce, Co, La, Tl, Y), 0,2 ppm (Hf, Nb,
Rb), 0,1 ppm (Ga, Nd, Sr, Ta), 0,05 ppm (Dy, Gd, Th, U), 0,03 ppm (Er, Eu, Pr, Sm, Yb) y 0,01
ppm (Cs, Ho, Lu, Tb, Tm). El procesamiento de los datos geoquímicos fue con el programa Igpet
2014, mientras que las normas CIPW se realizaron con las planillas de cálculo de Hollocher
(2004), con la proporción de Fe2O3/FeO= 0,15 según Brooks (1976).
RELACIONES DE CAMPO
La Basanita El Retamo (Figura 1b) consiste en un único afloramiento fuertemente diaclasado y
vegetado, que suprayace al basamento cristalino en un sector topográficamente elevado (Figura
2a). Abarca un área de 590 m2 y tiene ≈ 8 m de espesor expuesto y es interpretado como el
remanente de una colada lávica de carácter macizo.
La roca subyacente corresponde a un granitoide meteorizado y alterado. El contacto entre ambas
litologías se encuentra cubierto por material de derrubio procedente de la roca volcánica.
La basanita presenta color gris oscuro y textura afírica a levemente porfírica por sectores. En la
sección inferior de la colada se observan escasas líneas de flujo resaltadas por la meteorización.
Son frecuentes los xenolitos pertenecientes a rocas del basamento de hasta 4 cm, con morfología
irregular y sin rasgos de interacción con la roca hospedante. También se identificaron
xenocristales de plagioclasa de hasta 2 cm (Figura 2b) y enclaves máficos de hasta 5 cm de
diámetro sin evidencias de reacción con la litología hospedante (Figura 2c).
MANUSCRITO ACEPTADO

En la parte inferior de la colada se observan vesículas elongadas de ≈ 1 cm promedio (hasta 8
cm), mientras que hacia el sector medio y techo las vesículas son redondeadas y con tamaños <1
mm. Las primeras están rellenas por minerales de hábito fibroso y disposición radial, de colores
blanco y rosado pálido pertenecientes al grupo de las zeolitas. En el contacto entre las amígdalas
y la basanita se desarrolla un halo de alteración de hasta 1 cm de espesor (Figura 2d).
Figura 2. a) Basanita El Retamo. Se aprecia la posición topográficamente elevada, el
diaclasamiento y la abundante vegetación. b) Xenocristales de plagioclasa (<2 cm). c) Enclave
máfico subredondeado de 5 cm. d) Cavidad rellena con mineral fibroso de color blanco del grupo
de las zeolitas. Se destaca el halo de alteración en contacto con la basanita.
MANUSCRITO ACEPTADO

PETROGRAFÍA
Se diferenció a la población de cristales en fenocristales (0,8-1,5 mm), microfenocristales (0,2-
0,6 mm) y componentes de la pasta (< 0,02 mm). La Basanita El Retamo tiene textura afírica a
microporfírica, con ≈ 10-15% de cristales de olivino, clinopiroxeno y escasa plagioclasa inmersos
en una pasta traquítica de similar composición mineral (Figura 3a). Todos los cristales se orientan
acompañando la fluidalidad de la pasta.
El olivino es la fase máfica modal dominante, siendo abundante la fracción microfenocristal. Los
fenocristales tienen morfología subhedral a euhedral, son incoloros y carecen de pleocroísmo o
bien presentan pleocroísmo muy leve. Son comunes los cristales engolfados y los individuos de
hábito esqueletal (Figura 3b); en algunos casos se aprecia una zonación óptica débil. Con
frecuencia, los núcleos están microfracturados y alterados a agregados de filosilicatos verdes
(saponita) y, más raramente, a iddingsita. Es frecuente la inclusión de pequeños minerales del
grupo de las espinelas y/u opacos. Los microfenocristales de olivino son en su mayoría
euhedrales y están alterados totalmente a agregados indeterminados de filosilicatos verdes a
pardos (saponita).
Los cristales de clinopiroxeno tienen forma anhedral y bordes engolfados. El clinopiroxeno
carece de pleocroísmo o es débilmente pleocroico al amarillo verdoso y/o rosado; en raras
ocasiones presenta macla de dos individuos o polisintética. Es característica en todo el cristal, la
textura cribada o esponjosa (Figura 3c). Muchos cristales poseen zonación en algunos casos en
parches o reloj de arena. Algunos fenocristales y cristales de mayor tamaño (≈1 cm) suelen
presentar núcleos límpidos y son frecuentes las inclusiones de minerales del grupo de las
espinelas, opacos, olivino o material de la pasta y ocasional textura Schiller relictica (Figura 3d).
La plagioclasa se encuentra sólo como microfenocristal anhedral a subhedral, zonados, y con
maclado polisintético según ley de albita (Figura 3e) o periclino. Algunos cristales de plagioclasa
MANUSCRITO ACEPTADO

