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Revista mexicana de ciencias geológicas

versión On-line ISSN 2007-2902

Rev. mex. cienc. geol vol.29 no.2 México ago. 2012

 

Petrología del complejo volcánico Barril Niyeu (Mioceno inferior), Patagonia Argentina

 

Petrology of the Barril Niyeu volcanic complex (Early Miocene), Patagonia Argentina

 

Marcela B. Remesal*, Flavia María Salani y María Elena Cerredo

 

Departamento de Ciencias Geológicas, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires, CONICET, Buenos Aires, Argentina. *remesal@gl.fcen.uba.ar

 

Manuscrito recibido: Abril 1, 2011.
Manuscrito corregido recibido: Febrero 22, 2012.
Manuscrito aceptado: Febrero, 24, 2012.

 

RESUMEN

El plateau volcánico oligoceno de Somún Curá, en el norte de la Patagonia extraandina de Argentina, está compuesto principalmente por basaltos africos de olivino, alcalinos a transicionales, que cubren un área de ~25,000 km2. Se distinguen varios eventos post–plateau del Mioceno que originaron grandes centros bimodales y volúmenes menores provenientes de volcanes monogenéticos. Uno de los complejos post–plateau más grandes es el Complejo Volcánico Barril Niyeu (CVBN), conformado por una secuencia de rocas lávicas y piroclásticas asociadas a por lo menos cinco calderas de varios kilómetros de diámetro. Dataciones K/Ar sobre roca total (20.6±0.4 Ma y 18.7±0.4 Ma) acotan la actividad del CVBN al Mioceno temprano. La facies lávica y piroclástica de traquitas predomina en la base de la secuencia y las composiciones basálticas en la parte superior. La facies piroclástica está integrada por flujos piroclásticosy depósitos de caída de composición ácida y depósitos de tipo estromboliano subordinados. Toda la serie tiene tendencia alcalina y presenta un gap composicional de 52 a 67% SiO2. Los datos geoquímicos e isotópicos (Sr, Nd) indican que las rocas del CVBN están relacionadas genéticamente por procesos cristal–líquido, esencialmente de fusión parcial y cristalización fraccionada. Según el modelado geoquímico, el basalto más primitivo de la serie (Mg# = 66; Ni = 160 ppm; Cr = 290ppm) habría derivado de la fusión parcial (8–10%) de una fuente peridotítica granatífera. Las interrelaciones de elementos de alto potencial iónico (Th/Yb, Ta/Yb) indican un ambiente de intraplaca, y las relaciones LILE/REE (Ba/ La) una contribución subordinada de componentes de zona de subducción. Las relaciones Rb/Nb y las concentraciones de Th en algunos basaltos podrían ser el resultado de asimilación de rocas corticales. En general, la composición isotópica de los basaltos sugiere una fuente mantélica empobrecida (DM) con contribuciones subordinadas de manto enriquecido de tipo 1 (EM1). El magmatismo oligomioceno de Somún Curá es atribuido a un proceso de delaminación litosférica disparado por perturbaciones gravitacionales durante la reorganización de placas en el borde Pacífico de la placa Sudamericana, con contribución subordinada de una placa oceánica desprendida (Aluk?).

Palabras clave: vulcanismo bimodal, Mioceno, Barril Niyeu, Patagonia, Argentina.

 

ABSTRACT

The Oligocene Somún Curá plateau is the largest volcanic field in the northern extra–andean Patagonia of Argentina. It is mostly composed of alkaline to transitional aphyric olivine basalts that cover a sub–circular area of ~25,000 km2. Several early Miocene post–plateau volcanic events resulted in small monogenetic centres and large bimodal complexes. The Barril Niyeu Volcanic Complex (BNVC) is one of the largest post–plateau bimodal centres built through several stages of eruptive activity outpoured from at leastfive vents (presently cauldrons) of distinct trachyte/rhyolite and basaltic compositions. New whole rock K/Ar dating of early trachyte (20.6±0.4 Ma) and late basaltic (18.7±0.4 Ma) rocks constrain the time span of the BNVC activity within 2–2.5 My. The earliest eruptive stage of the BNVC produced viscous trachyte lava restricted to the volcanic centre, followed by two explosive eruptive episodes of dominant intermediate to acid composition: The first episode produced air–fall, mainly plinian (lesser strombolian) andpyroclasticflow deposits and the second was dominated by ignimbritic pyroclasticflows. Basaltic lava, minor breccia and spatter cone deposits dominate the final stage. The magmatic series of the BNVC involves basaltic/trachybasaltic and trachyte/rhyolite compositions, with a characteristic gap in the 52–67% SiO2 range. Transitional olivine basalt is the most primitive rock of the series (Mg# = 66; Ni = 160ppm; Cr = 290ppm) and shows a chemical composition compatible with a liquid that evolved through the crystal fractionation of a basaltic magma derivedfrom partial melting (8–10%) ofa lherzolithic source. Major and trace element contents and element ratios suggest differentiation through crystal fractionation from an olivine basaltic magma. Intraplate–like Th/Yb, and Ta/Yb ratios characterize basalts, whereas high LILE/REE (Ba/La) ratios suggest the contribution of a subordinated subduction zone component. In addition, Rb/Nb ratios along with a relative Th enrichment in some basalt suggest assimilation of upper crustal rocks. Isotopic compositions (Sr–Nd) of BNVC basalts suggest a source from a depleted mantle and minor contribution of EM1 melts. Somún Curá magmatism is attributed to a process of lithospheric delamination associated with gravitational disturbances during plate reorganization, with subordinated contributions from detached segments of a foundered subducted slab (Aluk plate?).

Key words: bimodal volcanism, Miocene, Barril Niyeu, Patagonia, Argentina.

