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INTRODUCCIÓN
El corredor magmático pérmico-triásico de la provincia de La Pampa (CMPT-LP) ha sido interpretado como originado tanto en un ambiente post-orogénico como en un ambiente intracratónico (Llambías et al., 2003; Llambías y Sato, 1990; Sato et al., 2015). Con el objeto de esclarecer esta cuestión -y el de comparar el contexto tectónico del CMPT-LP con el de su región circundante- en este trabajo se dan a conocer nuevas edades U-Pb SHRIMP, datos de la composición isotópica de Hf y de la composición química de unidades que forman parte de este corredor magmático. El CMPT-LP está localizado en la provincia de La Pampa, centro-sur de Argentina, y tiene continuidad en el sur de las provincias de Mendoza y Buenos Aires (Figura 1).
Figura 1 Contexto tectónico del Corredor Magmático Intracratónico Pérmico-Triásico de La Pampa (CMPT-LP). Geología pérmica-triásica simplificada, modificada de Kleiman y Japas (2009), Rocher et al. (2015) y Sato et al. (2015, y referencias allí citadas), entre otros. Límites entre terrenos tectono-estratigráficos (indicados como zonas de paleo-subducción) tomados de Chernicoff y Zappettini (2004). Ubicación de la faja de cizalla pérmica (capitaniana) del Cerro de Los Viejos tomada de Tickyj et al. (1997). Nótese cierta superposición del corredor CMPT-LP con el retroarco Choiyoi (sensu Rocher et al., 2015). Edades: Granito López Lecube (U-Pb SHRIMP en circones, Pankhurst et al., 2006); Traquiandesita El Centinela (U-Pb convencional, dos cristales de circón, Tickyj et al., 2010); Trondhjemita Las Matras (U-Pb SHRIMP en circones, un cristal de circón, Chernicoff et al., 2016b); * (un asterisco) sanidina pérmica en toba andesítica eocena de la Formación Gran Salitral (Ar-Ar en sanidina, Melchor, 2002); ** (dos asteriscos) Sienita Estancia El Trabajo (K-Ar en anfíbol, Lagorio et al., 2008); Sienogranito Chacharramendi y Riolita Lihue Calel (U-Pb SHRIMP en circones, este trabajo).
En algunos trabajos anteriores el corredor magmático CMPT-LP fue considerado como post-orogénico (p. ej., Llambías et al., 2003) respecto de la Fase Orogénica San Rafael (FOSR; Llambías et al., 1993) ocurrida en el Pérmico Inferior del margen paleopacífico central de América del Sur. En tanto, en otros trabajos (e.g.,Llambías y Sato, 1990; Sato et al., 2015), este corredor magmático ha sido señalado como anorogénico, criterio que se prefiere en el presente artículo debido a la ausencia de deformación compresiva (FOSR ausente) en la roca sedimentaria encajonante pérmica inferior del mismo (Formación Carapacha; p. ej., Tomezzoli y Melchor, 2002; Chernicoff et al., 2008), entre otras consideraciones. Esta ausencia de deformación plegante en la Formación Carapacha contrasta con la deformación plegante causada por la FOSR en el sustrato sedimentario del Grupo Choiyoi propiamente dicho (o Arco Magmático Choiyoi), más hacia el noroeste, en el sector principal de la cuenca de San Rafael (Formación El Imperial, Pensilvánico-Pérmico muy temprano).
Tomando en cuenta el contexto tectónico y ubicación geográfica del corredor magmático CMPT-LP, se analiza la conveniencia de excluirlo del Grupo Choiyoi -de edad contemporánea pero no asociado espacialmente a una región intracratónica- en el que hasta ahora estaba incluido (p. ej., Sato et al., 2015). Si bien el Grupo o Provincia Magmática Choiyoi ha sido muy estudiado desde diversos puntos de vista (petrológico, geoquímico, estructural, tectónico, paleomagnético), de lo que dan cuenta numerosos trabajos recientes (Kleiman y Japas, 2009, Domeier et al., 2011, Tomezzoli et al., 2011, Sato et al., 2015, Poma et al., 2014, Rocher et al., 2015, entre otros), la región del CMPT-LP no ha sido mayormente el objeto principal de estos estudios.
Asimismo se comparan brevemente los marcos tectónicos de las fajas orogénicas lindantes del CMPT-LP -fajas de San Rafael (ó Sanrafaélica, o Arco-Retroarco Choiyoi) y Gondwánides Norpatagónicos-, discutiéndose: 1) la pertinencia de separarlas o deslindarlas temporal y espacialmente entre sí, en contraposición al concepto mayormente aceptado de una evolución transicional entre dichas fajas (Kleiman y Japas, 2009, Pángaro et al., 2016, entre otros), y 2) la connotación que tiene la diferencia evolutiva entre estas dos fajas orogénicas -i.e., carácter acrecional de la Faja Sanrafaélica versus carácter colisional de los Gondwánides Nordpatagónicos (contextos de subducción continua versus terminación del ciclo de Wilson; terminología de Cawood y Buchan, 2007), inclusive con distintos sentidos de la polaridad de la paleo-subducción asociada en cada caso (p. ej., Sato et al., 2015) - para su exploración geológico-minera.
El objetivo inicial de este trabajo es esclarecer el ambiente tectónico en que tuvo lugar el magmatismo pérmico-triásico de la provincia de La Pampa, Argentina, precisar su edad, composición isotópica y distribución geográfica, así como analizar su desvinculación de dos fajas magmáticas Gondwánicas lindantes y parcialmente contemporáneas. En segundo lugar, analizar el diferente marco tectónico de emplazamiento entre estas dos últimas fajas, en contraposición al concepto mayormente aceptado de una evolución transicional entre ellas.
MAGMATISMO GONDWÁNICO
Una importante faja magmática pérmico-triásica ocurre de manera discontinua a lo largo del margen occidental de Gondwana en América del Sur, con afloramientos desde el Perú central hasta latitudes próximas a los 39° S en la Argentina. De oeste a este esta faja se extiende aproximadamente por 600 km desde el margen Gondwánico hacia el antepaís, alcanzando la longitud de las actuales Sierras Pampeanas y el margen occidental del cratón del Río de la Plata.
Esta faja comprende rocas plutónicas epizonales y volcánicas -incluyendo una voluminosa facies piroclástica-, conjuntamente referidas como provincia magmática Choiyoi en la Argentina y Chile (Kay et al., 1989; Llambías et al., 1993; Llambías, 1999). Esta provincia magmática se habría desarrollado en un contexto que evolucionó desde un arco magmático relacionado a subducción carbonífera superior a pérmica, seguido de un régimen colisional (p. ej., Llambías et al., 2003; Kleiman y Japas, 2009; Rocha-Campos et al., 2011; Charrier et al., 2014; Poma et al., 2014; Rocher et al., 2015; Sato et al., 2015; Pángaro et al., 2016; y trabajos allí citados) sucedido, en el Trasico Inferior, por un magmatismo ácido post-orogénico (p. ej., Llambías, 1999). Desde el Triásico Medio (i.e., post-Choiyoi) la última etapa habría evolucionado transicionalmente a un magmatismo de tipo synrift (Kleiman y Japas, 2009; Rocha-Campos et al., 2011; Poma et al., 2014, entre otros).
