Unidades metamórficas (roca de caja)

Rocas metamórficas de bajo grado afloran en el extremo norte y borde oriental de la sierra de Inca Viejo (Figura 2). Están compuestas por una secuencia rítmica de metapelitas (filitas, filitas moteadas) y metagrauvacas con metamorfismo regional en facies de esquistos verdes (Chl+Ms+Bt+Qz+Gr+And, abreviaturas de ^{Whitney y Evans, 2010}). Se destaca la ocurrencia de potentes secuencias de metacuarcitas de grano fino a medio intercaladas con filitas. En la proximidad de los intrusivos con filitas, se sobreimpone un metamorfismo de contacto con generación de motas de biotita (Chl+Ms+Qz+Bt). En la mismas zonas, las filitas son inyectadas concordantemente respecto del bandeado composicional por cuerpos magmáticos diferenciados (Ms+Qz+Pl+Kfs) de espesor inferior a 1 m y deformados intensamente.

En el borde occidental de la sierra de Inca Viejo (Figura 2) afloran secuencias de rocas gnéisicas compuestas por Kfs+Pl+Bt+Qz. Sobre la base de la naturaleza del protolito, ^{Becchio (2000)} los diferencia en para y ortogneises (Figura 3a). Los ortogneises exhiben una marcada foliación, de grano fino y están intrusionados por diques básicos, en general concordantes con la foliación regional (N-S aproximadamente).

Figura 3 Complejo intrusivo Diablillos y su relación con la roca de caja. a) Gneis del Mf borde occidental de la sierra. b) Contacto intrusivo neto del monzogranito (Gr) con la roca de caja. c) Afloramientos de sienogranitos (Gr) con diques básicos desmembrados (Mf). d) Pegmatita (Pg) intrusionada en forma discordante respecto de granitos y diques desmembrados. 

Complejo intrusivo Diablillos

El CID tiene forma elongada en dirección norte-sur (Figura 2) y el contacto con las rocas encajonantes es intrusivo neto (Figura 3b). Está constituido por monzogranitos, granodioritas, tonalitas y dioritas de grano fino a medio y de textura porfídica a equigranular. Fajas discretas de deformación dúctil (dirección de buzamiento 256/35, lineación 274/15), de reducido espesor inferior a 2 m y cinemática inversa, afectan a los intrusivos con desarrollo de milonitas. En general, las rocas del CID son de aspecto masivo y localmente se observa una leve foliación magmática evidenciada por la orientación preferencial de EMM e intrusiones de fundidos pegmatíticos sinmagmáticos.

Las facies del CID tienen una distribución irregular, donde las facies predominantes representadas por granodioritas y tonalitas, constituyen el núcleo de la sierra (Figura 2). En la zona norte y borde oriental de la sierra, afloran monzogranitos intrusionados por diques básicos y pequeños stocks de dioritas. Los monzogranitos del borde oriental conforman pequeños cuerpos globulares a elongados (<700 m de longitud) dispuestos en forma subparalela al sentido de la sierra. Se caracterizan por contener abundantes enclaves de variada composición, textura (EMM, granodioritas y tonalitas) y cuerpos de dioritas desmembrados (Figura 3c). Las relaciones de contacto entre los distintos intrusivos del CID varían desde netos a transicionales. Un conjunto de cuerpos tabulares pegmatíticos (<1 m de espesor) intrusionan indistintamente a las rocas del CID y en conjunto con los diques básicos del borde occidental de la sierra (Figura 2), representan las etapas póstumas del evento magmático (Figura 3d).

De acuerdo con las características litológicas dominantes, la petrografía, las relaciones intrusivas y la posición geográfica de los distintos cuerpos del CID, se reconocieron las siguientes unidades: facies de monzogranitos; facies de granodiorita y tonalita; facies de diorita anfibólica y diques básicos.

Facies de monzogranito (MB)

Está integrada por monzogranitos de grano medio a grueso y de textura porfídica a equigranular. Aflora en el extremo norte y en el borde centro-oriental de la sierra de Inca Viejo (Figuras 2). Los monzogranitos constituyen cuerpos en general de aspecto masivo y ocasionalmente se observa el desarrollo de una foliación magmática. Las rocas presentan color gris claro a oscuro debido a la variación del contenido de biotita en la matriz. Se caracterizan por contener abundantes enclaves y cuerpos de dioritas desmembrados de geometría tabular (Figura 3c). Los monzogranitos y cuerpos desmembrados de dioritas son intrusionados en forma discordante por cuerpos tabulares de pegmatitas (<1 metro) en contacto transicional (Figura 3d). La pegmatita se caracteriza por contener soles y agregados fibro-radiales de epidota y turmalina.