 

INTRODUCCIÓN

En el sector extraandino norte de la Patagonia argentina (Figura 1a), la meseta de Somún Curá expone un campo volcánico principalmente basáltico construido durante el Oligoceno, que generó un plateau subcircular de bordes irregulares en el norte con espesores maximos de 100 metros. En el Mioceno temprano una segunda etapa post plateau, está integrada por numerosos centros volcánicos de dos tipos: a) monogenéticos basálticos y de escaso desarrollo, reunidos en la unidad Corona Chico (Franchi et al., 2001), y b) núcleos bimodales de composición basalto–traquita/riolita de mayores dimensiones que conforman sierras (p. ej. Sierra de Apas, Agua de la Piedra, Talagapa, Chauchaiñeu, etc.). Estos últimos forman la Superunidad Quiñelaf (Franchi et al., 2001). El Complejo Volcánico Barril Niyeu (CVBN) se destaca como uno de los centros más extensos del evento eruptivo post–plateau en el oeste de la meseta de Somún Curá.

La mayoría de los grandes complejos bimodales están alineados a lo largo de una faja de orientación ONO–ESE (Figura 1b). Lineamientos de rumbo ONO (NO)–ESE (SE) constituyen la estructura antigua en el norte de la Patagonia extraandina (Coira et al., 1975). Su persistencia temporal se reconoce a lo largo del Mesozoico y Cenozoico en el desarrollo de cuencas sedimentarias y magmatismo (Ardolino et al., 2009; Remesal et al., 2001). Una importante estructura transcurrente de la misma orientación ha sido identificada offshore en el Atlántico y su proyección al norte de la Patagonia extraandina (Urien y Zambrano, 1996), donde controla el desarrollo de las cuencas cenozoicas de Valdés y Rawson (Figura 1b). La integración de esta estructura transformante del margen continental con la falla Telsen (Ciciarelli, 1990) y el alineamiento definido por los complejos bimodales ha sido interpretado como una megaestructura cuya actividad transtensiva habría favorecido el emplazamiento de los complejos volcánicos bimodales post–plateau (Salani et al, 2010).

La cartografía geológica del campo volcánico de Somún Curá se reúne en las Hojas Geológicas a escala 1:250 000 Telsen, Maquinchao y Cona Niyeu (Ardolino y Franchi, 1996; Franchi et al., 2001; Remesal et al., 2001).

Contexto geodinámico del volcanismo de Somún Curá

El vulcanismo dominantemente basáltico de Somún Curá es parcialmente contemporáneo con la ruptura de la placa Farallón, que resultó en una importante reorganización tectónica modificando el vector de convergencia a lo largo del margen andino de oblicuo a casi normal (Cande y Leslie, 1986; Somoza, 1998). En este contexto geodinámico se han presentado diversas propuestas para explicar los grandes volúmenes basálticos eruptados: anomalía térmica transitoria en el manto (Kay et al, 1993, 2004, 2007), asociación con una ventana astenosférica en la placa subducida (Muñoz et al., 2000), ascenso astenosférico somero causado por una geometría cóncava de la placa subducida (de Ignacio et al., 2001); ascenso de la zona de transición mantélica, generación de fundidos hidratados e interaccción con el manto litosférico previamente metasomatizado por antiguos procesos de zona de subducción (Honda et al., 2006; Orihashi et al, 2010).

 

GEOLOGIA DEL COMPLEJO VOLCÁNICO BARRIL NIYEU

El complejo volcánico Barril Niyeu (sierra de Chauchaiñeu, Figura 1b) es una estructura integrada por varias calderas, la principal se ubica en la parte central con ~5 km de diámetro (Caldera Chauchaiñeu, Figura 2). Se asocian otras cinco calderas de aproximadamente 2–4 km de diámetro vinculadas a la erupción de coladas traquíticas, flujos piroclásticos y domos comendíticos (Salani et al., 2005, 2006).

La edificación del complejo comprende una diversidad de facies y composiciones, la etapa temprana está dominada por composiciones mesosilíceas a ácidas (tanto lávicas como explosivas) circunscriptas a las proximidades del centro volcánico; en la etapa temprana las facies basálticas explosivas están subordinadas, mientras que la etapa tardía está caracterizada por lavas básicas.

Los depósitos piroclásticos intercalados con las lavas traquíticas se vinculan a dos episodios. El primero forma acumulaciones potentes en el sector nororiental del CVBN. El segundo cubre a las traquitas y a los flujos piroclásticos tempranos, en afloramientos que marcan los bordes de las calderas y delinean el borde sudoriental del complejo.

Las efusiones basálticas dominan las últimas etapas cubriendo a las rocas más evolucionadas sobre grandes distancias en la parte septentrional del complejo, irradiando desde la sierra de Chauchaiñeu (Figura 2): hacia el este–noreste constituyen la sierra de Tromen Niyeu, hacia el norte limitan el gran bajo de El Caín con una colada basáltica que bordea el Bajo de Pilquiniyeu a lo largo de 25 km en dirección este–oeste. Estas coladas están encauzadas y presentan inversión de relieve; en muchos casos las coladas están asociadas a conos estrombolianos. Depósitos piroclásticos estrombolianos poco desarrollados también ocurren intercalados en la secuencia piroclástica del primer episodio.

Las rocas del CVBN son discordantes con las pelitas marinas del Cretácico Superior y con los depósitos marinos de la Formación Roca (Maastrichtiano–Daniano) y tienen relaciones de discordancia o interdigitación (transición lateral y vertical) con sedimentos continentales del Grupo Sarmiento (Remesal et al., 2001).

Facies traquítica

Las rocas traquíticas constituyen el núcleo de la sierra de Chauchaiñeu y están emplazadas como flujos lávicos de corto recorrido, o como domos y coladas dómicas con imponente estructura columnar o flabeliforme y rasgos de flujo y vesiculación. Los espesores máximos medidos son de 100 m. Se identificaron tres grupos de traquitas por su textura y composición:

Traquitas porfíricas

Es la variedad predominante en el centro del complejo y corresponde a los flujos y coladas dómicas. Se caracterizan por grandes fenocristales de feldespato poikilítico y clinopiroxeno del tipo aegirina–augita. La apatita es subédrica a anédrica; los minerales opacos cristalizan en relaciones poikilíticas con feldespato o clinopiroxeno.