En la Argentina, la provincia magmática Choiyoi está expuesta en: 1) la Cordillera Frontal de Mendoza y San Juan, donde constituye los afloramientos más voluminosos de rocas félsicas, y cantidades subordinadas de rocas básicas y mesosilícicas (p. ej., Mpodozis and Kay, 1992; Llambías et al., 1993, Breitkreuz and Zeil, 1994; Rocher et al., 2015) y donde las secuencias volcánicas predominan en la Argentina y las rocas plutónicas en Chile (i.e., Charrier et al., 2014, y referencias allí citadas), aunque algunos plutones importantes tal como el batolito de Colangüil también ocurren en la Argentina (Llambías and Sato, 1990, 1995); 2) la región de la Puna de la provincia de Salta, como afloramientos aislados (p. ej., Zappettini y Blasco, 1998; Page y Zappettini, 1999; Poma et al., 2014) que continúan hacia el noroeste en Chile (p. ej., Munizaga et al., 2008); 3) el basamento de la cuenca Neuquina y en la Cordillera Principal de la región austral de la provincia de Mendoza (p. ej., Llambías et al., 2007; Casé et al., 2008; Barrionuevo et al., 2013); 4) el bloque San Rafael y su continuación austral en la provincia de La Pampa (p. ej., Sruoga y Llambías, 1992; Llambías et al., 2003; Kleiman y Japas, 2009; Rocha-Campos et al., 2011; Chernicoff et al., 2016a), región esta última en donde enfoca su atención el presente trabajo. A su vez, el magmatismo Gondwánico se extiende hacia el sudeste (p. ej., Gregori et al., 2003), al norte patagónico (p. ej., Caminos et al., 1988; Rapela y Llambías, 1985; Pankhurst et al., 1992).
LAS ROCAS ANALIZADAS
Sienogranito Chacharramendi (MG88)
Con el objeto de la realización de análisis isotópicos y geoquímicos se tomaron muestras del Sienogranito Chacharramendi en la proximidad al poblado homónimo de la provincia de La Pampa (-37.32143 S / -65.71778 O), donde este cuerpo plutónico aflora muy someramente, y hay una cantera inactiva. Con anterioridad al presente estudio, esta unidad contaba con dos edades triásicas superiores obtenidas por Linares et al. (1980): K-Ar 207 ± 10 Ma, y Rb-Sr 213 ± 10 Ma.
Se trata de un leucosienogranito rosado, fresco, de textura granosa hipidiomórfica, grano mediano y con algunos cristales mayores de hasta 10 mm de feldespato potásico. Está constituido por feldespato potásico, plagioclasa (oligoclasa media), cuarzo y escasa biotita. Las relaciones geológicas de campo de este cuerpo resultan inciertas debido a que la cobertura sedimentaria moderna impide ver sus límites y contactos.
Riolita Lihue Calel (GA119)
Asimismo, se tomó una muestra de la Riolita Lihue Calel en la sierra homónima de la provincia de La Pampa (-38.02222 S / -65.58916 O) con el objeto de obtener una confirmación de su edad por el método U-Pb SHRIMP en circones, y de establecerse la composición isotópica de Hf de los circones datados. Linares et al. (1980) dataron rocas en esta localidad, obteniendo una edad 238 ± 5 Ma (Rb-Sr isócrona en roca total), y una edad 235 ± 5 Ma (K-Ar), en tanto que Rapela et al. (1996) establecieron una edad de 240 ± 2 Ma (Rb-Sr isócrona en roca total).
La Riolita Lihue Calel consiste en una espesa sucesión de ca. 1800 m de ignimbritas con abundante cantidad de fenocristales, lavas y brechas en menor proporción, que cuenta con estudios petrológicos y geoquímicos (p. ej., Sruoga y Llambías 1992, Llambías 1973).
DATACIÓN U-Pb SHRIMP
Metodología
Las rocas (muestras MG88 y GA119) fueron trituradas, pulverizadas, tamizadas a malla 60, y lavadas para remover las fracciones arcilla y limo. El material restante, correspondiente a arena fina y muy fina, fue secado y procesado por dos líquidos pesados: LST (politungstato de litio, densidad 2.82) y TBE (tetrabromoetano, densidad 2.98). Los concentrados de minerales pesados fueron separados en cuatro fracciones usando un separador magnético Frantz®. Usando una inclinación lateral de 5° y una corriente de 1 Ampere, los granos de circón fueron recogidos de la fracción menos magnética (y titanita de la fracción más magnética). Los granos luego fueron montados en discos de epoxy de 2,5 cm de diámetro junto con los estándares analíticos. Los montajes se pulieron y recubrieron con carbono para formación de imágenes usando un microscopio electrónico de barrido TESCAN-VEGA3 en el Centro de Microscopía, Caracterización y Microanálisis de la Universidad de Australia Occidental (Perth). El revestimiento de carbono fue removido y reemplazado por un recubrimiento en oro para proceder a los análisis U-Pb SHRIMP. Los análisis de U-Pb mediante microsonda iónica de alta resolución y sensibilidad (SHRIMP II) fueron llevados a cabo en la Universidad Curtin (Perth) en cuatro sesiones usando un tamaño de spot analítico circular de 20 a 25 μm de diámetro. Para varios granos metamícticos, el tamaño del spot analítico fue reducido a 10 o 15 μm.
Los análisis individuales están compuestos por nueve mediciones para circón (196Zr2O, 204Pb, background, 206Pb, 207Pb, 208Pb, 238U, 248ThO, 254UO), repetidas en cinco escaneos. Para identificar la posición del pico de masa 204Pb se utilizaron los estándares de circón D23 y vidrio NBS611, en tanto que la calibración del contenido de U y el cociente Pb/U se hicieron utilizando el estándar de circón BR266 (559 Ma, 903 ppm U; Stern, 2001). Los datos fueron reducidos utilizando el programa SQUID© 1.03 (Ludwig, 2001), y las edades se calcularon usando el programa Isoplot© 3.0 (Ludwig, 2003). Las edades presentadas son edades de concordia 206Pb/238U con incertidumbre expresada como 2a, mientras que en los análisis individuales está expresada como 1σ" (Tabla 1).
Tabla 1 Datos U-Pb SHRIMP de la Riolita Lihué Calel y el Sienogranito Chacharramendi.