Las relación fenocristales/matriz de los monzogranitos puede variar en pocos metros y en algunos sectores los fenocristales están prácticamente ausentes (texturas equigranulares). El monzogranito porfídico está compuesto por fenocristales de feldespato potásico (<2 cm, predominando 1 a 1.5 cm) y plagioclasa inmersos en una matriz de grano medio a grueso de feldespato potásico, plagioclasa, cuarzo azul y abundante biotita. El monzogranito del norte de la sierra de Inca Viejo, a diferencia del monzogranito del borde centro-oriental, contienen enclaves de aplitas y escasos EMM.

Los cuerpos de dioritas desmembrados y enclaves contenidos en los monzogranitos son de variado tamaño, morfología y en general de distribución irregular. Los enclaves tienen formas redondeadas a elípticas y tamaños de hasta 1.5 m. Los contactos con el hospedante son netos a transicionales, lobulados, convexo hacia el encajante (Figuras 4a y 4b) y varían desde granodioritas hasta dioritas (EMM). Los cuerpos mayores desmembrados son esencialmente de composición diorítica. Los enclaves de granodiorita están compuestos por fenocristales de feldespato potásico, plagioclasa y cuarzo de similares características a fenocristales que ocurren en el hospedante. Los enclaves de tonalita son de textura levemente porfídica a equigranular de grano fino a medio. Los EMM y cuerpos de dioritas desmembradas tienen textura equigranular de grano fino a porfídica en menor medida (Figuras 4c y 4d). La diorita porfídica se caracterizan por la presencia de xenocristales de feldespatos subredondeados y cuarzo azul ocelli inmersos en una matriz de grano muy fino de color verde oscuro. En menor proporción, se reconocen dioritas porfídicas con fenocristales de plagioclasa subhedral.

Figura 4 Tipos de enclaves y contactos en monzogranitos. a) Granito (Gr) porfídico con enclaves microgranulares máficos (EMM) (Mf), granodiorita (Gd) y tonalita de grano fino (Tn). b) Contactos neto entre enclaves de granodioritas (Gd) - tonalitas equigranular (Tn) y difuso entre granodioritas (Gd) y el hospedante; las flechas indican migración de fenocristales desde zonas estrechas hacia zonas más abiertas; las zonas estrechas se deprimen en fenocristales dando lugar a texturas equigranulares. c) Contacto transicionales entre los EMM (Mf) y el hospedante (Gr); la zona de transición se encuentra enriquecida en biotitas. d) Contacto neto entre cuerpos de dioritas desmembrados con monzogranitos. 

En los EMM con contactos transicionales se observa un borde de reacción (<2 cm) de color pardo enriquecido en biotita (Figura 4c). Se reconocen EMM zonados compuestos por un núcleo diorítico rodeado por una fase hibrida de composición granodiorítica a tonalítica. El contacto entre monzogranito y los enclaves de tonalitas y granodioritas es neto y ocasionalmente difuso (Figura 4b). Se destaca la ocurrencia de procesos de migración mecánica de fenocristales desde el hospedante hacia la zona híbrida de EMM zonados (Figura 4b) indicando la contemporaneidad de los magmas. Los fenocristales subredondeados de feldespato potásico, plagioclasa y cuarzo son incorporados en los EMM resultando en texturas típicas de mezcla de magmas (^{Hibbard, 1991}) del tipo plagioclasa manteada y cuarzo ocelli.

Facies de granodiorita y tonalita (GT)

El intrusivo tiene forma elongada en sentido norte sur y una extensión de 7.5 km de largo por 2 km (Figura 2). Las granodioritas afloran en la parte media de la ladera oriental de la sierra de Inca Viejo y están en contacto transicional con monzogranitos al este y tonalitas hacia el oeste. Las granodioritas tienen una textura porfídica (Figuras 5a y 5b) con fenocristales de cuarzo azul, feldespato potásico y plagioclasa inmersos en una matriz de grano medio. Los fenocristales de feldespato potásico y plagioclasa tienen formas subredondeadas con bordes irregulares e inclusiones de biotita. En algunos sectores la granodiorita ocurre con abundantes EMM (similares a los alojados en el monzogranito) y ocasionalmente se observan enclaves de tonalitas equigranulares y xenolitos de metagrauvacas en menor medida. Los EMM tienen formas globulares, textura equigranular a porfídica, tamaños entre 5 a 50 cm y contactos neto a transicional con el hospedante. En los contactos transicionales (Figura 5b), se observa una zona híbrida (<10 cm) con características texturales de ambas facies involucradas, es decir, fenocristales de feldespato potásicos de la granodiorita y matriz afanítica con características similares a los EMM.