Los cristales de sanidina forman aglomerados con parches de exsolución de diferente composición (Figura 3a). Suelen mostrar analcima secundaria, textura de criba y un borde de feldespato en equilibrio con la matriz. La matriz es traquítica y parcialmente granofírica con parches de cuarzo anédrico, la sanidina y el anfíbol alcalino en algunas muestras se asocia con láminas de biotita?. Como accesorios hay apatita y minerales opacos.

Algunas rocas presentan cavidades rellenas con minerales de fase vapor (anfíbol alcalino y feldespato). Se reconocen variedades con alternancia de niveles de distinto tamaño de grano, bandeadas y flujos autobrechados, con presencia subordinada de fragmentos líticos.

Traquitas cuarzosas porfíricas

Esta variedad forma el domo de la caldera Corral Choique y se caracteriza por la presencia de fenocristales de sanidina maclados (Figura 3b), y cuarzo bipiramidal con bordes engolfados en una matriz vítrea o con texturas de desvitrificación, felsíticas a granulares. Forman esferulitas de contornos mal definidos o deformados en el sentido del flujo. En la matriz aparece anfíbol arfvedsonítico anédrico y circón con esferulitas de cuarzo y feldespato.

Traquitas afíricas (comenditas)

Constituyen los domos tardíos de la caldera de Chauchaiñeu. Son rocas de textura seriada, con cristales de feldespato de mayor tamaño (Figura 3c), intercrecimiento de feldespato y tridimita y anfíboles oxidados. Presentan titanita grumosa asociada a leucoxeno como producto de alteración y se reconoció xenotima como mineral accesorio.

Facies piroclástica

Piroclastitas del primer episodio

Comprende depósitos de caída y flujos piroclásticos asociados a erupciones plinianas y en menor proporción estrombolianas. Las mejores exposiciones de los depósitos de caída y de los flujos piroclásticos plinianos se reconocen en las barrancas del sur de El Caín, en la Chacra de Grasso (Figura 2), donde aflora una secuencia de tres flujos piroclásticos con intercalaciones discontinuas de depósitos continentales del Grupo Sarmiento. En la base, el primer depósito piroclástico es de color gris, con 4–8 m de espesor, y está compuesto de lapilli pumicítico y ceniza gruesa, con porcentajes de líticos de 10–30 %. Se distinguen estratos con escasos líticos con estratificación en dunas y antidunas de color gris verdoso con pómez de diámetro promedio de 1 cm. También se presentan estratos de tefras amarillentas con estratificación ondulada en menor escala y pómez de hasta 4 cm de diámetro. Separados por depósitos del Grupo Sarmiento, un segundo flujo piroclástico de 20 m de espesor, tiene una base rica en líticos (70 %) de rocas piroclásticas cognatas y de lavas traquíticas. Alternan paquetes de lapilli con diferente porcentaje de líticos, y estratos pumicíticos homogéneos que gradan secuencia arriba a depósitos de lapilli soportados por matriz con pómez de tamaños variables (5 cm hasta 50 cm) en una matriz amarilla de ceniza pumicítica. En la cima aflora un tercer depósito de flujo piroclástico de 45 m de espesor.

En la barranca sur del bajo de Pilquiniyeu los flujos piroclásticos alcanzan 70 m de espesor y cubren y/o se interdigitan con los depósitos sedimentarios del Grupo Sarmiento. Están constituidos en la base por un depósito de pomez–lapilli color gris, de textura soportada por matriz, con grandes pómez aislados (10 cm) y escasos líticos. Se intercala un nivel de caída de color naranja, y en el techo un estrato de ceniza de 40 cm rico en líticos y cristales. Cubre un flujo de color amarillo con pómez de 5 a 10 cm.

En Barranca de los Loros se reconocen cuatro paquetes de 1–2 m de espesor, de depósitos de caída y flujos piroclásticos. Los primeros son de lapilli color gris, con matriz y están compuestos mayormente por fragmentos pumíceos y líticos (10–15%); incluyen depósitos de ceniza con escasos líticos y algunos fragmentos pumíceos de 3 cm promedio. Cubriendo los depósitos de caída se disponen depósitos de flujos piroclásticos de color amarillo ocre, soportados por matriz. Algunos sectores muestran hasta un 30% de líticos accidentales (1–2 cm) de ignimbritas, lavas basálticas y traquíticas. Los estratos en general muestran gradación inversa, contactos netos y menos frecuentemente gradacionales.

Al sur de la estancia La Querencia, 10 m de ignimbrita cubren a las traquitas porfíricas. La base es una piroclastita rosada, poco soldada, con pómez blancos de 2–3 cm, la parte media del depósito está más soldada y la parte superior presenta fiammes de hasta 5 cm y abundantes cristales (30–20%). Estos últimos corresponden a sanidina, euédrica a subédrica; cuarzo engolfado, circón y minerales opacos en cantidades accesorias. Los fragmentos líticos (<10%) tienen 3 a 5 cm, son de traquita escasamente porfíricos y de rocas volcánicas máficas. Los vitroclastos son fiammes, fragmentos pumíceos desvitrificados a feldespato; la fracción fina está compuesta por trizas elongadas con desvitrificación axiolítica apenas perceptible. Hay tridimita y feldespato alcalino producto de cristalización de minerales de fase vapor en las cavidades de la matriz.

Al oeste de El Caín afloran depósitos estrombolianos, representados por tobas y lapillitas mayormente pumíceas bien estratificadas en delgadas capas y aglomerados con fragmentos líticos de hasta 50 centímetros. Entre los vitroclastos se observan parches vítreos de tintes pardos con escasas burbujas y fragmentos pumíceos porfíricos con olivino, fragmentos líticos de hialobasaltos y basaltos con textura intersertal, trizas pumíceas y cristales de olivino (Figura 3d).