están reabsorbidos casi por completo lo que les otorga un hábito fantasma (“ghost texture”)
(Figura 3f). En escasa cantidad, se identificaron microfenocristales de nefelina con morfología
anhedral a euhedral.
Entre los minerales accesorios se encuentran apatito, cristales anhedrales del grupo de la espinela
de color pardo o verde oliva con bordes engolfados, kaersutita y perovskita. Aunque poco
frecuente, se identificó analcima en contacto con los microfenocristales de nefelina y como
parches intersticiales.
La pasta (≈ 90% del volumen total de la roca) tiene grano muy fino (< 0,02 mm) y textura
traquítica y por sectores intersertal con vidrio fresco. Está constituida por pequeñas tablillas de
plagioclasa y, en menor medida, olivino, clinopiroxeno, minerales opacos y escasa biotita. Las
tablillas de plagioclasa se encuentran zonadas, con macla de Carlsbad y/o polisintética según la
ley de albita, ocasionalmente con textura en cola de golondrina (“swallow tail texture”). El
olivino está alterado totalmente a un agregado de filosilicatos verdes (saponita) y más raramente
a iddingsita. El clinopiroxeno tiene pleocroísmo suave al rosado, lo que indicaría un componente
de augita titanífera.
Las vesículas ocupan ≈ 2% del volumen total de la roca y, en caso de estar rellenas, el material de
relleno corresponde a calcita o minerales del grupo de las zeolitas, con hábito fibroso y colores de
interferencias de primer orden.
Excepcionalmente, en la basanita se desarrolla textura ocelar. Los ocelos presentan formas
subcirculares a elongadas, con tamaños de ≈ 0,2 mm. Tienen estructura zonal, ya que en los
bordes se dispone clinopiroxeno y hacia el interior hay principalmente plagioclasa, zeolita,
calcita, clinopiroxeno verde, escasa biotita, kaersutita y apatito (Figura 4a).
MANUSCRITO ACEPTADO

Figura 3. Fotomicrografías de la Basanita El Retamo con nicoles cruzados. a) Textura
microporfírica y pasta traquítica. b) Fenocristal de olivino con textura esqueletal y
microfracturación. c) Microfenocristal subhedral de clinopiroxeno con zonación óptica, textura
cribada y bordes engolfados. d) Detalle de un fenocristal subhedral de clinopiroxeno de gran
tamaño (≈0,8 cm) con textura cribada, bordes engolfados, inclusiones de espinelo, olivino y
parches relícticos con textura tipo Schiller. e) Microfenocristal subhedral de plagioclasa con
maclado polisintético. f) Microfenocristales anhedrales de plagioclasa con textura cribada y
maclado polisintético intensamente reabsorbidos (“ghost texture”). Abreviaturas minerales según
Whitney y Evans (2010).
Enclaves máficos
Los enclaves máficos están compuestos por cristales de clinopiroxeno, olivino y minerales del
grupo de las espinelas, cuyos tamaños varían entre 0,5-2,5 mm. Tienen textura granular con
bordes cribados en los contactos intergranulares (Figura 4b). De acuerdo al análisis modal y
MANUSCRITO ACEPTADO

clasificación de rocas ultramáficas según IUGS (Streckeisen 1973), los enclaves se corresponden
con una clinopiroxenita olivínica.
Xenocristales
Un rasgo característico de esta roca es la presencia de xenocristales de cuarzo y plagioclasa. Los
xenocristales de cuarzo son escasos, anhedrales y de tamaños < 2 mm, tienen extinción ondulante
y son ricos en inclusiones fluidas. Rodeándolos se dispone un agregado fino de minerales
fibrosos indeterminados y más externamente una delgada corona de reacción de clinopiroxeno
acicular con disposición radial (Figura 4c).
Los xenocristales de plagioclasa son relativamente comunes y de tamaño ≤ 2cm, dimensiones que
permiten distinguirlos claramente de los microfenocristales típicamente magmáticos que forman
parte de la moda de la roca. Tienen forma anhedral con maclas polisintéticas de tipo
deformacional (en cuña, discontinuas); algunos están seccionados por microfracturas rellenas por
calcita que dislocan a los cristales y desplazan las maclas (Figura 4d). Los xenocristales de
plagioclasa están rodeados por un halo de vidrio de 0,1 a 0,7 mm de espesor con incipiente pasaje
a analcima y/o palagonita y, más externamente, en contacto con la pasta por una corona
discontinua de clinopiroxeno acicular de 0,05 mm de espesor (Figura 4e).
En ocasiones se aprecia textura Schiller relíctica de un mineral no determinado (Figura 4f).
MANUSCRITO ACEPTADO

Figura 4. Fotomicrografías de la Basanita El Retamo con nicoles cruzados. a) Detalle de un
ocelo compuesto por clinopiroxeno en los bordes e internamente por plagioclasa, zeolita? y
piroxeno verde. b) Enclave máfico con textura granular. c) Xenocristal de cuarzo con extinción
ondulante rodeado por una corona de clinopiroxeno con disposición radial. d) Xenocristal de
plagioclasa con borde de reacción y maclado polisintético discontinuo dislocado por
microfracturas. e) Detalle del rectángulo rojo de la figura 4c, donde se aprecia el borde de
reacción con corona de vidrio parcialmente alterado hacia el xenocristal y corona de
clinopiroxeno en contacto con la basanita. f) Fenocristal de clinopiroxeno cribado (izquierda) en
contacto con mineral no determinado con textura relíctica tipo Schiller. Abreviaturas minerales
según Whitney y Evans (2010).
GEOQUÍMICA DE ROCA TOTAL
Los análisis químicos de óxidos mayoritarios se exponen en el Cuadro 1 y los de elementos traza
y tierras raras en el Cuadro 2. Las rocas analizadas tienen valores de pérdida por ignición (LOI:
loss on ignition) < 1,86%, excepto la muestra BER con un valor de 2,4% (Cuadro 1). Los
MANUSCRITO ACEPTADO