Figura 5 Granodiorita (Gd) y tonalita en relación con enclaves microgranulares máficos (EMM). a) Aspecto de la granodiorita con abundante EMM. b) Detalle del recuadro de la Figura 5a donde se observa el contacto transicional EMM-hospedante; nótese la transferencia de fenocristales de feldespato (flecha) potásico desde la granodiorita hacia el EMM (Mf). c) EMM equigranulares (Mf) de grano fino en tonalita equigranular (Tn); notar la forma subredondeada de los EMM y contacto neto. d) Tonalita equigranular de grano fino con "parches" lecucocráticos (círculo) asociados a cristales de biotita (Bt). 

Las tonalitas conforman la parte alta de la sierra de Inca Viejo y son de textura equigranular a levemente porfídica de grano fino compuestas por plagioclasa, cuarzo y abundante biotita (Figura 5c). La tonalita levemente porfídica contiene fenocristales de cuarzo y plagioclasa y se caracteriza por desarrollar "parches" leucocráticos alrededor de cristales de biotita de grano grueso (Figura 5d). Las tonalitas contienen abundantes EMM (<2m), enclaves de tonalita (<5cm) con bordes difusos, intrusiones menores de granodioritas y diques pegmatíticos. Además, se observan cuerpos de dioritas desmembrados, interpretados como diques sin-magmáticos, de forma globular hasta 2 m de tamaño (Figura 5c). Localmente, ocurren cuerpos de pegmatitas (<30 cm de espesor) en contacto transicional con las tonalitas y ocasionalmente conforman series de intrusiones interconectadas. Las pegmatitas están compuestas por feldespato potásico, cuarzo, turmalina, epidota y contienen xenocristales de biotita, similar a aquellas que ocurren en la facies de monzogranito (Figura 3d).

Facies de diorita anfibólica (DA)

La diorita es la facies de menor extensión areal, sin embargo, tienen amplia distribución en el CID como EMM y cuerpos desmembrados alojados en las facies de monzogranito (Figuras 6a y 6b) y en facies de granodiorita y tonalita (Figura 4). En la ladera centro-oriental de la sierra de Inca Viejo, ocurren cuerpos globulares y elongados de hasta 300 y 500 m de diámetro respectivamente (Figura 2).

Figura 6 Características generales y tipos de ocurrencia en dioritas. a) Cuerpos dioríticos (Mf) desmembrados en monzogranito (Gr). b) Cuerpos dioríticos subverticales desmembrados en contacto neto con el hospedante monzogranítico (Gr); se indica la escala con flecha de color blanca. c) Aspecto de las dioritas (Mf) con textura porfídica; nótese la transferencia de fenocristales de feldespatos (kfs) indicada por flecha amarilla. d) Enclaves microgranulares máficos alojados en monzogranitos con distintos grados de hibridación. e) Xenocristal de cuarzo ocelli (circulo blanco) en cuarzo-diorita. f) Aspecto general de la diorita porfídica; nótese las formas euhedrales de los fenocristales de plagioclasa y feldespato potásico ovoidal. 

En función de la textura y composición mineralógica se han distinguido dos grupos: cuarzo-diorita equigranular a levemente porfídica y diorita porfídica con fenocristales de plagioclasa. La primera es de grano fino, color verde oscuro y ocurren principalmente como EMM y cuerpos desmembrados (Figuras 6c y 6d). Las cuarzo-dioritas levemente porfídicas se caracterizan por contener feno-xenocristales de feldespato potásico subredondeados (Figura 6c) y cuarzo azul ocelli (Figura 6e) inmersos en una matriz de grano muy fino de color verde oscuro. La diorita porfídica está compuesta por fenocristales de plagioclasa de hasta 1 cm y ocasionalmente feno-xenocristales de feldespato potásico (Figura 6f) y cuarzo inmersos en una matriz de grano muy fino.