Piroclastitas del segundo episodio

Está formado por rocas ignimbríticas que en general cubren al episodio lávico de composición traquítica; menos frecuentemente se hallan en contacto directo con piroclastitas del primer episodio (área de Pilquiniyeu). Constituyen afloramientos mesetiformes formados por rocas masivas o lajosas, con distinto grado de alteración. Corresponden a una ignimbrita soldada de color rosado, con fiammes de vidrio oscuro y abundantes cristales. Son tobas cristalovítreas, con cristales de feldespato alcalino, cuarzo subordinado y circón como accesorio. Los vitroclastos están deformados plásticamente y desvitrificados en material feldespático esferulítico, con cavidades ocupadas por tridimita (Figura 3e). Los líticos derivan de rocas traquíticas afíricas y porfíricas. La matriz se compone de ceniza vítrea y cristales y está muy oxidada.

En la base de la secuencia que aflora en proximidades del paralelo 42° se encuentran depósitos pumicíticos con bajo grado de soldamiento, con cuarzo y feldespato alcalino, fragmentos pumíceos, subredondeados y porfíricos, y fragmentos líticos de rocas traquíticas y escasos basaltos. La matriz es vitroclástica y está conformada por trizas de pared de burbuja y pumíceas, fragmentos de cuarzo y de feldespato alcalino.

Facies basáltica

La mayoría de los basaltos constituyen efusiones relativamente jóvenes dentro del complejo, con predominio de lavas y eventos explosivos locales de tipo estromboliano. Según sus texturas y mineralogía se distinguen tres grupos de basaltos:

Basalto de olivino

Tienen escasa distribución y afloran en las proximidades de la Chacra Grasso en el sector norte, en la base de la secuencia por debajo de traquibasaltos (Figura 2). Son porfíricos con plagioclasa (An42–57) y olivino iddingsitizado en bordes y fracturas. La matriz es intergranular gruesa con plagioclasa, olivino, augita titanífera e ilmenita.

Basaltos alcalinos de olivino

Situados cerca de la base de la secuencia basáltica, sus centros de emisión no han sido identificados. Se reconocieron al este de la caldera Buitrera Norte (Salani et al., 2005; 2006; Remesal et al., 2008); al sur de la localidad de Pilquiniyeu (no mapeable); al sudoeste de la sierra de Tromen Niyeu; y en el sur–suroeste del complejo donde aparecen en afloramientos aislados (Figura 2). Estos basaltos presentan fenocristales de olivino, clinopiroxeno y plagioclasa. Los primeros, en parte esqueléticos, tienen inclusiones de minerales opacos y presentan alteración a iddingsita y serpentina. Los fenocristales zonales de augita titanífera están en menor proporción y suelen mostrar un borde más oscuro; esta coloración se registra también en los cristales de menor tamaño. Los fenocristales de plagioclasa tienen una composición promedio de An50 y presentan maclas deformadas y un crecimiento de cristales dendríticos y aciculares en los bordes. Presentan amígdalas con crecimiento de analcima (Figura 3f) y cantidades menores de arcillas verdes. La roca muestra una abundante mesostasis vítrea reemplazada por un mosaico de analcima.

Algunos basaltos de este grupo presentan texturas brechoides evidenciando erupciones explosivas y produciendo depósitos estrombolianos expuestos al sur de Pilquiniyeu y al este de El Caín. Un evento equivalente es mencionado por Nullo et al. (2006), por debajo de la secuencia piroclástica para la caldera Talagapa Chico. Algunas muestras presentan xenocristales de plagioclasa y/o cuarzo con texturas de desequilibrio.

Traquibasaltos

Constituyen el episodio final de la facies basáltica. Corresponden a flujos lávicos generados en conos de tipo estromboliano emplazados en la parte más alta de la secuencia y dan lugar a mesetas cuyo desarrollo más importante se visualiza hacia el norte de la sierra de Chauchaiñeu (Figura 2). Estas lavas fluyen hacia el oeste y norte y cubren a las traquitas e ignimbritas del complejo. En las proximidades de la localidad de Barril Niyeu los flujos se vinculan a un pequeño cono estromboliano, hacia el norte se integran a los flujos de la barranca de El Caín para dar lugar a la meseta que enmarca el sector norte del CVBN. Son basaltos levemente porfíricos, con un entramado general de plagioclasa con textura fluidal y con deformación por cizalla de flujo. Incluyen cristales de augita titanífera y olivino con cristalización esquelética y alteración a iddingsita. Son abundantes los minerales opacos euédricos. También ocurre feldespato anédrico zonal que aparece en posición de relleno.

 

GEOCRONOLOGÍA

Las edades obtenidas para el CVBN correspondientes a una traquita (MQ 129) y un basalto (MQ 219), fueron determinadas por el método K–Ar sobre roca total en Actlabs, Canadá. La concentración de K fue determinada por ICP, y el Ar a través de dilución isotópica en espectrómetro de masa (Tabla 1). Las edades corresponden a episodios extremos dentro de la estratigrafía del complejo ya que la traquita (20.6±0.4 Ma) representa las primeras etapas y el traquibasalto corresponde a cima de la secuencia (18.7±0.4 Ma). Estos datos permiten acotar la construcción del CVBN al Mioceno inferior en un lapso <3 Ma.

 

GEOQUÍMICA

Se presentan 34 análisis químicos de roca total (elementos mayores, menores y traza) determinados por los métodos ICP–ES e INAA (Tabla 2) y determinaciones de relaciones isotópicas de 143Nd/144Nd de cinco muestras y 87Sr/86Sr de cuatro muestras del complejo (Tabla 3). El Rb y Sr fueron separados usando técnicas convencionales de intercambio de cationes y el Sm y Nd se separaron por extracción cromatográfica. Se empleó un espectrómetro de masa multicolector Triton en modo estático. Para la determinación de las relaciones 143Nd/144Nd se utilizó el standard La Jolla con un valor de 0.511860 y para las relaciones 87Sr/86Sr, el patrón 15SRM–987 con un valor 0.710258 ± 11 (2s). Todas las determinaciones fueron realizadas en Actlabs.

