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

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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 espa-cialmente a la suite volcánica alcalina de edad triásica descripta en la sierra de Valle Fértil. 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 micropheno-crysts 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
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REVISTA DE LA
ASOCIACIÓN GEOLÓGICA
ARGENTINA
www.geologica.org.ar
Volumen 77 (2)
Junio 2020
230
Petrografía y geoquímica de la Basanita El Retamo:
nueva evidencia del magmatismo triásico en la sierra de
Valle Fértil, provincia de San Juan
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, topográcamente 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
mácos de origen indeterminado. Químicamente se clasica 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 identicada
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 aoramiento, es hasta el momento, el menos diferenciado que se vincula petrográca, química, temporal y espa-
cialmente 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.
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 ow 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 micropheno-
crysts 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 mac enclaves of undetermined origin. Chemically, the rock is
classied 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
María Gimena LÓPEZ1, Brígida CASTRO de MACHUCA1,2, Daniel FLORES1, Carolina Inés MALISIA3, María Gabriela
FUENTES1 y Vicente MULET1,2
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.
Email: gime_lopez@yahoo.com.ar
Editor: Pablo Caffe
Recibido: 4 de septiembre, 2019
Aceptado: 11 de diciembre, 2019
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Revista de la Asociación Geológica Argentina 77 (2): 230-243 (2020)
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.
INTRODUCCIÓN
Entre el Pérmico y el Jurásico, la actividad tectonomag-
mática en el oeste de Gondwana estuvo vinculada a la conso-
lidación y desmembramiento de dicho continente y posterior
formación de Sudamérica (Llambías et al. 2007). El magma-
tismo en el margen suroeste de Gondwana se desarrolló en
un entorno tectónico que evolucionó de un arco magmático
producto de la subducción del Carbonífero tardío - Pérmi-
co (Provincia Magmática Choiyoi) al posterior magmatismo
post-orogénico del Triásico Temprano (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 conguraron 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 contro-
lados 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 mag-
mas 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 magmáti-
cas, originalmente mencionadas por Mirré (1976). Este autor
describió aoramientos aislados y de reducidas dimensiones
de una amplia variedad de rocas volcánicas de naturaleza
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 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).
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alcalina, que intruyen o suprayacen al basamento ígneo-me-
tamórco del Complejo Valle Fértil (Cuerda et al. 1984). Mirré
(1976) también agrupó las litologías como parte de una aso-
ciación continental no orogénica de edad triásica incierta, que
según su clasicación, comprendía desde basaltos olivínicos,
basaltos alcalinos, traquibasaltos, fonolitas, traquitas hasta
riolitas sódicas. Asimismo, situó a las litologías mácas 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
(Fig. 1) y a unos de 250 m de altura sobre el nivel del cauce,
se encuentra un aoramiento no mencionado previamente en
la bibliografía geológica, al que se denominó Basanita El Re-
tamo (nov. nom). El objetivo del presente trabajo es dar a co-
nocer las características petrográcas y geoquímicas de dicho
aoramiento y su vinculación con las rocas coetáneas, como
aporte al conocimiento de la actividad magmática acaecida en
la región durante el Triásico.
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, reac-
tivada por la orogenia Andina (Jordan y Allmendinger 1986).
El basamento, denominado Complejo Valle Fértil (Cuerda
et al. 1984), está constituido por rocas ígneas y metamór-
cas 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 litoestratigrácas de naturaleza ígnea y
metamórca basados en su petrografía denominadas máca,
intermedia, transicional, silícica y supracortical. Las unidades
ígneas, dispuestas de oeste a este, muestran una evolución
litológica progresiva desde términos básicos a ácidos. La uni-
dad supracortical, mientras tanto, está caracterizada por gnei-
ses y migmatitas que se distribuyen como reducidos aora-
mientos intercalados entre las unidades ígneas (Tibaldi et al.
2016). Numerosas edades radimétricas conrman que el pico
del metamorsmo se alcanzó en el Ordovícico medio (≈ 470
Ma), durante la orogenia Famatiniana (Ducea et al. 2010, Cris-
tofolini et al. 2010 y 2012).