El contacto con el hospedante varía desde neto a transicional, lobulado y crenulado. En los contactos transicionales de los EMMhospedante se observa una zona de hibridación donde actúan procesos de transferencia de masa (Figura 6c) y un relicto central de diorita del EMM (Figura 6d). En algunos casos la hibridación de los EMM es completa (Figura 6d) dando lugar a texturas levemente porfídica (Figura 6c). Por otro lado, se observan cuerpos de cuarzo-dioritas que engloban enclaves de monzogranito con contactos neto a transicional. Los enclaves de monzogranitos tienen formas redondeadas a irregulares y en menor medida con geometría tabular de hasta 1m de espesor. Los glóbulos de granito pueden desmembrar e incorporar parte de las facies máficas y conformar EMM o bien una fase híbrida.

Facies de monzogranito

Se reconocieron texturas equigranular a porfídica de grano medio a grueso, compuesto por ortoclasa pertítica, microclino, cuarzo y plagioclasa como minerales esenciales (Figura 8a). La biotita, muscovita, apatita, titanita, minerales opacos y circón ocurren como accesorios. La biotita es abundante (hasta ~25% modal), de forma subhedral, frecuentemente conforma agregados cristalinos. La muscovita ocurre con formas subhedral y en agregados de grano fino.

Figura 8 Características petrográficas de las facies del complejo intrusivo Diablillos. a) Aspecto general del monzogranito con fenocristales de feldespato potásico (Kfs) y abundante biotita (Bt); nicoles cruzados (Nx). b) Detalle de plagioclasa (Pl) zonada y zonas de reabsorción (flecha) con sobrecrecimiento de un nuevo individuo y borde límpido (Nx). c) Fenocristal de microclino (Kfs) con sobrecrecimiento de plagioclasa (Pl) y parcialmente rodeados por biotita en granodiorita porfídica (Nx). d) Tonalita equigranular de grano fino con tablillas de plagioclasa (Pl), abundante biotita (Bt), cuarzo (Qz) y honrblenda (Hbl) (Nx). e) Detalle de un xenocristal de cuarzo ocelli en cuarzo-diorita (Nx). f) Aspecto de la diorita porfídica con fenocristales de plagioclasa euhedral (Nx). g) Contacto cuarzo-diorita (a la derecha)-granito (a la izquierda), donde se observa el reemplazo de Hbl por Bt. Nótese la concentración de Bt en la zona de contacto y Pl manteada con Hbl; nicoles paralelos. 

El monzogranito porfídico se caracteriza por contener fenocristales de ortoclasa, microclino (0.5-1.0 cm) y plagioclasa. Se observan fenocristales de plagioclasa con sobrecrecimientos que engloban feldespato potásico de la matriz, en algunos casos zonados y constituyendo glomeropórfidos. La plagioclasa desarrolla zonas de reabsorción y crecimiento de nuevos bordes (Figura 8b). Los fenocristales de feldes patos potásicos son subredondeados, de bordes irregulares y contienen inclusiones de plagioclasa euhedral, cuarzo, biotita y muscovita.

Facies de granodiorita y tonalita

La granodiorita tiene textura porfídica y está constituida por fenocristales de plagioclasa, cuarzo, ortoclasa pertítica y microclino inmersos en una matriz de grano medio compuesta por cuarzo, plagioclasa, abundante biotita (~30% modal), muscovita y feldespato potásico. Los accesorios son circón, titanita, apatita, minerales opacos y epidota. Los fenocristales de microclino (0.5-1.5 cm) son subredondeados y contienen inclusiones de plagioclasa euhedral, cuarzo y biotita. En algunos casos, los fenocristales de microclino desarrollan un borde de plagioclasa definiendo una textura rapakivi (^{Hibbard, 1991}) (Figura 8c). La ortoclasa pertítica es subhedral a anhedral y contiene inclusiones de plagioclasa. Los fenocristales de plagioclasa son de forma subhedral (2-4 mm) y frecuentemente conforman glomeropórfidos. En menor medida, se observan fenocristales de plagioclasa zonados, manteados con biotita y sobrecrecimiento de un borde límpido. Los fenocristales de cuarzo (4 mm) son subredondeados y se observan bordes interdigitados con la matriz.