El CVBN es un complej o bimodal con términos basálticos, traquibasálticos y traquiandesíticos (<52% SiO2) hasta traquíticos y riolíticos (67–75% SiO2) con un intervalo en las composiciones intermedias (52–67% SiO2). Solamente dos muestras se ubican dentro de ese gap composicional (Figuras 4, 5), ambas con evidencias petrográficas de contaminación, clasificando como andesita y andesita basáltica.

Basaltos de olivino. El término menos evolucionado del complejo clasifica como basalto transicional (Figura 4), con relación Nb/Y>1 (Winchester y Floyd, 1977). Tiene más de 8% de MgO y 47.94% de SiO2 (Figura 5). Sus concentraciones de Ni de 160 ppm y de Cr de 290 ppm y su Mg# de 66, son los más altos de la serie, aunque indican fraccionamiento respecto de líquidos en equilibrio con el manto. La relación (La/Yb)N = 9.6 es la más baja de la serie.

Basaltos alcalinos de olivino. Este grupo cubre un estrecho rango de valores de MgO (4.7–5.9%), de SiO2 (44.6–53%), muestra enriquecimientos en elementos incompatibles y relaciones (La/Yb)N = 12–14.

Traquibasaltos. Tienen menores concentraciones de MgO (3.1–4.8%) y contenidos de SiO2 de 47.8–50.6%. Las relaciones (La/Yb)N = 14–19 se incrementan con el aumento de SiO2 y la disminución del MgO. Tienen Mg# entre 40 y 49, contenidos de Ni < 40 ppm y de Cr de aproximadamente 50 ppm, con enriquecimientos en elementos incompatibles respecto de los basaltos alcalinos de olivino.

En los diagramas multielementales (Figura 6a) todos los basaltos presentan enriquecimiento en elementos incompatibles de bajo potencial iónico, con un máximo para el Ba, anomalía negativa en Th y una débil anomalía positiva en Nb–Ta. Los traquibasaltos son los que presentan los patrones más enriquecidos.

Traquitas y riolitas. Las lavas traquíticas son de alto contenido en sílice y junto con las riolitas tienen en general altas concentraciones de álcalis (>10%; Figura 4). Los contenidos de SiO2 son mayores que 67% (Q normativo) y los de Al2O3 están en el rango de 12 a 15%; el CaO es <1%, lo cual condiciona la formación de An normativa (0–4%). La relación álcalis–alúmina determina características de rocas hiperalcalinas (pero sin Ac en la norma).

La facies piroclástica es principalmente riolítica con afinidad alcalina. En algunas muestras hay variaciones en álcalis atribuidas a procesos secundarios que les confiere un carácter hiperaluminoso (MQ106, MQ121, MQ 138a, MQ197a, MQ139).

En los diagramas multielementales (Figura 6b), tanto las lavas como las piroclastitas presentan patrones muy coherentes de elementos traza con marcadas anomalías negativas en Ba, Sr, P, Eu y Ti y muy débil en Sm. Se destaca la anomalía en Sr para las traquitas. La dispersión de valores es mayor en elementos como Cs–Tl y Ce–Pb.

Composiciones isotópicas

Las relaciones isotópicas iniciales de estroncio (87Sr/86Sr)20Ma varían entre 0.704085 y 0.704761 y las correspondientes a (143Nd/144Nd)20Ma entre 0.512705 y 0.512733 (Tabla 3), con valores de εNd20Ma levemente enriquecidos (0.8 – 2.4). La firma isotópica de los basaltos del CVBN es menos radiogénica que la de los basaltos de plateau (Figura 7).

Modelo petrogenético

El basalto menos evolucionado de la serie (MQ 218) presenta los valores más altos de MgO y Ni que, sin embargo, son bajos para un líquido en equilibrio con el manto. Aplicando la ecuación de fusión parcial en equilibrio modal C1/Co=1/(F+Drs–FDrs) (Shaw, 1970) y elementos incompatibles (Ce e Yb) se obtuvo a partir de una fuente lherzolítica de granate (55% ol + 25% ortopx + 11% clinopx + 9% gr) un modelo representado en la Figura 8 (curva A, Gill, 1981; Saunders, 1984). Se utilizaron las relaciones DCe/ DYb= 0.006/0.049 (olivino); 0.020/0.340 (ortopiroxeno); 0.092/0.542 (clinopiroxeno) y 0.007/6.167 (granate), en una fuente enriquecida en 2.15 veces la composición del condrito (Nakamura, 1974). Bajo estas condiciones el fundido que mejor representa el líquido original para la roca más primitiva correspondería a un 8–10% de fusión parcial. Esta composición teórica fue fraccionada en un 50% con un conjunto mineralógico 70% ol + 10% ortopx + 20% clinopx obteniéndose una composición similar a la del basalto MQ 218. Con base en las relaciones La/SmN vs. Th se han interpretado porcentajes de fusión algo inferiores (entre 2.5–6%) para otros basaltos post–plateau de Somún Curá partiendo también de una fuente enriquecida (Kay etal., 2007).

El resto de los basaltos de la serie se habrían generado por cristalización fraccionada de un magma de composición similar a la de la muestra MQ 218. La evolución de la serie puede compararse con una cristalización fraccionada similar a la reportada para la Isla Reunión (curva C, Saunders 1984, en Figura 9), que resulta paralela a la tendencia del CVBN.

Aplicando la ecuación CL/CO=F(D–1) (Neumann et al. 1954), se modeló el fraccionamiento del traquibasalto MQ219 a partir del basalto MQ218 (Figura 9a). El modelo final se obtuvo con un fraccionamiento del 35% de un conjunto mineral de 42% de clinopiroxeno, 28% de plagioclasa, 27% de olivino y 3% de óxido de hierro y titanio. Para establecer la asociación mineralógica se realizó una aproximación por balance de masa de elementos mayores y luego se corroboró por elementos traza.

Se aplicó el mismo procedimiento partiendo del traquibasalto MQ219 para obtener la composición de la traquita MQ127 que resulta de un 73% de fraccionamiento de un conjunto de 47% de plagioclasa, 15% de olivino, 14% de feldespato potásico, 12% de óxido de hierro y titanio, 8% de clinopiroxeno y 4% de apatito (Figura 9b).