| Spot |
238U ppm |
232Th ppm |
232Th/238U ratio |
206Pb ppm |
207Pb ppm |
206Pb común % |
238Pb/206Pb ratio |
% err |
207Pb/206Pb ratio |
% err |
208Pb/232Th ratio |
% err |
206Pb/238U age |
1s err |
207Pb/206Pb age |
1s err | Disc. % |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| GA119, Riolita Lihue Calel | |||||||||||||||||
| B.1-1 | 121 | 117 | 1.00 | 4.0 | 0.26 | 0.00 | 26.0462 | 1.67 | 0.06611 | 3.51 | 0.0124 | 2.83 | 242.9 | 4.0 | 810 | 73 | 70 |
| B.4-1 | 177 | 252 | 1.47 | 5.8 | 0.30 | 0.47 | 26.3826 | 1.88 | 0.05182 | 9.87 | 0.0120 | 3.67 | 239.8 | 4.4 | 277 | 226 | 14 |
| B.5-1 | 117 | 193 | 1.71 | 4.0 | 0.16 | 4.88 | 26.3848 | 2.21 | 0.03927 | 33.37 | 0.0113 | 6.92 | 239.8 | 5.2 | -399* | 870 | 160* |
| B.5-2 | 126 | 210 | 1.72 | 4.1 | 0.22 | 1.59 | 26.5326 | 2.03 | 0.05343 | 11.74 | 0.0113 | 4.02 | 238.5 | 4.7 | 347 | 266 | 31 |
| B.6-2 | 189 | 318 | 1.74 | 6.2 | 0.27 | 1.71 | 26.7602 | 1.89 | 0.04419 | 13.31 | 0.0111 | 3.68 | 236.5 | 4.4 | -100* | 327 | 336* |
| B.8-1 | 120 | 167 | 1.43 | 4.0 | 0.21 | 0.84 | 26.0547 | 2.00 | 0.05165 | 10.26 | 0.0123 | 3.97 | 242.8 | 4.8 | 270 | 235 | 10 |
| B.9-1 | 178 | 269 | 1.56 | 5.9 | 0.23 | 2.60 | 26.5629 | 1.50 | 0.03937 | 18.09 | 0.0105 | 4.03 | 238.2 | 3.5 | -392* | 471 | 161* |
| B.11-2 | 40 | 59 | 1.54 | 1.5 | 0.04 | 11.48 | 26.3001 | 3.92 | 0.02840 | 102.63 | 0.0101 | 18.51 | 240.6 | 9.3 | -1331* | 3280 | 118* |
| B.12-1 | 849 | 445 | 0.54 | 27.9 | 1.31 | 2.21 | 26.7335 | 1.18 | 0.04677 | 6.52 | 0.0105 | 5.89 | 236.7 | 2.7 | 38 | 156 | 84 |
| MG88, Sienogranito Chacharramendi | |||||||||||||||||
| B.6-1 | 443 | 569 | 1.33 | 15.4 | 0.79 | 0.55 | 24.7897 | 1.42 | 0.05135 | 4.60 | 0.0122 | 2.01 | 254.9 | 3.6 | 256 | 106 | 1 |
| B.6-2 | 336 | 375 | 1.15 | 11.5 | 0.59 | 0.36 | 25.0995 | 1.16 | 0.05117 | 3.48 | 0.0120 | 2.24 | 251.9 | 2.9 | 248 | 80 | -1 |
| B.7-1 | 134 | 211 | 1.63 | 4.9 | 0.26 | 4.74 | 24.6444 | 1.45 | 0.05211 | 11.87 | 0.0126 | 3.87 | 256.4 | 3.7 | 290 | 271 | 12 |
| B.10-1 | 295 | 375 | 1.31 | 10.5 | 0.54 | 1.92 | 24.5123 | 1.23 | 0.05135 | 6.14 | 0.0126 | 2.58 | 257.8 | 3.1 | 257 | 141 | 0 |
| B.11-1 | 635 | 490 | 0.80 | 22.4 | 1.12 | 1.85 | 24.8278 | 1.41 | 0.05013 | 5.46 | 0.0119 | 2.95 | 254.6 | 3.5 | 201 | 127 | -27 |
| B.12-1 | 664 | 576 | 0.90 | 22.3 | 1.28 | 0.91 | 25.7682 | 1.22 | 0.05741 | 3.65 | 0.0101 | 2.98 | 245.4 | 2.9 | 507 | 80 | 52 |
| B.13-1 | 1332 | 1499 | 1.16 | 46.2 | 2.36 | 0.56 | 24.8847 | 1.12 | 0.05103 | 2.70 | 0.0120 | 2.02 | 254.0 | 2.8 | 242 | 62 | -5 |
| B.16-1 | 413 | 365 | 0.91 | 13.8 | 0.89 | -0.21 | 25.6658 | 1.35 | 0.06421 | 3.57 | 0.0142 | 1.80 | 246.4 | 3.3 | 749 | 75 | 67 |
Todos los cocientes y edades están corregidos por plomo común usando la cantidad medida de 204Pb. Edades 207Pb/206Pb negativas y discordancia mayor que 100% (marcada con *) son datos espurios derivados de contenido de 207Pb extremadamente bajo (>0.25ppm).
Resultados y evaluación
Se presentan los resultados del Sienogranito Chacharramendi y la Riolita Lihue Calel (Tabla 1).
Sienogranito Chacharramendi (MG88): Pérmico superior (Lopingiano)
Se analizaron ocho cristales de circón, pero sólo seis se usaron para el cálculo de la edad. Los análisis de los granos 12-1 y 16-1 son altamente discordantes (52% y 67%). Los circones son magmáticos, con un contenido promedio de U de 531 ppm, y promedio Th/U de 1.15. Un ejemplo de circón datado se ve en Figura 2a (grano elongado, datado 254 ± 3 Ma). Todos los granos tienen edades con el mismo rango de precisión, agrupándose en la edad 206Pb/238U versus207Pb/206Pb de 254.73 ± 1.3 Ma (MSWD = 0.31; 2σ) (concordia inversa o Tera-Wasserburg, Figura 2b). Esta edad corresponde al final del Pérmico, y es considerada como la edad de cristalización del cuerpo granítico.
Figura 2 Resultados de la datación U-Pb SHRIMP en circones del Sienogranito Chacharramendi (muestra MG88). a) Imagen de electrones retrodifundidos de uno de los circones analizados; b) Diagrama de concordia inversa (207Pb/206Pb vs. 206Pb/238U) para circones magmáticos de la muestra analizada; la edad de concordia inversa es 254.7 ± 1.3 Ma.
Riolita Lihue Calel (GA119): Triásico Medio
Se analizaron nueve cristales de circón. Todos los granos son magmáticos, con un contenido promedio de U de 383 ppm, y promedio Th/U de 1.41 (Tabla 1). Un ejemplo de circón datado se ve en la Figura 3a. Todos los circones son pobres en U y muy pobres en 207Pb (el promedio llega sólo a 0.33 ppm), debido a lo cual, los valores de las edades 207Pb/206Pb y de concordancia no tienen significado. La edad calculada está centrada en las relaciones 238U/206Pb. Todos los granos tienen edades con el mismo grado de precisión, excepto el grano 11-2 que tiene un alto contenido de Pb común (12.24%) y no fue usado en el cálculo de la edad. La edad obtenida con 8 de los 9 análisis es 239 ± 1.5 Ma (MSWD = 0.92; 2σ) (Figura 3b) -Triásico Medio (Ladiniano)- y es considerada como la edad de cristalización de la unidad riolítica.
Figura 3 Resultados de la datación U-Pb SHRIMP en circones de la Riolita Lihue Calel (muestra GA119). a) Imagen de electrones retrodifundidos de uno de los circones analizados; b) Diagrama de concordia inversa (207Pb/206Pb vs. 206Pb/238U) para circones magmáticos de la muestra analizada; la edad de concordia inversa es 239.3 ± 1.5 Ma (la edad promedio es 239.0 ± 1.9 Ma).