Limarino et al. (2008) sugirieron, a partir de un registro geo-
cronológico 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 una disminución del ángulo
de subducción de la placa de Nazca (Bense et al. 2013), lo que
promovió un régimen compresivo y la consecuente exhuma-
ción 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 eda-
des 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 Re-
tamo se llevó a cabo durante dos campañas a terreno. Para
el estudio petrográco se confeccionaron quince secciones
delgadas que fueron analizadas con microscopio de polariza-
ción. 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 Plas-
ma Acoplado Inductivamente (ICP-AES); mientras que para
los elementos trazas y tierras raras (REE) se utilizó el método
de Espectrometría de Masas con Plasma Acoplado Inducti-
vamente (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 procesa-
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miento 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 (Fig. 1b) consiste en un único
aoramiento fuertemente diaclasado y vegetado, que supra-
yace al basamento cristalino en un sector topográcamente
elevado (Fig. 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 meteo-
rizado y alterado. El contacto entre ambas litologías se en-
cuentra 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 ujo 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 identicaron xenocristales de plagioclasa de hasta 2 cm
(Fig. 2b) y enclaves mácos de hasta 5 cm de diámetro sin
evidencias de reacción con la litología hospedante (Fig. 2c).
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 redondea-
das y con tamaños <1 mm. Las primeras están rellenas por
minerales de hábito broso y disposición radial, de colores
blanco y rosado pálido pertenecientes al grupo de las zeo-
litas. En el contacto entre las amígdalas y la basanita se
desarrolla un halo de alteración de hasta 1 cm de espesor
(Fig. 2d).
Figura 2. a) Basanita El Retamo. Se aprecia la posición topográcamente elevada, el diaclasamiento y la abundante vegetación; b) Xenocristales de plagioclasa (<2 cm);
c) Enclave máco subredondeado de 5 cm; d) Cavidad rellena con mineral broso de color blanco del grupo de las zeolitas. Se destaca el halo de alteración en contacto
con la basanita.
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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 olivi-
no, clinopiroxeno y escasa plagioclasa inmersos en una pasta
traquítica de similar composición mineral (Fig. 3a). Todos los
cristales se orientan acompañando la uidalidad de la pasta.
El olivino es la fase máca modal dominante, siendo abun-
dante la fracción microfenocristal. Los fenocristales tienen
morfología subhedral a euhedral, son incoloros y carecen de
pleocroísmo o bien presentan pleocroísmo muy leve. Son co-
munes los cristales engolfados y los individuos de hábito es-
queletal (Fig. 3b); en algunos casos se aprecia una zonación
óptica débil. Con frecuencia, los núcleos están microfractura-
dos y alterados a agregados de losilicatos 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 euhedra-
les y están alterados totalmente a agregados indeterminados
de losilicatos verdes a pardos (saponita).
Los cristales de clinopiroxeno tienen forma anhedral y bor-
des 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
(Fig. 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 (Fig. 3d).
La plagioclasa se encuentra sólo como microfenocristal
anhedral a subhedral, zonados, y con maclado polisintético
según ley de albita (Fig. 3e) o periclino. Algunos cristales de
plagioclasa están reabsorbidos casi por completo lo que les
otorga un hábito fantasma (ghost texture) (Fig. 3f). En escasa
cantidad, se identicaron microfenocristales de nefelina con
morfología anhedral a euhedral.
Entre los minerales accesorios se encuentran apatito, cris-
tales anhedrales del grupo de la espinela de color pardo o ver-
de oliva con bordes engolfados, kaersutita y perovskita. Aun-
que poco frecuente, se identicó analcima en contacto con los
microfenocristales de nefelina y como parches intersticiales.
La pasta (≈ 90 % del volumen total de la roca) tiene grano
muy no (< 0.02 mm) y textura traquítica y por sectores inter-
sertal con vidrio fresco. Está constituida por pequeñas tablillas
de plagioclasa y, en menor medida, olivino, clinopiroxeno, mi-
nerales opacos y escasa biotita. Las tablillas de plagioclasa se
encuentran zonadas, con macla de Carlsbad y/o polisintética
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 clino-
piroxeno 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).
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según la ley de albita, ocasionalmente con textura en cola
de golondrina (swallow tail texture). El olivino está alterado
totalmente a un agregado de losilicatos verdes (saponita) y
más raramente a iddingsita. El clinopiroxeno tiene pleocroís-
mo 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 -
broso y colores de interferencias de primer orden.
Excepcionalmente, en la basanita se desarrolla textura
ocelar. Los ocelos presentan formas subcirculares a elonga-
das, 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 (Fig. 4a).