La correlación de los elementos mayores con SiO2 (Figura 5) apoyaría una evolución de la serie por cristalización fraccionada. La distribución de MgO, CaO y la relación CaO/Al2O3 son coherentes con un conjunto de fraccionamiento ol + clinopx ± plag, el cual puede corroborarse en el análisis mineralógico.

El fraccionamiento de olivino en los primeros tramos de la serie produce un enriquecimiento en Al2O3 y un descenso escalonado en MgO, con fraccionamiento de clinopiroxeno según surge de la disminución de CaO y TiO2 (Figura 5). La disminución conjunta de TiO2 y FeO responde al fraccionamiento de fases accesorias (titanomagnetita y/o ilmenita) y el empobrecimiento de los contenidos de P2O5 a la cristalización de apatita. El Al2O3 refleja la cristalización fraccionada de feldespatos para las rocas diferenciadas (>67% de SiO2). El Na2O se acumula hasta los términos evolucionados en relación directa a la presencia de minerales máficos alcalinos. El grupo de las rocas piroclásticas presenta dispersión y valores bastante variables de Na2O vinculados a la lixiviación de este elemento.

Se identifican correlaciones positivas, en el conjunto de la serie entre elementos incompatibles (Ta, Nb, Hf, Zr, Rb, Y, Th, U, Ga, REE, Figura 10). El Sr, Ba y Eu muestran acumulación en el tramo de las rocas básicas y disminución hacia los términos diferenciados (Figuras 6a y 6b), respondiendo a la cristalización de feldespatos. En los distintos grupos de basaltos la anomalía de Eu está poco desarrollada (Eu/Eu*=0.97–1.1). Los elementos traza compatibles (Figura 11) reflejan el fraccionamiento de minerales máficos; tendencias de empobrecimiento significativas se identifican para Sc, V, Cr (augita) y Ni (olivino). Este comportamiento sería argumento a favor de un origen comagmático de la serie basalto alcalino a traquita. Las relaciones Nb/Zr para basaltos (0.14 y 0.23) y para traquitas y riolitas (0.11 y 0.18), y las relaciones Nb/Th para los basaltos (14.08–9.57) y para las traquitas y riolitas (7.11–4.63) marcan la posibilidad que estén vinculados a una misma fuente a pesar del gap composicional entre 52 y 67% SiO2. Dos muestras de basaltos con evidencias petrográficas de asimilación, tienen porcentajes de sílice que las ubican dentro del gap y presentan valores anómalos de la relación que sugieren procesos de contaminación (con valores de 3.88 y 7.41 respectivamente).

Las relaciones 143Nd/144Nd vs. 1/Nd+1000 (ppm) (Figura 12) definen una tendencia horizontal para las muestras del CVBN. Este comportamiento sugiere una asociación consanguínea que excluye a las rocas de la corteza superior como fuente en la evolución de la serie basalto–traquita del CVBN. Los patrones de elementos de las Tierras Raras (rare earth elements, REE) (Figura 13) son paralelos con variaciones en las concentraciones absolutas, más altas en los grupos de las rocas diferenciadas. La anomalía negativa en Eu en traquitas (Eu/Eu*= 0.122–0.579) y riolitas (Eu/ Eu*= 0.087–0.373) es distintiva y se asocia con el fraccionamiento de feldespatos.

 

DISCUSIÓN

Las nuevas edades presentadas para el CVBN acotan su actividad al Mioceno inferior en un lapso <3 Ma, que resulta contemporáneo con la del campo de conos estrombolianos lindante con el CVBN, fechados en 20.6 ± 0.6 Ma (Kay et al., 2007). La edad de la actividad del CVBN es también comparable a la edad de otros complejos bimodales vecinos alineados a lo largo de la falla Telsen–Valdés (Figura 1b): 19–20 Ma en la sierra de Talagapa (Ardolino, 1981), 18–17 Ma en la sierra de Pire Mahuida (Salani y Parica, 1990; Salani et al., 1994), 19–23 Ma en la sierra de Apas (Remesal et al., 2004; Ardolino, 1987), 16–18 Ma en la sierra de Telsen (Page, 1977; Ylláñez, 1979; Ardolino, 1981). Este conjunto de edades del volcanismo post–plateau indica un pico de actividad en el Mioceno inferior, que interpretamos como ligada a la actividad transtensiva de la Falla Telsen–Valdés. El vulcanismo post–plateau resulta también contemporáneo al régimen tectónico extensional que caracteriza el Oligoceno superior–Mioceno inferior en el arco andino, con desarrollo de cuencas de antearco o retroarco (cuencas Coya–Machali y Cura–Mallín, Jordan et al., 2001; cuenca Ñirihuau, Bechis y Cristallini, 2005).

Los basaltos del CVBN muestran, en diagramas multielementales, patrones semejantes a los basaltos de islas oceánicas (ocean island basalts, OIB) (Figura 6a), especialmente en los elementos menos móviles. Los basaltos alcalinos de olivino y los traquibasaltos presentan altos contenidos de Ba, Nb y Ta. Sin embargo algunas relaciones de elementos litófilos de radio grande (large ion lithophile elements, LILE) respecto a elementos de alto potencial iónico (high field strenght elements, HFSE) se apartan de esta tendencia: las relaciones Sr/Ta son intermedias entre basaltos de dorsal oceánica (mid–ocean ridge basalts, MORB) y OIB, en tanto que las relaciones Ba/Ta presentan valores intermedios entre MORB–OIB, y los valores relacionados con zonas de subducción. Por su parte, las relaciones Ba/La (~20) están en el rango de las rocas de arco (Hickey et al., 1986; Kay, 1980, Kay et al., 1993; Pearce y Peate, 1995). Esta diferencia en las relaciones reflejaría la contribución de distintas fuentes.