ISÓTOPOS DE Hf
Metodología
Los análisis isotópicos de Lu-Hf en circones se llevaron a cabo en el GEMOC (Geochemical Evolution and Metallogeny of Continents, Macquarie University, Sydney) utilizando una microsonda de ablación laser marca New Wave/Merchantek UP213, acoplada a un espectrómetro de masas de tipo multicolector con plasma de acoplamiento inductivo marca Nu Plasma (Multi-Collector Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry, MC-ICP-MS). Las condiciones de funcionamiento incluyen un haz de ± 55 μm de diámetro, frecuencia de repetición de 5 Hz, con una energía de ~0.4-0.8 mJ. Los tiempos de ablación fueron de 100-120 segundos, resultando en hoyos de 40-60 μm de profundidad. La interferencia isobárica de 176Yb en 176Hf fue corregida midiendo el isótopo 172Yb libre de interferencia, y luego usando el cociente 176Yb/172Yb para calcular la intensidad del 176Yb libre de interferencia. El valor apropiado de 176Yb/172Yb fue determinado analizando el stardard de Hf JMC475 (Wiedenbeck et al., 1995), al cual se fueron adicionando sucesivamente varias cantidades de Yb. Debido a que la relación 176Lu/177Hf en circón es extremadamente baja (normalmente <0.002), la interferencia isobárica de 176Lu en 176Hf es despreciable (Iizuka and Hirata, 2005). El material de referencia de circón Mud Tank (MT), que tiene un cociente promedio de 176Hf/177Hf de 0.282522±42 (2σ) (Griffin et al., 2007), fue utilizado para medir la precisión de los resultados. El MT analizado en este estudio estuvo dentro del rango reportado previamente (0.282531±40; n=14). El standard de circón Temora-2 también fue utilizado para monitorear la eficiencia de la corrección de Yb. El promedio medido de 176Hf/177Hf de Temora2 para este estudio es 0.282679±19 (n=3), el cual está dentro del rango de valores previamente reportados (0.282687±24; Hawkesworth y Kemp, 2006). Temora-2 tiene cocientes 176Yb/177Hf típicos de alrededor de 0.04, apenas más altos que los cocientes de 176Yb/177Hf promedio en este estudio (0.034). Mayores detalles de las técnicas analíticas, precisión y exactitud son descriptos por Griffin et al. (2000, 2004).
Los valores iniciales de 176Hf/177Hf fueron calculados utilizando cocientes medidos de 176Lu/177Hf, con una incertidumbre típica en análisis individuales de 176Lu/177Hf de 1-2% (2σ). Tal error refleja tanto los errores analíticos como la variación intragrano de Lu/Hf típicamente observada en circones. Para el cálculo de los valores εHf se utilizaron la constante de decaimiento de 176Lu de Scherer et al. (2001) (1.865x10-11) y los valores condríticos (CHUR) de Blichert-Toft y Albarède (1997). Para el cálculo de las edades modelo Hf (TDM) en un paso ("single-stage model ages") se empleó un modelo de evolución del manto empobrecido calculado a partir de valores actuales de 176Hf/177Hf = 0.28325 (Griffin et al., 2000, 2004). Las edades modelo de Hf (TDM) en un paso ("single-stage model ages"), las cuales son calculadas usando las relaciones 176Hf/177Hf y 176Lu/177Hf medidas en el circón, proporcionan sólo una edad mínima para la fuente del magma del cual el circón ha cristalizado. Por lo tanto, también se ha calculado, para cada circón, una "edad modelo cortical" (TDMC) (edades modelo en dos pasos), la cual asume que la fuente del magma fue producida de una corteza continental promedio con una relación 176Lu/177Hf de 0.015 (Griffin et al., 2000, 2002) que fue originalmente derivada del manto empobrecido.
El cálculo de los valores εHf(t) está basado en edades U-Pb SHRIMP en circones y en los valores condríticos (CHUR) de 176Hf/177Hf=0.282772 y 176Lu/177Hf=0.0332 (Blichert-Toft y Albarède, 1997).
Resultados y evaluación
Sienogranito Chacharramendi (MG88)
Se realizaron seis determinaciones de isótopos de Hf en granos datados de circón del Sienogranito Chacharramendi (Tabla 2). Los cocientes 176Hf/177Hf de todos los cristales de circón medidos son similares y los datos produjeron valores negativos εHf (promedio -5.68). La edad modelo Lu-Hf de los circones es 1.64 Ga (Figura 4). Esto significa que el sienogranito aquí analizado fue cristalizado a partir de un fundido con importante contribución de corteza statheriana tardía (1.64 Ga). Esa edad modelo también puede ser un promedio de las edades de una corteza compleja con rocas más antiguas y más jóvenes que 1.64 Ga.
Tabla 2 Composición isotópica de Hf de circones de la Riolita Lihué Calel y el Sienogranito Chacharramendi.
| Spot |
206Pb/238U edad (Ma) |
176Yb/177Hf | 176Lu/177Hf | 176Hf/177Hf | error 1 sigma |
εHF | error 1 sigma |
TDMC cortical |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| GA119, Riolita Lihue Calel | ||||||||
| B.1-1 | 243 | 0.0370055 | 0.00081711 | 0. 282475 | 0.0000067 | -5.30 | 0.2345 | 1.61 |
| B.4-1 | 240 | 0.0429246 | 0.00094219 | 0. 282459 | 0.0000091 | -5.95 | 0.3185 | 1.65 |
| B.5-2 | 238 | 0.0307602 | 0.00075895 | 0. 282488 | 0.000023 | -4.93 | 0.805 | 1.58 |
| B.8-1 | 243 | 0.0583882 | 0.00120825 | 0. 282455 | 0.0000061 | -6.07 | 0.2135 | 1.66 |
| MG88, Sienogranito Chacharramendi | ||||||||
| B.6-1 | 254.9 | 0.11968 | 0.002289 | 0.282456 | 0.000015 | -5.97 | 0.525 | 1.664 |
| B.6-2 | 251.9 | 0.08265 | 0.001612 | 0.282466 | 0.000011 | -5.57 | 0.385 | 1.636 |
| B.7-1 | 256.4 | 0.04529 | 0.000827 | 0.282458 | 0.000015 | -5.62 | 0.525 | 1.643 |
| B.10-1 | 257.8 | 0.03986 | 0.000814 | 0.282474 | 0.000013 | -5.02 | 0.455 | 1.606 |
| B.13-1 | 254.0 | 0.05247 | 0.001058 | 0.282462 | 0.000010 | -5.57 | 0.3465 | 1.638 |
| B.16-1.5 | 243.4 | 0.06003 | 0.001193 | 0.282447 | 0.000010 | -6.35 | 0.350 | 1.678 |
Figura 4 Diagrama 176Hf/177Hf versus edad de seis circones datados de la muestra MG88 (Sienogranito Chacharramendi). La edad modelo cortical, T(DM)C, relativa al manto empobrecido es statheriana tardía (1.64 Ga). La pendiente de la línea de guiones se calculó con un valor de 0.015 para el cociente 176Lu/177Hf. DM: Manto empobrecido; CHUR: reservorio condrítico uniforme.
Riolita Lihue Calel (GA119)
Se realizaron cuatro determinaciones de isótopos de Hf en granos de circón de la Riolita Lihue Calel. Los cocientes 176Hf/177Hf de todos los cristales de circón medidos son similares y los datos produjeron valores negativos εHf (promedio -5.56; Tabla 2). La edad modelo Lu-Hfpromedio de los circones es 1.64 Ga (Figura 5). Esto significa que la riolita aquí analizada fue cristalizada a partir de un fundido con importante contribución de corteza statheriana tardía (1.64 Ga). La coincidencia entre las dos edades modelo de las dos muestras (sienogranito y riolita) indica que es más probable la presencia de una corteza statheriana y que las edades modelo con 1.64 Ga no son el resultado de la fusión de rocas con diferentes edades.