Enclaves mácos
Los enclaves mácos 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 gra-
nular con bordes cribados en los contactos intergranulares
(Fig. 4b). De acuerdo al análisis modal y clasicación de ro-
cas ultramácas según IUGS (Streckeisen 1973), los encla-
ves 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, tie-
nen extinción ondulante y son ricos en inclusiones uidas.
Rodeándolos se dispone un agregado no de minerales -
brosos indeterminados y más externamente una delgada co-
rona de reacción de clinopiroxeno acicular con disposición
radial (Fig. 4c).
Los xenocristales de plagioclasa son relativamente co-
munes y de tamaño 2cm, dimensiones que permiten dis-
tinguirlos claramente de los microfenocristales típicamente
magmáticos que forman parte de la moda de la roca. Tienen
forma anhedral con maclas polisintéticas de tipo deformacio-
nal (en cuña, discontinuas); algunos están seccionados por
microfracturas rellenas por calcita que dislocan a los cristales
y desplazan las maclas (Fig. 4d). Los xenocristales de plagio-
clasa 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
(Fig. 4e).
En ocasiones se aprecia textura Schiller relíctica de un
mineral no determinado (Fig. 4f).
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 plagio-
clasa, zeolita? y piroxeno verde; b) Enclave máco 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
gura 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).
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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 contenidos de
SiO2 varían entre 46.51-47.12 %, Al2O3 15.98-16.42 %, MgO
6.34-70.38 %, 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.
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 gura 5a muestra el diagra-
ma SiO2 vs. Na2O + K2O de Le Maitre et al. (1989) norma-
lizado en base anhidra, donde las muestras estudiadas se
proyectan en el campo de las tefritas y basanitas, coincidien-
do con rocas de naturaleza alcalina según Irvine y Baragar
(1971). En el diagrama de elementos inmóviles Nb/Y vs. Zr/
Ti (Pearce 1996, modicado de Winchester y Floyd 1977) las
muestras se agrupan como basaltos alcalinos (Fig. 5b).
Las normas CIPW (Cuadro 3) se calcularon con las pla-
nillas 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 nor-
mativa de Ne: 10.02-11.27%, Ol: 13.82-15.26 %, y Di: 12.45-
15.47 %. En función del contenido de olivino normativo (>10
%), la roca coincide con una basanita según la clasicación
de Le Maitre et al. (1989).
Los diagramas de discriminación de ambiente geotectóni-
co 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, conrman el emplaza-
miento de la Basanita El Retamo en un ambiente de intrapla-
ca continental.
La gura 6a muestra el patrón de comportamiento de las
tierras raras (REE: rare earth elements) normalizadas al con-
drito 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 marca-
da diferencia de enriquecimiento relativo de las REE resulta
BER1 BER2 BER3 BER4 BER
SiO246.92 47.1 2 46.56 47. 3 0 4 6. 51
TiO22.91 2.88 2.93 2.7 7 3.01
Al2O316.10 15.98 16.04 16.42 16.02
MgO 7.38 7. 3 1 7.13 6.34 7. 3 2
MnO 0.15 0.1 6 0.15 0.15 0.1 6
Fe2O3t 10.52 10.48 10. 49 10.0 4 10.62
CaO 7.55 7. 6 0 7. 2 7 6.84 7.7 8
Na2O4.70 5.07 4.54 5.02 4.90
K2O1.92 1.72 2.30 2.28 1.74
P2O50.55 0.55 0.55 0.60 0.53
Cr2O30.05 0.04 0.03 0.02 0.03
BaO 0.07 0.07 0.07 0.08 0.05
SrO 0.1 0 0 .10 0 .10 0 .10 0 .11
LOI 1000 1.84 1.74 1.76 1. 86 2.40
Tot al 100.9 5 101.0 0 100.05 99.9 6 101.3 5
Mg# 0.58 0.58 0.57 0.56 0.58
BER1 BER2 BER3 BER4 BER
Ba 556 563 604 650 608
Ce 60.2 62.7 67. 3 73.3 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 1.7 2 1.92 21.92
Eu 1.78 1.89 1.9 5 1.9 7 1.97
Ga 21.2 21.9 22.4 22.3 2 1.9
Gd 5.09 4.92 5.56 5.46 5.41
Hf 5.8 66.2 6.8 6.2
Ho 0.78 0.71 0.75 0.79 0.84
La 30 .1 31 33.3 36 31. 4
Lu 0.1 9 0.25 0.24 0. 24 0.27
Nb 48.9 49.4 52.5 53.9 5 3 .1
Nd 28 .1 29.3 3 0.7 32.7 3 0.1
Pr 6.94 7. 37 7. 6 5 8.45 7. 41
Rb 48.6 48.7 38.5 31. 4 15.8
Sm 5.24 6.01 5.95 5.83 6
Sn 2222 2
Sr 827 830 926 879 861
Ta 3 3 3.3 3.5 3.2
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
U1.3 1. 34 1. 26 1.45 1.28
V224 231 238 215 240
W1111 4
Y18.7 19 20 19.5 19
Yb 1.55 1. 62 1.45 1.7 2 1.59
Zr 256 292 270 274 255
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.