Algunas relaciones entre elementos de alto potencial iónico (Th/La= 0.07–0.13, Th/Ta= 1.07–1.56) se extienden entre los campos de MORB y OIB, en tanto que otras (Th/ Yb vs. Ta/Yb) los ubican dentro del campo de los basaltos de intraplaca (Pearce, 1982; 1983).

En los diagramas Th/Yb vs. Ta/Yb, y Th/Ta vs. Yb (Gorton y Schandl, 2000) la serie muestra una filiación con el campo de la Zona Volcánica de Intraplaca. Sin embargo, las relaciones Ba/La sugieren la participación de una componente de arco. Las altas relaciones LILE/LREE (Ba/La) son comunes a todo el magmatismo post–plateau de Somún Curá. El dispar comportamiento de elementos LIL (Ba y Sr) respecto a los HFSE ha sido interpretado como debido a una contribución litosférica en la fuente de los basaltos post–plateau proponiendo la fusión de flogopita resultante de un metasomatismo previo de la litósfera durante el episodio de plateau (Kay et al., 2007). Sin embargo, los basaltos del CVBN no muestran los esperables enriquecimientos en Nb, Ta y K que junto con el Ba se particionan en la flogopita. Aunque las relaciones Sr/HFSE no indican contribución de componente de zona de subducción, puede inferirse que la disminución en los contenidos de Sr se vincula a la presencia de plagioclasa como fenocristal en los basaltos de olivino y basaltos alcalinos de olivino que controla la evolución del complejo.

Las muestras de basaltos alcalinos de olivino con evidencias de contaminación presentan altos contenidos en Cs, Th y Rb y empobrecimiento en Nb–Ta, P y Ti y en algunas REE, respecto de los traquibasaltos y basaltos alcalinos de olivino. Este grupo de basaltos presenta otros indicadores de posible asimilación de materiales corticales. El gráfico de la Figura 14 (Nb/Y vs. Rb/Y) representa un sistema magmático abierto con interacción cortical utilizando una relación Rb/Nb alta como indicio de contaminación (Cox y Hawkesworth, 1985); se advierte que los basaltos contaminados se apartan de la tendencia general de la serie hacia composiciones que representan las rocas de basamento en el área. Por otra parte, la relación Ni vs. Rb (no mostrada) para estos basaltos según la propuesta de Huppert y Sparks (1985) indica enriquecimiento en Rb por mezcla. Esta contribución cortical habría sido limitada ya que las relaciones isotópicas (Figura 12) excluyen un aporte sustancial de la corteza continental en la evolución del CVBN.

La nueva información isotópica (Sr–Nd) de un basalto olivínico, un basalto alcalino de olivino y un traquibasalto, corregida a una edad promedio de 20 Ma presenta una composición similar independientemente de las variaciones petrográficas y geoquímicas. Los traquibasaltos estudiados por Kay et al. (2007) tienen composiciones levemente menos radiogénicas en Sr que los CVBN, y ambos grupos se distinguen como provenientes de fuentes más primitivas que los basaltos de plateau. La composición isotópica de los basaltos del CVBN puede explicarse como resultante de la mezcla entre un manto empobrecido y 5–10% de un manto enriquecido de tipo 1. La contribución del componente mantélico enriquecido es menor en el CVBN que en los basaltos de plateau.

El CVBN en el contexto de la provincia magmática de Somún Curá

Los modelos que apelan a puntos calientes en el manto en el contexto de un retroarco lejano (far back–arc) con influencia variable de la zona de subducción no explican satisfactoriamente los rasgos totales del magmatismo oligoceno/mioceno de Somún Curá. Sin embargo, compartimos con la mayoría de los investigadores de la zona la idea de que la génesis de esta provincia magmática está ligada a los procesos activos en el borde occidental de la Placa Sudamericana.

Sobre la base de la evidencia geológica y geoquímica presentada aquí para el CVBN, de la información publicada, así como de modelos numéricos (Elkins–Tanton, 2005, 2007), recientemente se propuso un modelo alternativo que relaciona la génesis de la provincia magmática oligocena/ miocena de Somún Curá con un proceso de delaminación litosférica (Remesal et al, 2011).

Relevamientos de tomografía sísmica en el norte de la Patagonia indican que durante el Paleógeno se produjo una interrupción en el régimen subductivo debido al desprendimiento de la placa de Aluk (Aragón et al, 2009). El margen Pacífico de Sudamérica estaba entonces dominado por un movimiento de tipo transcurrente (Somoza y Ghidella, 2005) que duró hasta hace ~25 Ma cuando la ruptura de la Placa Farallón provocó un drástico cambio a un régimen subductivo con vectores de convergencia casi normales al límite de placas (Somoza, 1998). La provincia magmática de Somún Curá evolucionó dentro de este escenario geodinámico regional. El CVBN, así como otros grandes complejos bimodales, se emplazaron durante este proceso de reorganización de placas en el borde occidental de la placa Sudamericana. Aunque el régimen de subducción se habría reinstalado hacia finales del Oligoceno, el flujo tectono–térmico en la zona de supra–subducción sólo se restableció a partir del Mioceno medio (Aragón et al, 2009).

Teniendo en cuenta este escenario regional, proponemos que el evento de fusión parcial de la astenósfera patagónica estaría ligado a un proceso de delaminación litosférica. El desprendimiento de porciones de litósfera puede promover la generación de grandes volúmenes de magma alcanzando inclusive los tamaños de provincias basálticas continentales (Elkins–Tanton et al, 2006; Elkins–Tanton, 2007; Levander et al., 2011).