contenidos de SiO2 varían entre 46,51-47,12%, Al2O3 15,98-16,42%, MgO 6,34-7,38%, Fe2O3t
10,04-10,62%; CaO 6,84-7,78% y TiO2 2,77-3,01%. El número de magnesio
[Mg#=(Mg/Mg+Fe); en proporción catiónica] se encuentra comprendido entre 0,55 y 0,58.
BER1
BER2
BER3
BER4
BER
SiO2
46,92
47,12
46,56
47,30
46,51
TiO2
2,91
2,88
2,93
2,77
3,01
Al2O3
16,10
15,98
16,04
16,42
16,02
MgO
7,38
7,31
7,13
6,34
7,32
MnO
0,15
0,16
0,15
0,15
0,16
Fe2O3t
10,52
10,48
10,49
10,04
10,62
CaO
7,55
7,60
7,27
6,84
7,78
Na2O
4,70
5,07
4,54
5,02
4,90
K2O
1,92
1,72
2,30
2,28
1,74
P2O5
0,55
0,55
0,55
0,60
0,53
Cr2O3
0,05
0,04
0,03
0,02
0,03
BaO
0,07
0,07
0,07
0,08
0,05
SrO
0,10
0,10
0,10
0,10
0,11
LOI
1,84
1,74
1,76
1,86
2,40
Total
100,95
101,00
100,05
99,96
101,35
Mg#
0,58
0,58
0,57
0,56
0,58
Cuadro 1. Análisis químicos de óxidos mayoritarios expresados en porcentaje en peso y cálculo
de Mg#=(Mg/(Fe+Mg)), en proporción catiónica de la Basanita El Retamo.
La sumatoria de los álcalis (Na2O+K2O) oscila entre 6,62-7,3 %, con un valor de Na2O > 4,7 %,
coincidente con la serie sódica de Middlemost (1975). La figura 5a muestra el diagrama SiO2 vs.
Na2O+K2O de Le Maitre et al. (1989) normalizado en base anhidra, donde las muestras
estudiadas se proyectan en el campo de las tefritas y basanitas, coincidiendo con rocas de
naturaleza alcalina según Irvine y Baragar (1971). En el diagrama de elementos inmóviles Nb/Y
vs. Zr/Ti (Pearce 1996, modificado de Winchester y Floyd 1977) las muestras se agrupan como
basaltos alcalinos (Figura 5b).
MANUSCRITO ACEPTADO

BER1
BER2
BER3
BER4
BER
Ba
556
563
604
650
608
Ce
60,20
62,70
67,30
73,30
63
Cr
230
240
250
180
250
Cs
0,57
0,61
0,56
0,58
0,59
Dy
4,17
4,03
4,28
3,96
3,93
Er
1,91
1,72
1,92
2
1,92
Eu
1,78
1,89
1,95
1,97
1,97
Ga
21,20
21,90
22,40
22,30
21,90
Gd
5,09
4,92
5,56
5,46
5,41
Hf
5,80
6,00
6,20
6,80
6,20
Ho
0,78
0,71
0,75
0,79
0,84
La
30,10
31,00
33,30
36
31,40
Lu
0,19
0,25
0,24
0,24
0,27
Nb
48,90
49,40
52,50
53,90
53,10
Nd
28,10
29,30
30,70
32,70
30,10
Pr
6,94
7,37
7,65
8,45
7,41
Rb
48,60
48,70
38,50
31,40
15,80
Sm
5,24
6,01
5,95
5,83
6
Sr
827
830
926
879
861
Ta
3,00
3,00
3,30
3,50
3,20
Tb
0,73
0,74
0,81
0,78
0,83
Th
3,38
3,37
3,43
3,93
3,42
Tm
0,26
0,27
0,26
0,29
0,28
U
1,30
1,34
1,26
1,45
1,28
V
224
231
238
215
240
Y
18,70
19,00
20,00
19,50
19,00
Yb
1,55
1,62
1,45
1,72
1,59
Zr
256
292
270
274
255
Cuadro 2. Análisis químicos de elementos traza y tierras raras expresados en partes por millón
(ppm).
MANUSCRITO ACEPTADO

Figura 5. a) Diagrama de clasificación de rocas SiO2 vs. Na2O+K2O (Le Maitre et al. 1989)
normalizado en base anhidra. La línea de trazos color gris corresponde a la curva de Irvine y
Baragar (1971), que separa los campos alcalino y subalcalino. b) Diagrama de clasificación Nb/Y
vs. Zr/Ti según Pearce (1996, modificado de Winchester y Floyd 1977). c) Diagrama de
discriminación de ambiente Nb/Y vs. Ti/Y (Pearce 1982). d) Diagrama triangular La/10-Y/15-
Nb/8 para discriminación de ambiente (Cabanis y Lecolle 1986).
Las normas CIPW (Cuadro 3) se calcularon con las planillas de Hollocher (2004), las mismas
fueron normalizadas y se utilizó la proporción de Fe2O3/FeO= 0,15 según criterio de Brooks
(1976). Los cálculos indican una composición normativa de Ne: 10,02-11,27%; Ol: 13,82-
MANUSCRITO ACEPTADO

15,26%, y Di: 12,45-15,47%. En función del contenido de olivino normativo (>10%), la roca
coincide con una basanita según la clasificación de Le Maitre et al. (1989).
Los diagramas de discriminación de ambiente geotectónico de Pearce (1982) y Cabanis y Lecolle
(1986), y los valores de la relación Zr/Hf= 40,29-48,66 comprendidos en el rango de valores
Zr/Hf= 38-87 establecido por Dupuy et al. (1992) para diferentes basaltos de intraplaca,
confirman el emplazamiento de la Basanita El Retamo en un ambiente de intraplaca continental.
BER1
BER2
BER3
BER4
BER
or
11,58
10,4
14,01
13,89
10,4
an
17,53
16,09
17,08
16,03
16,77
ab
22,19
22,93
20,51
23,92
23,33
ne
10,02
11,27
10,34
10,78
10,14
di
14,14
15,47
13,57
12,45
15,52
ol
15,26
14,63
15,1
13,82
14,47
mt
2,33
2,32
2,34
2,25
2,33
il
5,66
5,58
5,74
5,43
5,79
ap
1,3
1,3
1,32
1,44
1,25
Cuadro 3. Cálculo normalizado de las normas CIPW realizadas con planillas de Hollocher
(2004), expresadas en porcentaje en peso, con proporción Fe2O3/FeO= 0,15 según Brooks (1976).
La figura 6a muestra el patrón de comportamiento de las tierras raras (REE: rare earth elements)
normalizadas al condrito según Sun y McDonough (1989). Todos los elementos están
enriquecidos respecto del valor del condrito, entre 25 a 130 veces para las tierras raras livianas
(LREEs) y entre 7 a 20 veces para las tierras raras pesadas (HREEs). La marcada diferencia de
enriquecimiento relativo de las REE resulta en una pendiente negativa con una relación
(La/Yb)N= 13,73-16,47; mientras que la pendiente para las LREEs es de (La/Sm)N= 3,33-3,99 y
para las HREEs de (Gd/Yb)N= 2,51-3,17.
MANUSCRITO ACEPTADO