Figura 5 Diagrama 176Hf/177Hf versus edad de cuatro circones datados de la muestra GA119 (Riolita Lihue Calel). La edad modelo (cortical) del manto empobrecido es statheriana tardía (1.64 Ga). La pendiente de la línea de guiones se calculó con un valor de 0.015 para el cociente 176Lu/177Hf. DM: Manto empobrecido; CHUR: reservorio condrítico uniforme.
GEOQUÍMICA
Los análisis químicos de roca total se efectuaron en Activation Laboratories Ltd., Ontario, Canadá. Los elementos mayores se analizaron mediante el método de fusión con metaborato/tetraborato de litio - ICP. La precisión y exactitud es generalmente superior al 2% (relativo). Los elementos traza y los elementos del grupo de tierras raras (REE) se analizaron mediante un ICP-MS. La precisión y exactitud es generalmente superior al ±6%. El contenido en elementos mayoritarios y traza de rocas seleccionadas del CMPT-LP se presentan en la Tabla 3. En la descripción que sigue se hace referencia a estos valores así como a otros obtenidos por otros autores.
Tabla 3 Concentración de elementos mayores y traza en rocas del Corredor Magmático Intracratónico Pérmico-Triásico de La Pampa (CMPT-LP).
| Localidad | Paso del Bote |
Chacharra- mendi |
Estancia El Trabajo |
Las Matras |
|---|---|---|---|---|
| Muestra | PB82 | MG156 | CHZ71 | MG160 |
| Litología | Bostonita | Granito | Sienita | Trondhjemita |
| Latitud | -38.02315 | -37.32143 | -38.22258 | -36.78333 |
| Longitud | -65.82467 | -65.71778 | -65.68762 | -67.12300 |
|
(% en peso) | ||||
| SiO2 | 55.03 | 74.11 | 58.7 | 71.7 |
| TiO2 | 0.836 | 0.14 | 0.997 | 0.28 |
| Al2O3 | 14.82 | 13.29 | 12.55 | 13.08 |
| Fe2O3t | 6.06 | 1.87 | 6.07 | 3.08 |
| MnO | 0.105 | 0.03 | 0.09 | 0.05 |
| MgO | 3.29 | 0.1 | 4.11 | 0.44 |
| CaO | 6.11 | 0.62 | 4.93 | 1.8 |
| Na2O | 3.74 | 3.83 | 2.79 | 4.53 |
| K2O | 3.34 | 5.32 | 6.96 | 2.9 |
| P2O5 | 0.39 | 0.02 | 0.98 | 0.07 |
| LOI | 6.85 | 0.8 | 0.87 | 1.1 |
| Total | 100.3 | 99.12 | 99.05 | 99.06 |
|
(ppm) | ||||
| Ba | 1111 | 259.8 | 4505 | 788.6 |
| Rb | 100 | 268.1 | 162 | 44.2 |
| Sr | 311 | 99 | 1524 | 177 |
| Cs | 3.4 | 2.8 | 2.7 | 0.3 |
| Ga | 17 | 21 | 23 | 13 |
| Ta | 0.7 | 1.2 | 0.8 | < l.d. |
| Nb | 12 | 28 | 15 | 8 |
| Hf | 4.4 | < l.d. | 9.2 | 2 |
| Zr | 182 | 122.8 | 335 | 186.4 |
| Y | 14 | 10.7 | 27 | 28.6 |
| h | 9.9 | 21.3 | 22.4 | 3.7 |
| U | 1.7 | 1.15 | 2.7 | 1.35 |
| Cr | 200 | < l.d. | 90 | < l.d. |
| Ni | 80 | < l.d. | 70 | < l.d. |
| Co | 30 | 65.7 | 47 | 45.5 |
| Sc | 13 | 7.6 | 14 | 12.1 |
| V | 123 | 40 | 164 | 49 |
| Cu | < l.d. | 5 | 70 | 7 |
| Pb | 45 | 32 | 56 | 11 |
| Zn | 70 | 12 | 80 | 45 |
| La | 42.3 | 34.6 | 132 | 21.5 |
| Ce | 83.4 | 64.2 | 260 | 49.1 |
| Pr | 9.17 | 7.4 | 30 | 5.89 |
| Nd | 33.3 | 24.4 | 119 | 22.9 |
| Sm | 6 | 3.8 | 19.7 | 5.1 |
| Eu | 1.43 | 0.71 | 4.47 | 1.1 |
| Gd | 4.7 | 3.24 | 13 | 5.66 |
| Tb | 0.6 | 0.36 | 1.4 | 0.73 |
| Dy | 2.9 | 1.88 | 5.8 | 4.6 |
| Ho | 0.5 | 0.33 | 1 | 0.95 |
| Er | 1.6 | 1.1 | 2.4 | 3.36 |
| Tm | 0.23 | 0.17 | 0.33 | 0.45 |
| Yb | 1.5 | 1.2 | 2.0 | 2.9 |
| Lu | 0.21 | 0.2 | 0.28 | 0.49 |
El CMPT-LP está constituido predominantemente por volcanitas riolíticas (SiO2 entre 70 y 78%) y sienogranitos (SiO2 entre 74 y 78%). De manera subordinada hay traquitas (SiO2: 61 a 66%), bostonitas (SiO2: 55%), sienitas (SiO2: 57 a 62%) y trondhjemitas (SiO2: 71 a 75%) (Nota: se toman las trondhjemitas del Plutón Las Matras, originalmente datadas como mesoproterozoicas por Sato et al., 2000, debido a su reciente asignación al Pérmico; Chernicoff et al., 2016b). Entre las variedades alcalinas se clasifican las sienitas de López Lecube y Estancia El Trabajo, la bostonita de Paso del Bote y la traquita comendítica de Puesto Garro, y en parte las riolitas y granitos (Na2O + K2O > 8). En su conjunto, las rocas del CMPT-LP son del tipo alto potasio (K2O/Na2O > 1) excepto las trondhjemitas (K2O/Na2O ~ 0.6-0.7). En el diagrama A/CNK vs. A/NK de Maniar y Piccoli (1989) -no mostrado- las rocas intermedias se agrupan en el campo metaluminoso, en tanto las más ácidas lo hacen cercanas al límite de los campos metaluminoso e hiperaluminoso, lo que se refleja en el contenido de corindón normativo en las riolitas (cf.Sruoga y Llambias, 1992). El contenido de TiO2, Al2O3, Fe2O3t, MnO, MgO y CaO muestra un decrecimiento gradual con el incremento de SiO2, en tanto Na2O y K2O no presentan correlación con SiO2.
Las rocas, analizadas por grupo litológico, en general muestran un rango de variación de elementos traza restringido, de entre 1 y 3 veces (e.g., REE en granito entre 100 y 200 ppm, REE en sienitas entre 300 y 600 ppm). En contraste, algunos elementos muestran una gran variación, de entre 20 y 40 veces, tales como Ba (entre 50 y 1400 ppm en riolitas y entre 40 y 1400 ppm en granitos), Co (entre 2 y 30 ppm en riolitas y entre 1 y 160 ppm en granitos) y Cr (entre 4 y 75 ppm en riolitas y entre 10 y 200 ppm en granitos).
El contenido de REE normalizado a basaltos de islas oceánicas (OIB) muestra un patrón subhorizontal, con presencia de moderadas anomalías negativas de Eu en granitos y riolitas y leve enriquecimiento en REE pesadas en las trondhjemitas (Figura 6a). En los diagramas de variación multielemental normalizados al condrito de Thompson (1982), entre los elementos litófilos de radio iónico grande (LILE), el Ba y el Sr presentan anomalías negativas pronunciadas, en tanto que entre los elementos de alto potencial iónico (HFSE) presentan una marcada depresión en Ti y moderada en Nb, anomalías que son menos pronunciadas en las sienitas (Figura 6b).