Se reconocieron tonalitas de textura porfídica a equigranular de grano fino a medio. Las primeras están compuestas por fenocristales de plagioclasa inmersos en una matriz de grano medio (<1 mm) compuesta por biotita, plagioclasa, cuarzo, circón, apatita, epidota, anfíbol y minerales opacos. Los fenocristales de plagioclasa (hasta 3 mm) ocurren como cristales individuales y glomeropórfidos. Se observa plagioclasa manteada por biotita, con patrones de zonación compleja y en tamiz. La biotita, al igual que en los monzogranitos y granodioritas, es el mafito más abundante y es común la ocurrencia de glomerocristales con inclusiones de minerales opacos y epidota euhedral. La tonalita equigranular (Figura 8d) se caracteriza por contener cuarzo poiquilítico con inclusiones de plagioclasa euhedral a subhedral, biotita subhedral, abundante apatita acicular, escaso anfíbol y epidota.

Facies de diorita anfibólica

Se reconocieron cuarzo-diorita (Figura 8e) y diorita (Figura 8f). La cuarzo-diorita tiene textura porfídica a equigranular con fenocristales de plagioclasa y cuarzo en una matriz de grano muy fino compuesta por abundante hornblenda (45-50 % modal), plagioclasa, escasa biotita, cuarzo, minerales opacos, circón, apatita y epidota. Se observa abundantes fenocristales de plagioclasa manteadas con hornblenda y sobrecrecimientos de un borde límpido, comúnmente asociados a zonas de contacto con rocas más evolucionadas (Figura 8g). En la zona de contacto con granitoides, se genera un delgado borde donde los anfíboles de la diorita son reemplazados por biotitas (Figura 8g). Los feno-xenocristales de cuarzo son escasos, de forma subredondeada, engolfados y con corona de reacción de hornblenda y biotita (Figura 8e).

La diorita porfídica contiene fenocristales de plagioclasa inmersos en una matriz de grano muy fino compuesto por plagioclasa, anfíbol, escasa biotita y cuarzo. Texturalmente, es similar a los diques básicos y se caracteriza por contener una gran variedad de fenocristales de plagioclasas y feldespato potásico ovoidal. Se reconocieron al menos tres poblaciones de fenocristales de plagioclasa; (1) cristales individuales con textura poiquilítica, (2) límpidos, zonados (grupo más abundante) y un tercer grupo constituye (3) glomeropórfidos simplectíticos con exsoluciones de cuarzo. La matriz está compuesta de plagioclasa fina prismática, anfíbol, escasa biotita y cuarzo intersticial.

Diagramas de variación de elementos mayores y traza

El contenido de Al₂O₃ (16.3-13.9 %.) y el P₂O₅ (0.1-0.3 %) no varía significativamente en todas las facies que componen el CID (Figura 10), y excepcionalmente el Al₂O₃ puede llegar a 20.2 % para los EMM y 15.53 % en monzogranitos. Los granitoides porfídicos tienen contenidos relativamente homogéneos de SiO₂ (70.0-62.8 %) mientras que las rocas intermedias a máficas tienen un amplio espectro de variación (61.4-51.1 %). Los EMM y las intrusiones máficas contienen bajos contenidos en SiO₂ (50.9-54.9 %) y altos contenidos de CaO (6.2-10.5 %), MgO (4.1-5.9 %), TiO₂ (1.1-2 %) y Fe₂O₃ (7.8-10.7 %) en relación a sus hospedantes de composición monzogranítico-granodiorítica. Las muestras de granodiorita y tonalita presentan valores intermedios de sílice (61.3-66.3 %) y sus valores porcentuales más altos de SiO₂ están próximos a las facies más evolucionadas (monzogranito).

Figura 10 Diagramas de variación de elementos mayores (% peso) y algunos traza (ppm). 

En los diagramas de variación de óxidos mayores vs. SiO₂, las rocas del CID y sus enclaves de variada composición, definen una correlación lineal negativa continua para MgO, MnO y FeOt, siendo este comportamiento aun más acentuado para el CaO (Figura 10). El K₂O y Na₂O definen una tendencia, en general, lineal positiva leve para miembros máficos mientras que para tonalitas, granodioritas y monzogranitos, la distribución es dispersa. El TiO₂ disminuye con el aumento de SiO₂, sin embargo, se observan equivalencias (patrón disperso) en el contenido de miembros máficos e intermedios (tonalita-granodiorita). El Al₂O₃ y P₂O₅ muestran una buena correlación lineal prácticamente horizontal respecto de SiO₂, excepto las muestras d-950911 y SD-11-07 respectivamente (Tabla 1). Los elementos traza Rb, Ba, V y Zr vs. SiO₂, definen tendencias no lineal positiva mientras que es negativa para el Sr. El Y adquiere la forma de curva segmentada con tendencia positiva hasta los ~63 % de SiO₂ (tonalitas con abundante contenido de apatita) y luego decrece abruptamente hasta los monzogranitos.