La figura 6b muestra la distribución de multielementos normalizados al manto primitivo según
Sun y McDonough (1989). A modo de comparación se agregaron en las figuras los valores del
patrón de basaltos de islas oceánicas (OIB: Ocean Island Basalt) según Sun y McDonough
(1989). Se aprecia un paralelismo en el diseño de distribución de los elementos entre los basaltos
tipo OIB y la basanita. Por su parte, los cálculos de las relaciones Nb/U= 36,85-41,66 y Nb/Ta=
15,4-16,46 se encuentran comprendidos en los rangos propuestos para magmas OIB derivados del
manto con Nb/U≈ 47±10 (Hofmann et al. 1986) y Nb/Ta= 14,6-17,6 (Pfänder et al. 2007). La
ausencia de anomalía negativa de Nb y Ta refuerza el carácter alcalino de la litología bajo
estudio.
Figura 6. a) Diagramas de elementos de tierras raras normalizadas al condrito de Sun y
McDonough (1989). b) Diagrama multielemental normalizado al manto primitivo según Sun y
McDonough (1989). A modo de comparación se incorpora el patrón de OIB de Sun y
McDonough (1989) en las figuras.
Para identificar la fuente de origen del magma y procesos de contaminación/asimilación, se
utilizaron diversas relaciones entre elementos traza tales como: Lu/Hf≈ 0,03; Nb/La= 1,50-1,69;
MANUSCRITO ACEPTADO

(Tb/Yb)N= 2,09-2,56; (Dy/Yb)N= 1,54-1,98; Ba/Nb= 11,37-12,06; Sr/P= 0,34-0,39; La/Nb= 0,59-
0,67; entre otras (Cuadro 4).
BER1
BER2
BER3
BER4
BER
Zr/Hf
44,14
48,67
43,55
40,29
41,13
La/Nb
0,62
0,63
0,63
0,67
0,59
Ba/Nb
11,37
11,40
11,50
12,06
11,45
Sr/P
0,34
0,35
0,39
0,34
0,37
Nb/La
1,62
1,59
1,58
1,50
1,69
Lu/Hf
0,03
0,04
0,04
0,04
0,04
(La/Yb)N
13,93
13,73
16,47
15,01
14,17
(La/Sm)N
3,71
3,33
3,61
3,99
3,38
(Sm/Yb)N
3,76
4,12
4,56
3,77
4,19
(Dy/Yb)N
1,80
1,66
1,98
1,54
1,65
(Gd/Yb)N
2,72
2,51
3,17
2,63
2,81
(Tb/Yb)N
2,15
2,09
2,55
2,07
2,38
Cuadro 4. Cálculo de relaciones entre elementos traza. Las relaciones que están normalizadas es
con referencia al condrito de Sun y McDonough (1989), excepto (Tb/Yb) que está normalizada al
manto primitivo de Sun y McDonough (1989).
DISCUSIÓN
Relaciones de campo
Mirré (1976) sitúa la totalidad de afloramientos basálticos por él reconocidos en el interior de la
depresión del Potrero-Estancia Quiroga y sobre el borde oriental de la sierra. Las litologías más
diferenciadas (fonolitas, traquitas y riolitas), en cambio, las ubicó en el interior de la sierra y, por
lo general, en sectores elevados. A diferencia de lo anterior, la Basanita El Retamo se localiza en
el interior de la sierra y en un punto topográficamente elevado, como consecuencia de los
procesos de exhumación y alzamiento ocurridos en la Sierra de Valle Fértil. Si bien no se cuenta
con edad absoluta de la basanita, se asume por analogía con otros afloramientos de la misma suite
MANUSCRITO ACEPTADO

volcánica alcalina (Lopez 2019; Castro de Machuca et al. 2019) una edad triásica media como la
establecida para el Basalto de Usno 238,1±0,4 Ma método Ar/Ar en roca total (Lopez et al.
2015). Trabajos realizados en la Sierra de Valle Fértil con termocronología de baja temperatura
en apatito y zircón para la obtención de edades de exhumación en el basamento (Bense et al.
2013 y Ortíz et al. 2015), han demostrado que la sierra tuvo varios episodios de alzamiento,
siendo el más antiguo documentado en el Carbonífero temprano y el último durante el Mioceno-
Plioceno (5,8±0,8 Ma a 3,8±0,5 Ma). Estos sucesivos episodios de alzamiento de la sierra serían
responsables de la posición topográfica de la basanita, que ha contribuido, además, en el proceso
de erosión con la consecuente reducción de tamaño y modificación de la morfología original de la
colada.
Petrografía
En función de la mineralogía (olivino+clinopiroxeno±plagioclasa), la Basanita El Retamo se
puede incluir en el grupo de basaltos olivínicos definidos por Mirré (1976). La baja proporción de
feno- y microfenocristales sugiere que la cristalización habría ocurrido durante un ascenso rápido,
típico de los magmas máficos (Huppert y Sparks 1985).
Las texturas de desequilibrio identificadas, tales como cristales esqueletales y bordes engolfados
en olivino, textura cribada o esponjosa en clinopiroxeno y plagioclasa, cristales de plagioclasa
parcialmente reabsorbidos, entre otras, han sido interpretadas de diversas maneras en la literatura
geológica. Trabajos experimentales sobre la morfología cristalina del olivino, han demostrado
que la textura esqueletal es función del grado de sobreefriamiento o undercooling (por ejemplo
Faure et al. 2003). Por su parte, Shelley (1993), propuso que los cristales esqueletales están
relacionados a un rápido crecimiento cristalino, lo que es consistente con altos grados de
sobreenfriamiento magmático. Por otro lado, Nelson y Montana (1992) y Zhu y Ogasarawa
(2004), señalaron que una rápida descompresión durante el ascenso del magma puede generar
MANUSCRITO ACEPTADO