Cuadro 2. Análisis químicos de elementos traza y tierras raras expresados en
partes por millón (ppm).
237
Revista de la Asociación Geológica Argentina 77 (2): 230-243 (2020)
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.
La gura 6b muestra la distribución de multielementos
normalizados al manto primitivo según Sun y McDonough
(1989). A modo de comparación se agregaron en las guras
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.
Para identicar la fuente de origen del magma y procesos
de contaminación/asimilación, se utilizaron diversas relacio-
nes entre elementos traza tales como: Lu/Hf ≈ 0.03, Nb/La
= 1.50-1.69, (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).
DISCUSIÓN
Relaciones de campo
Mirré (1976) sitúa la totalidad de aoramientos basálticos
por él reconocidos en el interior de la depresión del Potre-
ro-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,
Figura 5. a) Diagrama de clasicación 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 clasicación Nb/Y vs. Zr/Ti según Pearce (1996, modicado 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).
238
Revista de la Asociación Geológica Argentina 77 (2): 230-243 (2020)
en sectores elevados. A diferencia de lo anterior, la Basani-
ta El Retamo se localiza en el interior de la sierra y en un
punto topográcamente 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 aoramientos de
la misma suite volcánica alcalina (Lopez 2019, Castro de Ma-
chuca et al. 2019) una edad triásica media como la estable-
cida 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 tem-
prano 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 topográca de la ba-
sanita, que ha contribuido, además, en el proceso de erosión
con la consecuente reducción de tamaño y modicación de la
morfología original de la colada.
Petrografía
En función de la mineralogía (olivino+clinopiroxeno±pla-
gioclasa), la Basanita El Retamo se puede incluir en el grupo
de basaltos olivínicos denidos por Mirré (1976). La baja pro-
porción de feno- y microfenocristales sugiere que la cristaliza-
ción habría ocurrido durante un ascenso rápido, típico de los
magmas mácos (Huppert y Sparks 1985).
Las texturas de desequilibrio identicadas, tales como
cristales esqueletales y bordes engolfados en olivino, textu-
ra cribada o esponjosa en clinopiroxeno y plagioclasa, cris-
tales de plagioclasa parcialmente reabsorbidos, entre otras,
han sido interpretadas de diversas maneras en la literatura
BER1 BER2 BER3 BER4 BER
or 11.58 10.4 14.01 13.89 10.4
an 17. 5 3 16.09 17. 08 16.03 16.77
ab 22 .1 9 22.93 20.51 23.92 23.33
ne 10.02 11 .2 7 10. 34 10.78 1 0.14
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 1.3 2 1.4 4 1.25
BER1 BER2 BER3 BER4 BER
Zr/Hf 4 4 .14 48.67 43.55 40.29 41.13
La/Nb 0.62 0.63 0.63 0.67 0.59
Ba/Nb 11. 3 7 11. 4 11. 5 12.06 11.4 5
Sr/P 0.34 0.35 0.39 0.34 0.37
Nb/La 1.62 1.59 1. 58 1.5 1.69
Lu/Hf 0.03 0.04 0.0 4 0.04 0.04
(La/ Yb)N13 .93 13 .73 16.47 15.01 14 .17
(La/Sm)N3.71 3.33 3.61 3.99 3.38
(Sm /Yb) N3.76 4 .12 4.56 3.77 4 .19
(Dy/Yb) N1.8 1.66 1. 98 1.54 1.65
(Gd/Yb)N2.72 2.51 3.1 7 2.63 2.81
(Tb/ Yb)N2 .15 2.09 2.55 2.07 2.38
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).
Cuadro 4. Cálculo de relaciones entre elementos traza.
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 guras.