La correlación lineal negativa de elementos mayores CaO, MgO, FeOt en diagramas tipo Harker podrían resultar del fraccionamiento de fases minerales como anfíbol y plagioclasa (p.ej., ^{Otamendi et al., 2010}). Los patrones que definen CaO, MgO, FeOt y el empobrecimiento en Al₂O₃, TiO₂, Sr, Ni, Cr, Y respecto del incremento de SiO₂ que se observan en algunas muestras de diorita (p.ej., SD-950904, D950908, Tabla 1, Figura 10) y diques básicos (muestra 6/52, 6/55), son compatibles con el fraccionamiento de plagioclasa, anfíbol y probablemente piroxeno en las primeras etapas de evolución magmática. El comportamiento diferenciado de estos elementos en los miembros máficos sugieren diferentes grados de evolución previo a la hipotética interacción con magmas félsicos. En adición, los altos valores de Ba que se observan EMM y dioritas (p.ej., muestra D950908) evidencian el carácter contaminado con xenocristales de feldespato potásico (interacción con magmas mas evolucionado, Figura 6f). El hecho que los magmas básicos del CID estén contaminados y fraccionados, aumenta considerablemente la posibilidad de que estos generen un magma híbrido (mixing) al mezclarse con magmas félsicos (^{Eichelberger, 1980}). Por otro lado, el fraccionamiento de anfíbol y plagioclasa en un sistema cerrado no explica por sí solo el decrecimiento marcado de CaO e incremento de K₂O y Na₂O a medida que incrementa el SiO₂. El contenido de CaO (>3%), en las rocas intermedias híbridas-silíceas y los bajos contenidos iniciales de K₂O en dioritas, limita la proporción de plagioclasa cálcica involucrada en el fraccionamiento (Otamendi et al., 2010) y el enriquecimiento en K₂O. Alternativamente, la buena correlación lineal en los diagramas de variación, dónde las rocas híbridas (tonalitas y granodioritas) se ubican en posición composicional intermedia entre dioritas-monzogranitos, es consistente con procesos de mezcla de magmas entre miembros químicamente contrastados (^{Fourcade y Allegre, 1981}; ^{Gray, 1984}; ^{Castro et al., 1991}, entre otros). A juzgar por la variedad de texturas en desequilibrio identificadas y a la gran cantidad de EMM y cuerpos desmembrados (diques básicos sinmagmáticos) en las tonalitasgranodioritas, un escenario de mezcla de magmas parece ser apropiado. Sin embargo, la mayor dispersión de algunos diagramas como Na₂O, K₂O, Ba, Y respecto de SiO₂ en comparación con otros óxidos, puede atribuirse a una variabilidad en la composición y proporción de miembros finales (principalmente félsico), asimilación de roca de caja o bien a un fraccionamiento limitado por procesos de cristalización posterior la mezcla.

Magmatismo máfico-intermedio y la mezcla de magmas

El magmatismo básico en el ámbito de la Puna tuvo lugar durante el Ediacarano tardío-Ordovícico medio (^{Zimmermann et al., 2014}; ^{Coira et al., 2009b}; ^{Kleine et al., 2004}) en un ambiente de arco a trasarco (^{Bahlburg y Hervé, 1997}; ^{Coira et al., 1999}, ^2009a; ^{Fernández et al., 2008}) con regímenes extensionales (Tremadociano-Arenigiano temprano) y compresivos (Arenigiano-Llanvirniano) relacionado al borde convergente de Gondwana durante el Paleozoico inferior (^{Hongn y Mon, 1999}; ^{Coira et al., 1999}; ^{Bahlburg y Hervé, 1997}; ^{Lucassen et al., 2000}). Por otro lado, el Arenigiano representa un periodo de transición con regiones donde actúan regímenes contraccionales y extensionales (^{Bahlburg, 1990}; ^{Coira et al., 2009a}). Durante el Arenigiano-Llanvirniano, el régimen tectónico estuvo dominado por esfuerzos compresivos con variado componente de rumbo (^{Coira et al., 1999}; ^{Hongn y Riller, 2007}) que controlaron el emplazamiento del magmatismo bimodal de origen crustal dominante (^{Viramonte et al., 2007}; ^{Coira et al., 2009a}, ^{Hongn y Riller, 2007}). El magmatismo máfico registrados en el ámbito de la Puna, en términos volumétricos, es escaso (<5%) con respecto al magmatismo silíceo que constituye intrusivos de dimensión batolítica. Los datos geoquímicos e isotópicos de rocas máficas apuntan a un origen juvenil con variados grados de mezcla con materiales corticales (^{Coira et al., 1999}, ^2009a; ^{Becchio et al., 1999a}; ^{Viramonte et al., 2007}; ^{Kleine et al., 2004}; ^{Zimmermann et al., 2014}).