texturas de desequilibrio y reabsorción en plagioclasa y piroxeno, respectivamente; siendo este
último proceso el que posiblemente generó las texturas cribadas en los microfenocristales de
plagioclasa y clinopiroxeno.
Hasta el momento no se cuenta con análisis químicos de los minerales que componen los
enclaves máficos, por lo que no se les ha asignado un origen a los mismos. Las hipótesis
probables acerca de su génesis incluyen: a) agregados glomeroporfíricos de minerales más densos
y primeramente formados en la cámara magmática previo al ascenso o b) xenolitos de
clinopiroxenita olivínica procedentes de un manto astenosférico con espinela dada la
participación de esta fase mineral. Se estima que los grandes cristales de clinopiroxeno (con
espinelas incluidas) y microfenocristales del grupo de las espinelas correspondan a cristales
desmembrados de los enclaves máficos o sean antecristales.
La textura ocelar observada ha sido definida como parches leucocráticos de formas esféricas o
elípticas e interpretada como gotas de líquidos inmiscibles dentro del magma por MacKenzie et
al. (1982) y Shelley (1993), y es una característica de rocas básicas a mesosilicicas alcalinas,
subsaturadas en sílice y con feldespatoides (González 2015), como la roca de estudio.
A diferencia de otros afloramientos basálticos de la Sierra de Valle Fértil, la basanita se
caracteriza por presentar xenocristales. Las coronas de reacción de clinopiroxeno en torno a los
xenocristales de cuarzo y plagioclasa, han sido ampliamente descriptas en la bibliografía
geológica e interpretadas como producto de la reacción de los xenocristales en desequilibrio y el
fundido hospedante (por ejemplo Donaldson 1985; Blatter y Carmichel 1998). La cristalización
del clinopiroxeno es consecuencia de la reacción directa entre el cuarzo con el fundido (Har
2005), o bien resultado de una reacción magmática incompleta entre el cristal y el fundido
(Vernon 2004). El análisis mineraloquímico realizado por Lopez et al. (2019) sobre un
xenocristal de plagioclasa incluido en la basanita, indicó contenidos homogéneos entre An42-An39
MANUSCRITO ACEPTADO

para el núcleo del xenocristal y un rango composicional más amplio entre An62-An14 para el
borde. Al comparar las características texturales y los rangos composicionales, con los de
cristales de plagioclasa de las rocas del basamento cristalino analizadas por Otamendi et al.
(2009), se pudo establecer que los xenocristales de plagioclasa proceden de rocas granodioríticas
del basamento cristalino (Lopez et al. 2019). Los minerales fibrosos que rodean a los
xenocristales de cuarzo fueron generados probablemente por alteración de vidrio (Melgarejo
2003).
Geoquímica de Roca Total
La baja concentración de SiO2 (46,5-47,2 %), los contenidos de Ne-normativa (Ne ≈ 10,51%) y la
presencia de esta fase cristalina como microfenocristal, confirman que la basanita se originó en
un sistema subsaturado en SiO2.
Los valores de Mg# (0,55-0,58) son considerablemente más bajos que los propuestos por Frey et
al. (1978) para un magma primario (Mg# 0,68-0,72) y, junto con los bajos contenidos de Cr (<
250 ppm), sugieren fraccionamiento de minerales máficos (olivino/clinopiroxeno) en las etapas
de cristalización temprana. Estos resultados coinciden con los hallados por Lopez (2019) y Castro
de Machuca et al. (2019), en cuyos trabajos exponen características petrológicas y geoquímicas
de la suite volcánica alcalina de la Sierra de Valle Fértil y destacan a la Basanita El Retamo como
el constituye menos diferenciado de las litologías basálticas en función del número de Mg.
Se estima que la plagioclasa no estuvo involucrada en el proceso de cristalización fraccionada
debido a la ausencia de anomalía negativa de Eu, con Eu/Eu*=1,03-1,06; además de ligeras
anomalías positivas de Ba y Sr en los diagramas de REEs y multielementales normalizados a
condrito y manto primitivo.
Para determinar la fuente que dio origen al fundido, se consideraron diversas relaciones entre
elementos (Cuadro 4), entre ellas (Tb/Yb)N (Wang et al. 2002), Sm/Yb y Lu/Hf (Xu et al. 2012)
MANUSCRITO ACEPTADO

que, en todos los casos, indican granate residual en la fuente. Para Smith et al. (1999) la relación
Nb/La< 0,5 es propia de un manto litosférico, mientras que valores >1, son característicos de un
manto astenosférico (Figura 7a). Blundy et al. (1998), propusieron que los magmas generados
por fusión parcial de una fuente con espinela tienen patrones de HREEs normalizados casi planos
y relaciones (Dy/Yb)N≤ 1,06, mientras que una fuente con granate tiene relaciones >1,06. Álvaro
et al. (2014) plantearon que la relación (Gd/Yb)N= 2 marca el límite entre los campos de fuentes
con granate y espinela. La pendiente negativa identificada en los diagramas normalizados y los
valores de las relaciones hallados para la Basanita El Retamo, apoyan la hipótesis de la
participación de granate en la fase residual del fundido que la generó (Figura 7b).
Figura 7. a) SiO2 vs. Nb/La con valores de tipo de manto según Smith et al. (1999). b) (La/Sm)N
vs. (Gd/Yb)N según Álvaro et al. (2014).
La ausencia de anomalías negativas en Nb y Ta y las bajas relaciones de La/Nb (La/Nb< 1, según
Thompson et al. 1984), Ba/Nb y Sr/P (Verma 2006), indicarían que el fundido que originó la
basanita no posee componentes derivados de subducción y/o contaminación cortical.
MANUSCRITO ACEPTADO