Las relaciones que están normalizadas es con referencia al condrito de Sun y Mc-
Donough (1989), excepto (Tb/Yb) que está normalizada al manto primitivo de Sun
y McDonough (1989).
239
Revista de la Asociación Geológica Argentina 77 (2): 230-243 (2020)
geológica. Trabajos experimentales sobre la morfología cris-
talina 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), pro-
puso que los cristales esqueletales están relacionados a un
rápido crecimiento cristalino, lo que es consistente con altos
grados de sobreenfriamiento magmático. Por otro lado, Nel-
son y Montana (1992) y Zhu y Ogasarawa (2004), señalaron
que una rápida descompresión durante el ascenso del mag-
ma puede generar 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 mácos, por lo que
no se les ha asignado un origen a los mismos. Las hipóte-
sis 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) xe-
nolitos 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 en-
claves mácos o sean antecristales.
La textura ocelar observada ha sido denida como par-
ches leucocráticos de formas esféricas o elípticas e interpre-
tada como gotas de líquidos inmiscibles dentro del magma
por MacKenzie et al. (1982) y Shelley (1993), y es una carac-
terística de rocas básicas a mesosilicicas alcalinas, subsatu-
radas en sílice y con feldespatoides (González 2015), como
la roca de estudio.
A diferencia de otros aoramientos basálticos de la Sierra
de Valle Fértil, la basanita se caracteriza por presentar xeno-
cristales. Las coronas de reacción de clinopiroxeno en torno
a los xenocristales de cuarzo y plagioclasa, han sido amplia-
mente descriptas en la bibliografía geológica e interpretadas
como producto de la reacción de los xenocristales en desequi-
librio 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 mag-
mática 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 para el núcleo
del xenocristal y un rango composicional más amplio entre
An62-An14 para el borde. Al comparar las características tex-
turales 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 xeno-
cristales de plagioclasa proceden de rocas granodioríticas del
basamento cristalino (Lopez et al. 2019). Los minerales bro-
sos que rodean a los xenocristales de cuarzo fueron genera-
dos probablemente por alteración de vidrio (Melgarejo 2003).
Geoquímica de Roca Total
La baja concentración de SiO2 (46.5-47.2 %), los conteni-
dos de Ne-normativa (Ne 10.51 %) y la presencia de esta
fase cristalina como microfenocristal, conrman que la basa-
nita 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 conte-
nidos de Cr (< 250 ppm), sugieren fraccionamiento de mine-
rales mácos (olivino/clinopiroxeno) en las etapas de cristali-
zación 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 des-
tacan a la Basanita El Retamo como el constituye menos di-
ferenciado 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) 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 (Fig. 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, mien-
tras que una fuente con granate tiene relaciones >1.06. Álva-
ro 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 identicada en los diagramas norma-
lizados y los valores de las relaciones hallados para la Ba-
sanita El Retamo, apoyan la hipótesis de la participación de
granate en la fase residual del fundido que la generó (Fig. 7b).
240
Revista de la Asociación Geológica Argentina 77 (2): 230-243 (2020)
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 ba-
jas 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.
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 evolucio-
nados de la suite alcalina identicada en esta sierra, a la
que se vincula por sus características petrográcas y geo-
químicas y por su ubicación temporal y espacial. Su hallaz-
go amplía el alcance de la actividad volcánica acaecida en
la región debido a la tectónica extensional imperante duran-
te el Triásico.
Se interpreta al aoramiento como el remanente erosivo
de una colada lávica de mayor extensión areal y espesor
que redujo sus dimensiones durante los sucesivos alza-
mientos en la sierra de Valle Fértil.
La baja proporción de feno- y microfenocristales y las
diversas texturas de desequilibrio observadas en los com-
ponentes esenciales (olivino + clinopiroxeno ± plagioclasa)
son resultado de un crecimiento cristalino rápido y/o de un
rápido ascenso del magma.
Químicamente, se clasica a la roca como una basanita
o un basalto alcalino. Los valores de Mg# y los bajos conte-
nidos de Cr indican que no se trata de un magma primitivo,
sino que el fundido experimentó cierto grado de fracciona-
miento 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 basamen-
to cristalino con evidencias de reacción y reequilibrio poco
signicativas, 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.