Figura 6 Diagramas de elementos traza y de discriminación de ambientes tectónicos para las rocas del Corredor Magmático Intracratónico Pérmico-Triásico de La Pampa (CMPT-LP). a) Diagrama de elementos de las tierras raras normalizado a OIB (Sun, 1980); b) Diagrama de variación multielemental normalizado al condrito de Thompson (1982); c) diagrama geotectónico Rb vs. Y+Nb de Pearce et al. (1984); d) Diagrama de discriminación de granitoides de Whalen et al. (1987); e) Diagrama de TiO2 versus SiO2 de Maniar y Piccoli (1989); f) cociente Y/Nb para los campos del CMPT-LP y de los Arcos Choiyoi y Gondwánides. Referencias para las figuras a-e: Campos de (1) riolitas a partir de Sruoga y Llambías (1992) (riolita Lihuel Calel) y Llambías et al. (2003) (riolita Cerro Colón); (2) granitos a partir de Llambías et al. (2003) (Algarrobo del Aguila y Chacharramendi) y Gregori et al. (2003) (López Lecube); (3) sienitas y traquitas a partir de Gregori et al. (2003) (López Lecube), Dristas et al. (1998) (Puesto Garro); y (4) trondhjemitas a partir de Sato et al. (2000). Referencias para la figura f: datos propios y de Kleiman y Japas (2009), Llambías et al. (2003), Rocher et al. (2015), Sato et al. (2015) y Varela et al. (2015).
En el diagrama Rb vs. Y+Nb de Pearce et al. (1984) (Figura 6c) las rocas estudiadas se agrupan en el campo de los granitos de intraplaca. Por otra parte en el diagrama discriminante de granitoides de Whalen et al. (1987) (Figura 6d), la totalidad de las muestras se ubican en el campo de los granitoides del tipo A. En tanto, en el diagrama de TiO2 versus SiO2 de Maniar y Piccoli (1989) (Figura 6e) las muestras se ubican en el campo de rift continental abortado. Estas características contrastan con el ambiente de subducción sugerido por las anomalías negativas de Ti, Ta y Nb en el diagrama multielemental (Figura 6b). Sin embargo, el ambiente tectónico no es consistente con una subducción activa para la edad y posición del Corredor CMPT-LP analizado, no descartándose entonces una herencia geoquímica a partir de rocas de arco más antiguas (arco famatiniano y/o arco pampeano).
El análisis de la signatura química de los granitos del CMPT-LP es consistente con la caracterización de aquéllos de tipo tipo A de Eby (1990), en los que cocientes de Y/Nb <1.2 corresponden a fuentes químicamente similares a aquéllas a partir de las cuales se forman los basaltos OIB. En efecto, los cocientes Y/Nb en el CMPT-LP varían entre 0.3 y 0.9, y por lo tanto las rocas del CMPT-LP también clasifican en el campo A1 de Eby (1992) -en contraste con el campo A2 del mismo autor, asignado a suites tipo A con cocientes Y/Nb >1.2, derivadas de fuentes químicamente similares a basaltos de arco de islas o de margen continental. En la Figura 6f se muestra como los campos correspondientes a los arcos Choiyoi y Gondwánides se agrupan por separado del campo correspondiente al CMPT-LP, en virtud de sus cocientes Y/Nb >1.2 o <1.2, respectivamente.
DISCUSIÓN
Datos isotópicos y geoquímicos
Se ha realizado un estudio y revisión de las unidades magmáticas pérmicas-triásicas de la provincia de La Pampa, Argentina -con continuidad en el sur de las provincias de Mendoza y Buenos Aires-que integran lo que aquí denominamos el Corredor Magmático Intracratónico Pérmico-Triásico de La Pampa (CMPT-LP; Figura 1). Se dan a conocer nuevas edades U-Pb SHRIMP, composición isotópica de Hf en circones y composición química de algunas unidades integrantes del CMPT-LP.
Las nuevas edades aquí presentadas corresponden al Sienogranito Chacharramendi datado por el método U-Pb SHRIMP en circones, el que arrojó una edad de 254.7 ± 1.3 Ma (Pérmico Superior, Lopingiano) y una edad modelo Hf de 1640 Ma con un valor εHf promedio de -5.68. Asimismo, una datación realizada también por el mismo método en circones de la Riolita Lihue Calel arrojó una edad de 239.3 ± 1.5 Ma (Triásico Medio), y una edad modelo Hf de 1640 Ma con un valor εHf promedio de -5.56. Esto indica que las dos unidades datadas fueron cristalizadas, dentro del amplio rango permo-triásico, a partir de un fundido que incorporó corteza de edad statheriana tardía, lo cual también es consistente con la ocurrencia de circones heredados statherianos en la traquiandesita Cerro Centinela (1871 ± 13 Ma; Barrionuevo et al., 2013), del sector noroccidental del CMPT-LP (Figura 1). Tomando también en cuenta la edad modelo Nd de 1483 Ma y valores de εNd de -5.6 obtenidos para el Granito López Lecube (258 ± 2 Ma; Pankhurst et al., 2006) ubicado en el extremo sudoriental del CMPT-LP (Figura 1), este corredor magmático en su conjunto se habría formado a partir de un fundido mantélico que incorporó corteza statheriana tardía-calymmiana.
Nuevos datos geoquímicos aquí aportados, analizados junto con datos geoquímicos previos, denotan la impronta o huella anorogénica -ambiente de intraplaca- del corredor magmático CMPT-LP, destacándose su consistencia con los granitos del tipo A1 de Eby (1992) debido a la similitud de sus fuentes con aquéllas a partir de las cuales se forman los basaltos de islas oceánicas (Y/Nb <1.2), contrastante con los cocientes Y/Nb >1.2 hasta 5 de los granitoides de las dos fajas orogénicas lindantes del CMPT-LP (véase más abajo), i.e., fajas Sanrafaélica (Arco Choiyoi) y Gondwánides Nordpatagónicos (Figura 6f). La pertenencia de las rocas del CMPT-LP mayoritariamente al tipo de alto potasio también es consistente con su ocurrencia en un ambiente tectónico de intraplaca.
Queda claro por lo tanto que (1) los datos isotópicos indican que las fuentes magmáticas del CMPT-LP son predominantemente corticales, si bien datos isotópicos adicionales podrían dar indicios de una mayor heterogeneidad de las fuentes, como ocurre en el magmatismo anorogénico de otras localidades (p. ej., Baldo et al., 2006, 2008), y (2) que los datos geoquímicos del CMPT-LP indican su formación en un ambiente extensional durante el Pérmico tardío-Triásico Medio).
Contexto tectónico del CMPT-LP
El ambiente anorogénico del CMPT-LP contrasta con aquél de la etapa tardía del Grupo Choiyoi propiamente dicho, que si bien también está asociada a extensión pérmico tardía-triásico temprana, ocurre en el contexto orogénico propio del Arco Magmático Choiyoi (p. ej., Rocher et al., 2015). Asimismo, Hervé et al. (2014) han reportado que, durante esta etapa tardía, los equivalentes plutónicos del Grupo Choiyoi en la Cordillera Frontal de Chile tienen derivación mantélica según lo indican datos isotópicos de Hf y O (+2 < εHf<+7, y δ18O = +4‰), por tanto, muy distintos a los datos isotópicos del CMPT-LP, siendo esta discrepancia otro indicio para desvincular el CMPT-LP del Grupo Choiyoi. La Tabla 4 esquematiza la subdivisión del magmatismo pérmico-triásico de La Pampa tal como se sugiere en el presente artículo, en el que se deslindan los productos y procesos asociados a la región cratónica, de aquéllos asociados a la región orogénica.