CONCLUSIONES
La Basanita El Retamo es una nueva manifestación del magmatismo de edad triásica en la Sierra
de Valle Fértil y uno de los exponentes petrológicamente menos evolucionados de la suite
alcalina identificada en esta sierra, a la que se vincula por sus características petrográficas y
geoquímicas y por su ubicación temporal y espacial. Su hallazgo amplía el alcance de la actividad
volcánica acaecida en la región debido a la tectónica extensional imperante durante el Triásico.
Se interpreta al afloramiento como el remanente erosivo de una colada lávica de mayor extensión
areal y espesor que redujo sus dimensiones durante los sucesivos alzamientos en la sierra de
Valle Fértil.
La baja proporción de feno- y microfenocristales y las diversas texturas de desequilibrio
observadas en los componentes esenciales (olivino+clinopiroxeno±plagioclasa) son resultado de
un crecimiento cristalino rápido y/o de un rápido ascenso del magma.
Químicamente, se clasifica a la roca como una basanita o un basalto alcalino. Los valores de Mg#
y los bajos contenidos de Cr indican que no se trata de un magma primitivo, sino que el fundido
experimentó cierto grado de fraccionamiento de olivino y clinopiroxeno en las etapas tempranas
de cristalización. La ausencia de anomalía negativa de Eu (Eu/Eu*≈ 1), las anomalías positivas
de Ba y Sr sugieren que no habría ocurrido fraccionamiento de plagioclasa. El reconocimiento de
xenocristales y xenolitos del basamento cristalino con evidencias de reacción y reequilibrio poco
significativas, sugieren una asimilación incipiente a nula de los componentes corticales por parte
de la roca volcánica.
Las relaciones entre elementos traza y REEs apuntan a un origen por fusión parcial de un manto
astenosférico en presencia de granate, sin participación de contaminantes.
MANUSCRITO ACEPTADO

AGRADECIMIENTOS
Este trabajo ha sido financiado por los proyectos PIP 00294 y PIP 11220170101147CO-
CONICET.
REFERENCIAS
Allen, P. y Allen, J. 1990. Basin Analisys. Principles and Applications. Blackwell 451 pp.
Oxford.
Álvaro J., Pouclet, A., Ezzouhairi, H., Soulaimani, A, Bouougri, E., Gil Imaz, A. y Fekkak, A.
2014. Early Neoproterozoic rift-related magmatism in the Anti-Atlas margin of the West African
craton, Morocco. Precambrian Research 255: 433-442.
Bense, F.A., Löbens, S., Dunkl, I., Wemmer, K., Siegesmund, S. 2013. Is the exhumation of the
Sierras Pampeanas only related to Neogene flat-slab subduction? Implications from a multi-
thermochronological approach. Journal South American Earth Sciences 48: 123-144.
Blatter, D. L. y Carmichael, I. S. E. 1998. Plagioclase-free andesites from Zitacuaro (Michoacan),
Mexico: petrology and experimental constraints. Contributions to Mineralogy and Petrology 132:
121-138.
Blundy, J., Robinson, J. y Wood, B. 1998. Heavy REE are compatible in clinopyroxene on the
spinel lherzolite solidus. Earth and Planetary Science Letters 160: 493-504.
Brooks, C. K. 1976. The Fe2O3/FeO ratio of basaltic analyses: An appeal for a standardized
procedura. Bulletin of the Geological Society of Denmark 25, 117-120.
Cabanis, B. y Lecolle, M. 1989. Le diagramme La/10-Y/15-Nb/8: un outil pour la discrimination
des séries volcaniques et la mise en evidence des processus de mélange et/ou de contamination
crustales. Comptes Rendus de l'Académie des Sciences de Paris, Série 2, 309: 2023-2029.
MANUSCRITO ACEPTADO

Castro de Machuca, B., Lopez, M. G., Morata, D. y Fuentes, M. G. 2019. Geochemical
constraints on the petrogenesis of Triassic alkaline basalts of Sierra de Valle Fértil, Western
Sierras Pampeanas, Argentina: implications for their origin, evolution and tectonic setting.
Journal of South American Earth Sciences 95: 102297.
Charrier, R. 1979. El Triásico de Chile y regiones adyacentes de Argentina: una reconstrucción
paleogeográfica y paleoclimática. Comunicaciones 26: 1-37.
Cristofolini, E.A., Otamendi, J.E., Ducea, M.N., Peason, D., Tibaldi, A.M. y Baliani, I. 2012.
Detrital zircon U-Pb ages of metasedimentary rocks from the sierra de Valle Fértil: revealing
entrapment of late Cambrian marine successions into the deep roots of the early Ordovician
Famatinian Arc. Journal of South American Earth Sciences 37: 77-94.
Cristofolini, E.A., Otamendi, J.E., Tibaldi, A.M., Martino, R.D. y Baliani, I. 2010. Geología de la
porción occidental de la sierra de Valle Fértil, San Juan, a partir de observaciones en la quebrada
de Otarola. Revista Asociación Geológica Argentina 67: 521-535.
Cuerda, A., C. Cingolani, R. Varela y O. Schauer, 1984. Descripción Geológica de la Hoja 19d,
Mogna, Provincia de San Juan. Servicio Geológico Nacional, Boletín N° 192.
Dávila, F. M. y Carter, A. 2013. Exhumation history of the Andean broken foreland revisited.
Geology 41(4): 443-446.
Donaldson, C.H. 1985. The rate of dissolution of olivine, plagioclase and quartz in a basalt melt.
Mineralogical Magazine 69: 683-693.
Ducea, M.N., Otamendi, J.E., Bergantz, G., Stair, K., Valencia, V., y Gehrels, G.E. 2010. Timing
constraints on building an intermediate plutonic arc crustal section: U-Pb zircón geochronology
of the Sierra de Valle Fértil, Famatinian arc, Argentina. Tectonics 29: 1-22.
MANUSCRITO ACEPTADO