La naturaleza restítica de la litósfera sudamericana del norte de la Patagonia extraandina, resultante del proceso de fusión cortical durante el Jurásico que dio lugar a la gran provincia ígnea Chon Aike (s.l. Pankhurst et al, 2000 y referencias ahí citadas), habría favorecido procesos de inestabilidad gravitatoria disparados por la reorganización de placas acaecida en el borde Pacífico de la Placa Sudamericana. La litósfera post–jurásica del Macizo Norpatagónico, más densa que la litósfera septentrional no alterada por procesos de fusión cortical, y probablemente aún más densa que el manto astenosférico subyacente, resulta entonces un candidato potencial para procesos de delaminación litosférica. Al desprenderse parte de la densa litósfera nordpatagónica el manto somero habría ascendido y generado fundidos parciales por descompresión adiabática (Figura 15). Este proceso no requiere una fuente de calor ajena al sistema litósfera/astenósfera como el modelo de plumas mantélicas, que incluye un domamiento previo al magmatismo del cual no hay evidencias en el norte de la Patagonia extraandina. En cambio, el magmatismo ligado a procesos de delaminación litosférica puede ser sincrónico con subsidencia topográfica (Elkins–Tanton, 2005, 2007).

El pasaje de la Placa de Aluk por debajo de la actual provincia de Somún Curá habría inyectado fluidos de zona de subducción y fundidos en el manto somero. Estos producen el efecto dual de ascender la temperatura e hidratar la litósfera nordpatagónica, provocando el descenso de la viscosidad litosférica y favoreciendo en consecuencia procesos de delaminación debido a inestabilidades dúctiles del tipo Rayleigh–Taylor (Elkins–Tanton 2005, 2007). Los procesos de deshidratación/fusión parcial de la Placa de Aluk habrían impartido la firma de arco reconocida en el magmatismo de Somún Curá.

El modelo de delaminación cortical propuesto permite también explicar el contaminante de corteza continental antigua interpretado a partir de las altas relaciones 207Pb/204Pb en el magmatismo de Somún Curá (Kay et al., 2007). La porción de litósfera desprendida puede eventualmente devolatilizar y fundirse parcialmente a medida que alcanza mayores presiones y temperaturas (Figura 15), y los fluidos y fundidos evolucionados metasomatizarán la astenósfera impartiendo su contribución geoquímica/isotópica.

El modelo propuesto de ascenso astenosférico justificaría la geoterma elevada (altas temperaturas a bajas presiones) inferida a partir de xenolitos de peridotitas espinelíferas y granatíferas (Bjerg et al., 2009). Las condiciones de presión/temperatura registradas en xenolitos mantélicos transportados por basaltos en la región NW de Somún Curá es del orden de 1000/1200 °C y entre 15 y 24 kbar (Bjerg et al., 2005, 2009). Estos datos se ubican dentro de la ventana PT inferida a partir de modelos numéricos de delaminación listosférica (Elkins–Tanton, 2007). Otras estimaciones de la profundidad de generación de los fundidos realizadas sobre la base de los contenidos de elementos mayoritarios y de REE están en el orden de 90 a 100 km (Kay et al, 2007), que resulta también compatible con el modelo propuesto y con la fuente de lherzolita granatífera.

 

CONCLUSIONES

El Complejo Volcánico Barril Niyeu es una de las asociaciones bimodales post–plateau en el ambiente del plateau basáltico de Somún Curá, sector norte de la Patagonia argentina. La edad miocena de este complejo (18.7± 0.4 y 20.6 ±0.4 Ma) es contemporánea con la de otros complejos post–plateau situados a lo largo de la megaestructura Telsen–Valdés, que se continúa en el offshore Atlántico.

La historia eruptiva del CVBN está vinculada a una caldera principal y cinco calderas menores. Comprende eventos iniciales marcados por lavas y flujos piroclásticos de composición traquítica y riolítica, que corresponden a dos episodios, y etapas finales representadas por lavas de basaltos de olivino hasta traquibasaltos.

Los productos volcánicos constituyen una secuencia (basalto–traquitariolita) alcalina con gap composicional entre 52 y 67% de SiO2. El basalto menos evolucionado de la serie tiene una composición que sugiere entre 8 y 10% de fusión parcial de una fuente mantélica lherzolítica con granate, con un posterior grado de diferenciación (Ce/Yb vs. Ce, Figura 8). Un modelo de cristalización fraccionada (Rayleigh) indica que el principal proceso evolutivo de la secuencia es la cristalización fraccionada (Figuras 9a y 9b), con olivino ± clinopiroxeno ± feldespato como conjunto de fraccionamiento, y en menor proporción minerales accesorios como apatita e ilmenita.

El modelado geoquímico de elementos mayoritarios y traza (Nb/Y vs. Rb/Y y Nd vs. 1/Nd), así como las relaciones isotópicas 87Sr/86Sr y 143Nd/144Nd, permiten excluir procesos de asimilación cortical significativos en la evolución basalto–traquita (Figura 14 y 12). La naturaleza restítica de la corteza nordpatagónica sustancialmente empobrecida en la fracción de baja temperatura por el proceso de fusión cortical masiva de finales del Jurásico, apoya esta evidencia.

Las altas relaciones LIL/HFSE y LIL/LREE sugieren una contribución del componente de zona de subducción en la fuente del CVBN. Esta interpretación está sustentada en la composición isotópica de los basaltos del CVBN que puede explicarse como resultante de la mezcla entre un manto empobrecido y 5–10% de un manto enriquecido de tipo 1 (Figura 7). La contribución del componente enriquecido es menor que la indicada por la composición isotópica de los basaltos de plateau.

El magmatismo oligomioceno de Somún Curá, incluyendo al CVBN, es atribuido a un proceso de delaminación litosférica disparado por perturbaciones gravitacionales durante el severo proceso de reorganización de placas en el borde pacífico de la Placa Sudamericana, con contribución subordinada de una placa oceánica desprendida (Aluk?).

 

AGRADECIMIENTOS

El trabajo ha sido realizado en el marco de los Proyectos UBACYT X185 y 20020100101015 y PIP 5523. Se agradece muy especialmente a los licenciados Ardolino y Franchi por la permanente colaboración, intercambio de ideas y discusión de resultados, al SEGEMAR por su apoyo logístico y al Sr. Eduardo Llambías por la preparación del material. Se agradecen especialmente los comentarios y sugerencias de los árbitros que contribuyeron significativamente a mejorar el manuscrito original, así como la exhaustiva revisión final y trabajo editorial del Dr. Arturo Martín.

 

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