Tabla 4 Subdivisión del magmatismo permo-triásico de La Pampa -región cratónica y región orogénica-, con indicación de los procesos y productos asociados.
| Región orogénica: | Región cratónica: |
|---|---|
| Arco Choiyoi |
Corredor
magmático Intracratónico Permo-Triásico de La Pampa (CMPT-LP) (este trabajo) |
| Superposición espacial de los productos de
una: Etapa inicial caracterizada por un contexto compresional, de avance de la placa subductada (overriding plate) hacia la placa en subducción (unterridingplate), i.e., "advancing accretionary orogen", sensuCawood y Buchan (2007): andesitas-dacitas + granodioritas cal-coalcalinas (p. ej., Sato et al., 2015); derivación principalmente cortical (-6<εHf<0 y δ18O= +7‰; Hervé et al., 2014), y de una Etapa final caracterizada por un contexto extensional causado por el retroceso (rollback) de la placa en subducción (Rocher et al., 2015), i.e., "retreating accretionary orogen", sensu Cawood y Buchan (2007): riolitas + granitos alcalinos (p.ej., Sato et al., 2015). Componentes plutónicos con derivación mantélica (+2<εHf<+7 y δ18O= +4‰; Hervé et al., 2014), |
Leucogranitos de la
Formación Zúñiga (incluye Granito Cha- charramendi), lavas e ignimbritas andesíticas a riolíticas de las formaciones Centinela y Choique Mahuida (p .ej., Llambías et al., 2003; Sato et al., 2015), y Granito López Lecube (p. ej., Gregori et al., 2003). Derivación cortical (eHf -5.6 a -5.4: este trabajo; eNd -5.6: Pankhurst et al., 2006). |
La gran similitud geoquímica e isotópica que hay entre el Granito López Lecube, ubicado en el extremo sudoriental del CMPT-LP y por lo tanto de indudable localización intracratónica (Figura 1), y el resto del CMP-LP refuerza la asignación de este corredor magmático -aún de su sector más cercano al ámbito orogénico pérmico-triásico del Arco Choiyoi- a un ambiente intracratónico.
Por otra parte, el ambiente cratónico en el que se desarrolló el CMPT-LP es consistente con la ausencia de deformación compresiva -Fase Orogénica San Rafael FOSR (Cisuraliano) ausente- en su roca de caja sedimentaria pérmica inferior, i.e., Formación Carapacha (p. ej., Tomezzoli y Melchor, 2002), según el uso de este término en su sentido restrictivo que abarca los afloramientos de conglomerados y areniscas subhorizontales de las sierras de Carapacha Chica y Gould (véase Chernicoff y Zappettini, 2004 y Chernicoff et al., 2008).
El ambiente estable que tuvo la sedimentación pensilvánica-pérmica inferior en la cuenca de Carapacha también es observable en el sector más oriental de la cuenca de San Rafael (Limarino y Spalletti, 2006, Spalletti y Limarino, 2017), adyacente y aproximadamente contemporánea a la primera, por lo que probablemente el conjunto debería considerarse como parte de una cuenca intracratónica cuyo inicio extensional antecedería brevemente al corredor magmático CMPT-LP aquí estudiado.
En contraste, más hacia el noroeste, ya en la región orogénica, el sustrato sedimentario del Grupo Choiyoi propiamente dicho (Formación El Imperial, Pensilvánico-Pérmico muy temprano) fue sujeto a la deformación compresiva que ocasionó la FOSR en el segmento principal de la cuenca de San Rafael.
Este modelo es compatible con la serie de cuencas neopaleozoicas que acompañan el orógeno Gondwanides, incluyendo las cuencas de antepaís Karoo, Hesperides y Claromecó (p. ej., Pángaro et al. 2016, y otros autores allí citados), sedimentación que en el área de la provincia de La Pampa en parte pudo haberse superpuesto con los sedimentos intracratónicos de la cuenca de Carapacha-San Rafael oriental.
Es posible que la orientación ca. NO-SE en la que se desarrolló el corredor magmático CMPT-LP esté relacionada a la dirección del esfuerzo tensional principal, asociado a la subducción pensilvánica-pérmica inferior oblicua (~NO-SE) al margen continental (p. ej., Kleiman y Japas, 2009), propagado desde la región orogénica hacia el área cratónica. La orientación NO-SE de los diques bostoníticos aflorantes en el lecho del río Salado en la proximidad de la localidad de Puelches (Figura 1) es consistente con esta dirección de esfuerzo tensional.
Ulteriormente, esta dirección pudo haber actuado como anisotropía condicionante de los desplazamientos transcurrentes oblicuos a las cuencas de rift del Cretácico Inferior ubicadas en el deslinde Pampia-cratón del Río de la Plata (Uliana et al., 1989; Zappettini et al., 2015), como ocurre por ejemplo en las cuencas de General Lavalle y Macachín, particionadas en pequeños depocentros desplazados por fallas transcurrentes con dirección ~NO-SE (p. ej., Webster et al., 2004; de Elorriaga, 2010). El CMPT-LP, que es cortado oblicuamente por este rosario submeridianal de cuencas de rift del Cretácico Inferior, puede ser considerado análogo a este último por su carácter intracratónico y extensional.
Dos fajas orogénicas lindantes del CMPT-LP
El CMPT-LP se localiza dentro de un área limitada por dos fajas orogénicas Gondwánicas: la Faja Sanrafaélica por el oeste, y la faja Gondwánides Nordpatagónicos por el sur. Aunque mayormente se considera que hay una evolución transicional entre estas dos fajas (Kleiman y Japas, 2009, Pángaro et al., 2016, entre otros), una revisión de sus contextos tectónicos indica que entre las mismas hay un contraste evolutivo que permite separarlas temporal y espacialmente. A saber:
1) Faja Sanrafaélica, de carácter acrecional; la subducción asociada a esta Faja de orientación submeridiana ocurrió entre el Pensilvánico (Pennsylvaniano) y el Pérmico inferior (Cisuraliano), con una polaridad hacia el Este (p. ej., Sato et al., 2015). Hacia el norte del Bloque San Rafael, esta Faja continúa en el noroeste argentino y, aún más al norte, hasta el sector central de Perú (véase sección de Magmatismo Gondwánico).
2) Faja Gondwánides Nordpatagónicos, de carácter colisional; la subducción que precede al evento colisional patagónico tiene polaridad hacia el sur (p. ej., Ramos, 2008). La orientación de esta Faja es aproximadamente este-oeste. En el núcleo orogénico esta colisión está fechada como guadalupiana tardía (ca. 261 Ma, Capitaniano; Chernicoff et al., 2013) a lopingiana (Pángaro et al., 2016). Esta Faja continúa en la Faja Plegada del Cabo, en el África meridional, alcanzando las Montañas Pensacola en la Antártida oriental (p. ej., Paton et al., 2016, y referencias allí citadas).