Dupuy C., Liotard J. M. y Dostal J. 1992. Zr/Hf fractionation in intraplate basaltic rocks:
carbonate metasomatism in the mantle source. Geochimica et Cosmochimica Acta 56: 2417-
2423.
Faure, F., Trolliard, G., Nicollet, C., Montel, J. M. 2003. A developmental model of olivine
morphology as a function of the cooling rate and the degree of undercooling. Contributions to
Mineralogy and Petrology 145: 251-263.
Fosdick, J.C., Carrapa, B. y Ortiz, G. 2015. Faulting and erosion in the Argentine Precordillera
during changes in subduction regime: reconciling bedrock cooling and detrital records. Earth and
Planetary Science Letters 432: 73-83.
Frey, F. A., Green, D. H. y Roy, S. D. 1978. Integrated models of basalt petrogenesis: a study of
quartz tholeiites to olivine melilitites from southeastern Australia utilizing geochemical and
experimental petrologic data. Journal of Petrology 19: 463-513.
González, P. D. 2015. Texturas de los cuerpos Igneos. Capítulo 12 en Geología de los Cuerpos
Igneos. Asociación Geológica Argentina pp.163-190.
Har, N. 2005. Reaction coronas around quartz xenocrysts in the basaltic andesite from Detunata
(Apuseni Mountains, Romania). Geologica Carpathica 54: 369-378.
Hofmann, A. W., Jochum, K. P., Seufert, M., y White, W.M. 1986. Nb and Pb in oceanic basalts:
new constraints on mantle evolution. Earth and Planetary Science Letters 79: 33-45.
Hollocher, K. 2004. CIPW Norm Calculation Program. Geology Department, Union College.
Huppert, H. E. y Sparks, R. S. J. 1985. Cooling and contamination of mafic and ultramafic
magmas during ascent through continental crust. Earth and Planetary Science Letters 74: 371-
386.
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.
MANUSCRITO ACEPTADO

Jordan, T. y Allmendinger, R. 1986. The Sierras Pampeanas of Argentina: A modern analogue of
Laramide deformation. American Journal of Science 286: 737-764.
Le Maitre, R.W., Bateman, P., Dudek, A., Keller, J., Lameyre, J., Le Bas, M.J., Sabine, P.A.,
Schmid, R., Sorensen, h., Strekeisen, A., Woolley, A.R. y Zanettin, B. 1989. A classification of
igneous rocks and glossary of terms. Blackwell Scientific Publications 193 p.
Limarino, C. O., Page, S. M., Caselli, A., Net, L., Litvak, V., Pieters, P., Lyons P. y Gutiérrez, P.
2008. Hoja Geológica 3166-I, Chamical. Provincias de La Rioja y San Juan. Instituto de
Geología y Recursos Minerales, Servicio Geológico Minero Argentino. Boletín 257, 67 p.
Buenos Aires.
Llambías, E. 1999. Las rocas ígneas gondwánicas 1. El magmatismo Gondwánico durante el
Paleozoico Superior - Triásico. En: R. Caminos (Ed.) Geología Argentina, Servicio Geológico
Minero Argentino, Anales 29 (14): 349-376, Buenos Aires.
Llambías, E. J. y Sato, A. M. 1995. El batolito de Colangüil: transición entre orogénesis y
anorogénesis. Revista de la Asociación Geológica Argentina 50 (1-4): 111-131.
Llambías, E. J., Leanza, H. A. y Carbone, O. 2007. Evolución tectono-magmática durante el
Pérmico al Jurásico temprano en la Cordillera del Viento (37°05´S-37°15´S): nuevas evidencias
geológicas y geoquímicas del inicio de la cuenca Neuquina. Revista de la Asociación Geológica
Argentina 62 (2): 217-235.
Lopez, M. G. 2019. Petrogénesis y marco geotectónico del magmatismo alcalino Triásico en la
Sierra de Valle Fértil, provincia de San Juan. Tesis doctoral. Facultad de Ciencias Exactas,
Físicas y Naturales, Universidad Nacional de San Juan (inedito), 159p. San Juan.
Lopez, M. G., Castro de Machuca, B., Fuentes, M. G., Malisia, C. I. y Mulet, V. 2019. Origen de
xenocristales en lavas basálticas de la Sierra de Valle Fértil, provincia de San Juan. XIII
MANUSCRITO ACEPTADO