Las rocas máficas de la Puna ocurren principalmente: (1) asociadas con granitoides (^{Becchio, 2000}; ^{Hongn y Seggiaro, 2001}; ^{Kleine et al., 2004}; ^{Poma et al., 2004}; ^{Coira et al., 2009a}, ^2009b; ^{Becchio et al., 2011}), (2) en secuencias volcano-sedimentarias (p.ej., ^{Viramonte et al., 2007}), (3) como diques básicos (^{Becchio, 2000}) y finalmente, (4) rocas máficas y ultramáficas en varias localidades en relación tectónica (^{Coira et al., 1999}; ^{Zimmermann et al., 2014}) e intrusiva (^{Seggiaro et al., 2000}) con secuencias marinas y volcaniclásticas ordovícicas. Los magmas máficos asociados a granitoides, en general, han sido clasificados sobre la base de su relación de intrusión (^{Coira et al., 2009a}) y a su ocurrencia respecto del evento principal de deformación dúctil vinculado al pico metamórfico datado a los ~500-510 Ma (^{Becchio et al., 1999a}; ^{Lucassen y Becchio, 2003}). La presencia de magmas máficos del Paleozoico inferior contemporáneos con magmas intermediograníticos en relación de mezcla de magmas, es un hecho recurrente en la Puna, Sistema de Famatina y sierras Pampenas Occidentales (Figura 1). Tal es el caso de las sierras de Cobres y Tanque (478.4±3.5 Ma 479±1.7 Ma U/Pb en circones, ^{Kirschbaum et al., 2006}; ^{Coira et al., 2009b}), sierra de Macón (482.7±7.8 Ma Ar/Ar en hornblenda, ^{Poma et al., 2004}), complejo ígneo Pocitos (476±2 Ma U/Pb en circones, ^{Keline et al., 2004}), CID (^{Becchio et al., 2011}) para la Puna; complejo intrusivo Las Angosturas en la sierra de Narváez (485±7 Ma U/Pb en circones, ^{Cisterna et al., 2004}), rocas básicas y ultrabásicas de la sierra de Fiambalá (515-500 Ma U/Pb en circones e isócrona Sm-Nd, ^{Grissom et al., 1998}) y sierra de Valle Fértil-La Huerta (p.ej., ^{Otamendi et al., 2012}) para Famatina y sierras Pampeanas Occidentales. Los estudios isotópicos Lu-Hf (^{Hauser et al., 2011}) en circones magmáticos de granodioritas (εHf (534 Ma) de -6.9 a +0.4) y dacitas porfídicas (εHf (523 Ma) de -3.8 y +0.3) del batolito de Tastil (~540-500 Ma, Cordillera Oriental, ^{Hongn et al., 2010} y referencias alli) y dacitas porfídicas (εHf (t) de 0.0 a +1.9) de sierra El Niño Muerto (483±3 Ma, límite Puna-Cordillera Oriental), son consistente con un origen mixto a partir de fuentes cortical y juvenil. Por otro lado, los valores εNd(t) de la granodiorita y dacita de Tastil (de -4.4 a -9.8) y la dacita de El Niño Muerto (-6.0 y -9.7), son indicativos de un origen crustal. Recientes estudios isotópicos y geocronológicos de ^{Zimmermann et al. (2014)} en rocas máficas y ultramáficas de arco de la zona del salar de Antofalla, sierra de Calalaste y salar de Pocitos, demostraron un origen juvenil para esas rocas (εNd(t) de +1.4 a +7.4) y una edad de 543.4 ±7.2 Ma. Por lo tanto, la asociación recurrente granitoides-rocas máficas en relación de mezcla de magmas y el rango de edades del magmatismo máfico de arco del noroeste argentino, indican un aprovisionamiento en forma intermitente pero continuo de magmas máficos entre aproximadamente 540 y 476 Ma. Las edades registradas del CEO de ~490 a 445 Ma (p.ej., ^{Viramonte et al., 2007}, ^{Insel et al., 2012}, ^{Bahlburg et al., 2014}), sugieren un magmatismo de larga duración (^{Becchio et al., 1999a}) y claramente solapa con el rango de edades del magmatismo máfico (540-476 Ma) y de circones magmáticos ⁽²⁰⁶Pb/²³⁸U ~540-483 Ma, Tabla 2) registrados en la tonalita híbrida del CID (Figura 12). De hecho, en los patrones de distribución de edades en granitoides del CEO (Figura 12), se observan abundantes circones con edades ⁽²⁰⁶Pb/²³⁸U) equivalentes a circones del CID, edades de Tastil y rocas máficas de la Puna. A pesar que los datos analíticos de U/Pb en circones de la tonalita del CID son de difícil interpretación y solo se refieren a una solo dato (501±17 Ma) y, sobre la base de características mesoscópicas diagnósticas comunes (p.ej., cuarzo azul), se considera que dicha edad es consistente con las registradas para el magmatismo silíceo-máfico de la Puna. Los procesos petrogenéticos actuantes en la génesis de magmas tipo CID, podrían ser extrapolados como un mecanismo alternativo en la generación del magmatismo famatiniano que constituye el arco magmático de la Puna oriental (CEO). Sin embargo, se requiere un mayor número de dataciones que confirmen la coetaneidad magmática entre el CID y CEO combinado con el modelado de la mezcla para aseverar fehacientemente esta hipótesis.