AGRADECIMIENTOS
Este trabajo ha sido nanciado por los proyectos PIP
00294 y PIP 11220170101147CO-CONICET. Los autores
agradecen las meticulosas sugerencias aportadas por la
Dra. Vanesa Litvak y un revisor anónimo, al igual que al
editor Dr. Pablo Caffe, los cuales contribuyeron a mejorar
signicativamente este trabajo.
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... El sustrato sobre el que se apoya la Ignimbrita Vilama se observa en forma adecuada en el sector oriental (Fig. 1). Las principales unidades que lo forman son la Formación Acoite (Turner 1964), integrada por sedimentitas marinas ordovícicas, que afloran en Mina Pabellón y en el bloque de Pirquitas; el Grupo Salta (Turner 1959), integrado por sedimentitas continentales cuya edad general es cretácica inferior-eocena, aflorantes en la zona de Mina Bonanza ); y varias unidades de rocas volcánicas miocenas, siendo las principales: el Complejo Volcánico Pairique ); las Ignimbritas Granada (Aquater 1979, Coira et al. 1996 y Lagunillas (Soler 2005, Caffe et al. 2008); y algunas lavas y pi-roclastitas de los cerros Caucani, Colorado y Solterío (Ramírez et al. 2008). Por encima de la Ignimbrita Vilama se emplazan varios centros volcánicos andesíticos y dacíticos (Fig. 1). ...
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The Pululus Ignimbrite -located in the north Puna of Argentina, near the international border with Bolivia- was previously defined as a relatively young (Pliocene-Pleistocene) ignimbritic shield which erupted several millions of years after the collapse of the Vilama caldera. This conclusion was mainly based on the morphology of the cerro Pululus, the location where the ignimbrite crops out. In this contribution we present stratigraphic, petrographic and geochemical arguments which refute the existence of such an eruptive centre and so give support to the conclusion that the Pululus Ignimbrite is actually the Vilama Ignimbrite, i.e. the principal stratigraphic unit erupted during the collapse of the Vilama caldera. In order to rectify the stratigraphic framework of the region, we propose to abandon the term "Pululus Ignimbrite" and to consider their outcrops as being part of the Vilama Ignimbrite. Some new stratigraphic units in Cerro Pululus were also identified; their stratigraphic position is here described, as well as lithologic and petrographic characteristics. The most important of these units is a subvolcanic intrusive -to which we propose to name Pululus Dacite- whose emplacement deformed the Vilama Ignimbrite in the shape of a dome in the highest zone of cerro Pululus. The proposed change in the stratigraphic framework also bears important consequences for volcanological and metallogenic issues in the region. They are summarised in: a) the "shield" shape of Cerro Pululus is an superimposed character due to intrusion under the Vilama Ignimbrite, then the hypothesis of a central eruption is no longer valid; b) a new topographic border of the Vilama caldera is defined; and c) the tin mineralization at cerro Pululus is probably associated to the intrusion of the Pululus Dacite, so the previous metallogenic model which linked the tin to the degassing of the ignimbrite could be discarded.
... El sustrato sobre el que se apoya la Ignimbrita Vilama se observa en forma adecuada en el sector oriental (Fig. 1). Las principales unidades que lo forman son la Formación Acoite (Turner 1964), integrada por sedimentitas marinas ordovícicas, que afloran en Mina Pabellón y en el bloque de Pirquitas; el Grupo Salta (Turner 1959), integrado por sedimentitas continentales cuya edad general es cretácica inferior-eocena, aflorantes en la zona de Mina Bonanza ); y varias unidades de rocas volcánicas miocenas, siendo las principales: el Complejo Volcánico Pairique ); las Ignimbritas Granada (Aquater 1979, Coira et al. 1996 y Lagunillas (Soler 2005, Caffe et al. 2008); y algunas lavas y pi-roclastitas de los cerros Caucani, Colorado y Solterío (Ramírez et al. 2008). Por encima de la Ignimbrita Vilama se emplazan varios centros volcánicos andesíticos y dacíticos (Fig. 1). ...