Congreso de Mineralogía, y IV Petrología Ígnea y Metamórfica y Metalogénesis, Actas 120-121.
Córdoba.
Lopez, M. G., Castro de Machuca, B., Gómez, R. y Palacio Balderramo, G. 2015. Contribution to
the geochronology of the Triassic magmatism in the Western Sierras Pampeanas, province of San
Juan, Argentina. VI Simposio de Vulcanismo e Ambientes Associados, Acta 51pp. Sao Paulo.
MacKenzie, W. S., C. H. Donaldson, y C. Guilford. 1982. Atlas of igneous rocks and their
textures. John Wiley & Sons 88p. New York.
Melgarejo, C. 2003. Atlas de asociaciones minerales en lámina delgada, II, 1071pp. Universitat
de Barcelona. Fundacio Folch, Balcelona.
Middlemost, E. 1975. The basalt clan. Earth Science Review 11: 337-364.
Mirré, J. C. 1976. Descripción Geológica de la Hoja 19e, Valle Fértil, Provincias de San Juan y
La Rioja. Servicio Geológico Nacional, Boletín 147: 70 p., Buenos Aires.
Nelson, S. T. y Montana, A. 1992. Sieve-textured plagioclase in volcanic rocks produced by
rapid decompression. American Mineralogist 77: 1242-1249.
Ortíz, G., Alvarado, P., Fosdick, J.C., Perucca, L., Saez, M. y Venerdini, A. 2015. Active
deformation in the northern Sierra de Valle Fértil, Sierras Pampeanas, Argentina. Journal South
American Earth Sciences 64: 339-350.
Otamendi, J. E., Ducea, M. y Bergantz, G.W. 2012. Geological, Petrological and Geochemical
Evidence for Progressive Construction of an Arc Crustal Section, Sierra de Valle Fértil,
Famatinian Arc, Argentina. Journal of Petrology 53: 761-800.
Otamendi, J. E., Vujovich, G. I., de la Rosa, J. D., Tibaldi, A. M., Castro, A., Martino, R. D. y
Pinotti, L. P. 2009. Geology and petrology of a deep crustal zone from the Famatinian paleo-arc,
sierras Valle Fértil - La Huerta, San Juan, Argentina. Journal of South American Earth Sciences
27: 258-279.
MANUSCRITO ACEPTADO

Pearce, J. A. 1996. A user's guide to basalt discrimination diagrams. Trace Element
Geochemistry of Volcanic Rocks: Applications for Massive Sulphide Exploration. Geological
Association of Canada, Short Course Notes 12: 79-113.
Pearce, J.A. 1982. The role of subcontinental lithosphere in magma genesis at destructive plate
margins. In Continental basalts and mantle xenoliths, C.J. Hawksworth and M.J. Norry (eds.),
230-249. Shiva.
Pfänder, J. A., Münker, C., Stracke, A. y Mezger, K. 2007. Nb/Ta and Zr/Hf in ocean island
basalts-implications for crust–mantle differentiation and the fate of Niobium. Earth and Planetary
Science Letters 254: 158–172.
Ramos, V. A., Cristallini, E.O. y Perez, D. 2002. The Pampean flat-slab of the Central Andes.
Journal of South American Earth Sciences 15: 59-78.
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 (6): 855-
880.
Shelley, D. 1993. Igneous and metamorphic rocks under the microscope: classification, textures,
microstructures and mineral preferred-orientations. London, New York, Chapman & Hall, 445p.
Smith, E.I., Sánchez, A., Walker, J. D. y Wang, K. 1999. Geochemistry of mafic magmas in the
Hurricane Volcanic Field, Utah: implications for small- and large scale chemical variability of
the lithospheric mantle. Journal of Geology 107: 433-448.
Streckeisen, A. 1973. Plutonic rocks. Classification and nomenclature recommended by the
IUGS Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. Geotimes. Vol.18, 10: 26-30.
Sun, S. S. y McDonough, W. F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:
implications for mantle composition and processes. In: Saunders, A.D., Norry, M.J. (Eds.),
MANUSCRITO ACEPTADO

Magmatism in the Ocean Basins: Geological Society of London Special Publication, vol. 42,
313–345 pp.
Thompson, R. N., Morrison, M. A., Hendry, G. L., Parry, S. J., 1984. An assessment of the
relative roles of crust and mantle in magma genesis: an elemental approach. Philosophical
Transactions of the Royal Society of London A310: 549-590.
Tibaldi, A., Cristofolini, E., Otamendi, J., Barzola, M. y Armas, P. 2016. Petrología,
termobarometría y geoquímica de las rocas anatécticas del sector norte de la Sierra de Valle
Fértil, San Juan: implicancias en la determinación de variaciones laterales en la construcción del
arco magmático Famatiniano. Revista de la Asociación Geológica Argentina 73: 195-210.
Uliana, M.A., Biddle, K.T., y Cerdan, J. 1989. Mesozoic extension and the formation of
Argentine sedimentary basins. American Association of Petroleum Geologists Memoir 46: 599-
614.
Verma, S. P. 2006. Extension-related origin of magmas from a garnet bearing source in the Los
Tuxtlas volcanic field, Mexico. International Journal of Earth Sciences 95: 871-901.
Vernon, R. 2004. A Practical Guide to Rock Microstructure. Cambridge University Press,
Cambridge, 594p.
Vujovich, G., Chernicoff, C., Tchilinguirian, P., Godeas, M., Marín, G., Pezzutti, N., Sepúlveda,
E., Lopez, H., Cardó, R., y Diaz, I. 2007. Hoja Geológica 3166-III, Chepes, provincias de La
Rioja, San Juan y San Luis. Instituto de Geología y Recursos Minerales. Servicio Geológico
Minero Argentino, Boletín 251, 65pp. Buenos Aires.
Wang, K., Plank, T., Walker, J.D. y Smith, E.I. 2002. A Mantle Melting Profile across the Basin
& Range, SW USA. Journal of Geophysical Research 107: 5-21.
Whitney, D. y Evans, B. 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American
Mineralogist 95: 185–187.
MANUSCRITO ACEPTADO

Winchester, J.A., y Floyd, P.A. 1977. Geochemical discrimination of different magma series and
their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20: 325-343.
Xu, Z., Zhao, Z. y Zheng, Y. 2012. Slab-mantle interaction for thinning of cratonic lithospheric
mantle in North China: Geochemical evidence from Cenozoic continental basalts in central
Shandong. Lithos 146-147: 202-217.
Zhu, Y. y Ogasawara, Y. 2004. Clinopyroxene phenocrysts (with green salite cores) in
trachybasalts: implications for two magma chambers under the Kokchetav Uhp Massif, North
Kazakhstan. Journal of Asian Earth Sciences 22: 517-527.
MANUSCRITO ACEPTADO