Tradicionalmente, ambas fajas son integradas en la denominación genérica de Gondwánides desde los trabajos pioneros de Keidel (1916) y Du Toit (1927), hasta los más recientes como los de Llambías et al. (2003), Kleiman y Japas (2009), Rocha-Campos et al. (2011), López-Gamundi et al. (2013), Poma et al. (2014), Rocher et al. (2015), Sato et al. (2015), Pángaro et al. (2016), entre otros. Estos trabajos tienen en común que sostienen la existencia de una única faja orogénica paleozoica superior -los Gondwánides-, de la que en esta sección sólo nos ocupamos del segmento que abarca las Fajas Sanrafaélica y de los Gondwánides Nordpatagónicos.
Consideramos que la diferencia que hay entre los estadios evolutivos de estas dos últimas fajas Gondwánicas -p. ej., claramente contrastaste durante el período Guadalupiano a Lopingiano/Triásico Inferior- podría no ser el resultado de un progresivo diacronismo a lo largo de una faja continua -p. ej., Kleiman y Japas (2009): "magmatismo y deformación progresivamente más jóvenes hacia el sudeste, desde la Faja Sanrafaélica hasta los Gondwánides Norpatagónicos"-, sino de una discontinuidad o quiebre espacio-temporal entre estas dos fajas Gondwánicas, discontinuidad que se localiza en la región central, anorogénica, de la provincia de La Pampa, Argentina, que nos ocupa en este trabajo, y que se muestra en la Figura 1.
Sucintamente, el contraste evolutivo en el período Guadalupiano a Lopingiano/Triásico Inferior se evidencia, por ejemplo, en que
a) mientras en la Faja Sanrafaélica (o Arco Magmático Choiyoi) aún continuaba la subducción de la placa paleopacífica bajo el margen continental Gondwánico (p. ej., Charrier et al., 2014 y referencias alli citadas), el retroarco Choiyoi era sometido a extensión (p. ej., Rocher et al., 2015);
b) en el borde nordpatagónico un evento compresivo en el entorno de los 261 Ma (Guadalupiano tardío; Chernicoff et al., 2013) generaba el levantamiento del núcleo metamórfico del orógeno colisional de los Gondwánides Nordpatagónicos, y su denudación contribuía a la formación de gigantes lóbulos sedimentarios submarinos incorporados a la cuenca de Hespérides (Pángaro et al., 2016). Estos últimos autores señalan que la dirección de transporte de estos gigantes lóbulos sedimentarios era hacia el NNE y que, en conjunto, los mismos habrían cubierto una gran superficie que se extendía, en el sentido ESE, entre las cuencas de Carapacha y del Karoo oriental; asimismo, Pángaro et al. (2016, y referencias allí citadas) destacan que la deformación de estos sedimentos es post-triásica inferior (principalmente triásica inferior tardía);
c) asimismo, analizando el mismo lapso, o uno aún mayor (dentro del Paleozoico superior), resulta claro que las polaridades de la sub-ducción parecen ser incongruentes entre sendas fajas orogénicas, con subducción hacia el este (margen continental sudamericano) en la Faja Sanrafaélica, y subducción hacia el sur (margen nordpatagónico) en los Gondwánides Norpatagónicos (también en su prolongación, en la faja de El Cabo; p. ej., Lindeque et al., 2011, fig. 12c);
d) este contraste entre las dos fajas gondwánicas es compatible con el diferente carácter de las mismas, i.e., acrecional en la Faja Sanrafaélica, y colisional en los Gondwánides Nordpatagónicos (terminología p. ej., de Cawood y Buchan, 2007);
e) Esta última diferencia, a su vez, permite dar una explicación satisfactoria a la distinta mineralización asociada a sendas fajas como, por ejemplo, la ausencia (Faja Sanrafaélica) o presencia (Gondwánides Norpatagónicos) de mineralización de wolframio en dichas fajas, indicando un criterio geotectónico para la exploración minera.
Por lo antedicho, el contraste evolutivo entre la Faja Sanrafaélica y la Faja Gondwánides Nordpatagónicos no parece poder ser explicado satisfactoriamente por rotación a escala subcontinental, como ha sido propuesto previamente (p. ej., Kleiman y Japas, 2009).
CONCLUSIONES
Se ha efectuado un aporte al esclarecimiento del contexto tectónico en que tuvo lugar el magmatismo pérmico-triásico de la provincia de La Pampa, Argentina. Así es que se definió un Corredor Magmático Pérmico-Triásico de La Pampa (CMPT-LP) (Figuras 1 y 7) ocurrido en un ambiente extensional intracratónico, por lo que sus productos se excluyen del Grupo Choiyoi, expuesto en la proximidad del CMPT. El ambiente anorogénico del CMPT-LP contrasta con el marco tectónico de la etapa tardía del Grupo Choiyoi propiamente dicho que si bien también corresponde a extensión tardío-pérmica a temprano-triásica, esta ocurre en el contexto orogénico propio del Arco Magmático Choiyoi.
Figura 7 El Corredor Magmático Intracratónico Pérmico-Triásico de La Pampa (CMPT-LP) y elementos geológicos contemporáneos de la región (véase rectángulo insertado, correspondiente al área de la Figura 1), en el contexto paleogeográfico del continente de Gondwana. Base paleogeográfica tomada de Schmitt et al. (2017), Veevers (2004), Pángaro et al. (2016) y Werner (2006). C-Pi: Carbonífero-Pérmico Inferior.
Se dan a conocer nuevas edades U-Pb SHRIMP y la composición isotópica de Hf de dos unidades integrantes del CMPT-LP: (1) Sienogranito Chacharramendi, datado en 254.7 ± 1.3 Ma (Pérmico Superior, Lopingiano), con sHf promedio de -5.68 y edad modelo de Hf de 1640 Ma; y (2) Riolita Lihue Calel datada en 239.3 ± 1.5 Ma (Triásico Medio), con y εHf promedio de -5.56 y edad modelo de Hf de 1640 Ma. Estas determinaciones isotópicas, junto con datos isotópicos previos, indican que el CMPT-LP se formó a partir de un fundido que incorporó corteza statheriana tardía-calymmiana.
Los datos geoquímicos de roca total de las unidades datadas, analizados junto con datos geoquímicos previos, señalan el carácter anorogénico del corredor magmático CMPT-LP, destacándose su consistencia con los granitos tipo A1 de Eby (1992) debido a la similitud de sus fuentes con aquéllas a partir de las cuales se forman los basaltos de islas oceánicas (OIB), p. ej., Y/Nb < 1.2, contrastante con los cocientes Y/Nb > 1.2 hasta 5 de los granitoides de las dos fajas magmáticas Gondwánicas lindantes del CMPT-LP (fajas Sanrafaélica o Arco Choiyoi y Gondwánides Nordpatagónicos).
Asimismo, debido al carácter lindante y parcialmente contemporáneo que tienen las fajas magmáticas Gondwánicas Sanrafaélica (o San Rafael o Arco-retroarco Choiyoi) y Gondwánides Nordpatagónicos, respecto del Corredor Magmático Permo-Triásico de La Pampa presentado en este trabajo, se analizaron comparativamente sus marcos tectónicos de emplazamiento, concluyéndose que en vez de haber una continuidad física entre las mismas mediante una rotación a escala subcontinental, como se había propuesto anteriormente (p. ej., Kleiman y Japas, 2009), debe haber una discontinuidad o quiebre, que resulta particularmente conspicua en el lapso Guadalupiano a Lopingiano/Triásico Inferior.