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La Ignimbrita Pululus -situada en la Puna norte de Argentina, cerca de la frontera con Bolivia- fue previamente definida como un escudo ignimbrítico relativamente joven (Plioceno-Pleistoceno) cuya erupción había sucedido por varios millones de años al colapso de la caldera Vilama. Estas inferencias estaban basadas principalmente en los rasgos morfológicos del cerro Pululus, localidad en donde aflora la ignimbrita homónima. En esta contribución se presentan argumentos estratigráficos, petrográficos y geoquímicos que invalidan la existencia de dicho centro eruptivo, y que permiten concluir que la Ignimbrita Pululus es en realidad la Ignimbrita Vilama, principal unidad eruptada durante el colapso de la caldera Vilama. A partir de ello resulta necesario rectificar el esquema estratigráfico de la región, por lo que se propone el abandono del término "Ignimbrita Pululus" y que sus afloramientos sean considerados como parte la Ignimbrita Vilama. Se identificaron además nuevas unidades estratigráficas en el cerro Pululus, de las cuales se describen su posición estratigráfica y características litológicas y petrográficas. Entre ellas se destaca un intrusivo subvolcánico cuyo emplazamiento produjo una notable estructura dómica en la zona apical del cerro Pululus, al cual proponemos denominar Dacita Pululus. A partir del cambio del esquema estratigráfico propuesto surgen importantes consecuencias que modifican el conocimiento geológico de la región. Ellas pueden resumirse en: a) la forma de "escudo" del cerro Pululus sería un carácter sobreimpuesto por deformación (por intrusión) debajo de la Ignimbrita Vilama, por lo tanto se deja de lado la hipótesis de erupción en escudo; b) se define un nuevo borde topográfico de la caldera Vilama; y c) la mineralización de estaño del cerro Pululus estaría asociada a la intrusión de la Dacita Pululus, hecho que permitiría descartar el modelo metalogenético previo vinculado a la desgasificación de la ignimbrita.
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Reconstructing thermal histories in thrust belts is commonly used to infer the age and rates of thrusting and hence the driving mechanisms of orogenesis. In areas where ancient basins have been incorporated into the orogenic wedge, a quantitative reconstruction of the thermal history helps distinguish among potential mechanisms responsible for heating events. We present such a reconstruction for the Ischigualasto‐Villa Unión basin in the western Pampean Ranges of Argentina, where Triassic rifting and late Cretaceous‐Cenozoic retroarc foreland basin development, including Miocene flat‐slab subduction have been widely documented. We report results of organic and inorganic thermal indicators acquired along three stratigraphic sections, including vitrinite reflectance and X‐ray diffractometry in claystones and new thermochronological [(apatite fission‐track and apatite and zircon (U‐Th)/He)] analyses. Despite an up to 5 km‐thick Cenozoic overburden and unlike previously thought, the thermal peak in the basin is not due to Cenozoic burial but occurred in the Triassic, associated with a high heat flow of up to 90 mWm‐2 and less than 2 km of burial, which heated the base of the Triassic strata to ~160°C. Following exhumation, attested by the development of an unconformity between the Triassic and Late‐Cretaceous‐Cenozoic sequences, Cenozoic re‐burial increased the temperature to ~110°C at the base of the Triassic section and only ~50°C 7 km upsection, suggesting a dramatic decrease in the thermal gradient. The onset of Cenozoic cooling occurred at ~10‐8 Ma, concomitant with sediment accumulation and thus preceding the latest Miocene onset of thrusting that has been independently documented by stratigraphic‐cross‐cutting relationships. We argue that the onset of cooling is associated with lithospheric refrigeration following establishment of flat‐slab subduction, leading to the eastward displacement of the asthenospheric wedge beneath the South American plate. Our study places time and temperature constraints on flat‐slab cooling calls for a careful interpretation of exhumation signals in thrustbelts inferred from thermochronology only.
Conference Paper
We present new data about a major eruption-spreading approx. 110 km3 ashes over 440.000 km2-long thought to have occurred around 4200 years ago in the Cerro Blanco Volcanic Complex (CBVC) in the Central Andes of NW Argentina (Southern Puna, 26 • 45' S, 67 • 45' W). This eruption may be the biggest during the past five millennia in the Central Volcanic Zone of the Andes, and possibly one of the largest Holocene eruptions in the world. Discrimination and correlation of pyroclastic deposits of this eruption of Cerro Blanco was conducted comparing samples of proximal (domes, pyroclastic flow and fall deposits) with distal ash fall deposits (up to 400 km from de vent). They have been characterized using optical and electron microscopy (SEM), X-ray diffraction, particle-size distribution by laser diffraction and electron microprobe and HR-ICP-MS with laser ablation for major and trace element composition of glass, feldspars and biotite. New and published 14C ages were calibrated using Bayesian statistics. An one-at-a-time inversion method was used to reconstruct the eruption conditions using the Tephra2 code (Bonadonna et al. 2010, https://vhub.org/resources/tephra2). This method allowed setting the main features of the eruption that explains the field observations in terms of thickness and grain size distributions of the ash fall deposit. The main arguments that justify the correlation are four: 1) Compositional coincidence for glass, feldspars, and biotite in proximal and distal materials; 2) Stratigraphic and geomorphological relationships, including structure and thickness variation of the distal deposits; 3) Geochronological consistency, matching proximal and distal ages; and 4) Geographical distribution of correlated outcrops in relation to the eruption centre at the coordinates of Cerro Blanco. With a magnitude of 7.0 and a volcanic explosivity index or VEI 7, this eruption of ∼4200 BP at Cerro Blanco is the largest in the last five millennia known in the Central Volcanic Zone of the Andes. The implications of these results go far beyond having an excellent chronostratigraphic marker to reconstruct the Holocene geologic history of a large area of South America. Besides the effects directly associated with eruptive process, a deposit of tephra is very ephemeral and rapidly is reworked and redeposited. The interaction of the huge amount of ashes of this eruption with the wind and water in the large watersheds of the region must mobilize enormous amounts of both particulate and chemical elements to the large Chacopampean Plain. How impacted this eruption on the environmental, pollen, faunal and archaeological mid-Holocene records are features currently under study. On the other hand, the occurrence of Holocene volcanism in the southern Puna leads to consider new scenarios of volcanic hazard over large and densely populated areas in South America.
Article
The first geochemical and Sr-Nd isotope data of a series of Triassic basaltic rocks from Sierra de Valle Fértil, Western Sierras Pampeanas, Argentina, are herein presented. The mafic rocks are the result of continental intraplate magmatism related to an extensional tectonic setting after the climax of the Gondwanide orogeny (Upper Carboniferous-Permian). Major minerals phases of these rocks are olivine, clinopyroxene, plagioclase and Fe-Ti oxides. Olivine and clinopyroxene occur both as phenocrysts and as groundmass, while feldspar is mostly restricted to the groundmass. The rocks belong to a typical alkaline series displaying SiO2 contents of 43.9–51.6 wt%, Na2O between 3.1 and 5.4 wt%, K2O between 0.9 and 2.9 wt% and high TiO2 2.2–3.6 wt% and P2O5 0.5–1.2 wt% contents. Nepheline on its CIPW normative composition indicates that it crystallized from silica-undersaturated magmas. Samples have moderate to low Mg# (58.1–15.9) values and Cr and Co contents that indicate they are not primary magmas but have undergone fractional crystallization with earlier fractionation of olivine and clinopyroxene. Geochemical patterns are similar to those found in the ocean island basalts (OIBs), with enrichment of alkalis and incompatible elements: LILE, HFSE and LREE, strong fractionation of HREE relative to LREE [(La/Yb)N=9.6–22.4], no depletion of Nb and Ta and absence of negative Eu anomaly. Observed LILE-enrichment is indicated by the alkaline nature of the basaltic rocks and suggests melting of an enriched mantle. The Eu and Sr positive anomalies, not related to plagioclase accumulation, argue against significant plagioclase fractionation and are original geochemical characteristics of the primary magma. The chemical features, together with high incompatible-element ratios, are consistent with low degrees of partial melting of a dominantly garnet-pyroxenite mantle source. The trace-element patterns and isotopic data with 143Nd/144Nd(i) (0.51257–0.51267), positive εNd(i) and low 87Sr/86Sr(i) (0.70292–0.70339) values, suggest a mantle source influenced by an enriched-component. Active subduction-related mechanisms promoted the conditions for decompression melting in the asthenospheric mantle. Primary basaltic magma experienced subsequent compositional modifications by fractional crystallization in shallow-level low-pressure magma storage reservoirs. There is no evidence of crustal contamination during magma ascent.
Article
This companion volume to the Atlas of Rock-Forming Minerals in Thin Section (M.A. 80-2791) is designed to be used as a laboratory manual. The book is divided into two parts: part 1 is devoted to colour photographs of most of the common textures found in igneous rocks, with brief descriptions accompanying each photograph. In part 2, the appearance of some 60 of the more common igneous rock-types is illustrated, often both in plane-polarized light and under crossed polars. The appendix gives a brief account of how thin sections are prepared.-R.A.H.Dept. of Geology, The Univ., Manchester M13 9PL, UK.