Figura 12 Densidad de probabilidad de las edades ²⁰⁶Pb/²³⁸U del complejo eruptivo Oire (^{DeCelles et al., 2011}). Se comparan con edades ²⁰⁶Pb/²³⁸U de circones magmáticos del complejo intrusivo Diablillos (CID), rango de edades de cristalización del batolito de Tastil (^{Hongn et al., 2010 y referencias allí}), complejo eruptivo Oire (CEO) y magmatismo máfico de la Puna. 

El magmatismo silicio. Fuente de los magmas del CID

El origen del magmatismo silíceo ordovícico del borde oriental de la Puna y Cordillera oriental, ha sido vinculado a procesos de fusión parcial de una corteza fértil (^{Becchio et al., 1999b}; ^{Lucassen et al., 2000}; ^{Fernández et al., 2008}; ^{Becchio et al., 2011}; ^{Sola et al., 2013}). El proceso de fusión parcial habría ocurrido en un largo lapso de tiempo, acotado entre aproximadamente 530 y 440 Ma (^{Lork y Bahlburg, 1993}; ^{Becchio et al., 1999a}.; ^{Viramonte et al., 2007}; ^{Bahlburg et al., 2014} entre otros) en condiciones de alta temperatura y baja a mediana presión (^{Lucassen et al., 2000}; ^{Lucassen y Becchio, 2003}). Las secuencias metasedimentarias en facies de anfibolitas y localmente en facies de

granulitas (p.ej., ^{Lucassen et al., 2011}) en la zona de Hombre Muerto y quebrada de Diablillos, podrían representar las fuentes potenciales de generación continúa de grandes volúmenes de magmas anatécticos durante el Paleozoico inferior (picos de 530-500 Ma y 470-420 Ma, ^{Damm et al., 1990}; ^{Lucassen et al., 2000}; ^{Lucassen et al., 2011}). Los magmas anatécticos generados en estas condiciones, representarían los miembros peraluminosos más evolucionados del CID y el magmatismo asociado al CEO. Las edades de circones heredados en las facies híbridas del CID (>550 Ma, Tabla 2) y CEO (Figura 12), soporta esta idea. Por otro lado, la anatexis masiva de corteza media-inferior necesaria para la construcción de batolitos peraluminosos (CEO), requiere un aporte de calor (anomalía térmica, ^{Lucassen et al., 2000}) que actúe en grandes regiones con secuencias metasedimentarias fértiles. En la zona el Valle Fértil, este escenario es claramente visible donde grandes volúmenes de magmas derivados del manto (p.ej., ^{Otamendi et al., 2012}) intrusionan una corteza mixta. El aporte continuo de magmas máficos promueven la fusión parcial y participan en los procesos de diferenciación magmática (mezcla), generando magmas principalmente de composición intermedia. Sin embargo, los datos (propios y de la bibliografía) del magmatismo paleozoico inferior del borde oriental de la Puna Austral y Cordillera Oriental, indican que los magmas derivados de la corteza, en términos isotópicos, poseen escasa participación de materiales juveniles (p.ej., ^{Viramonte et al. 2007}). En este sentido, los magmas intermedios con evidencias de mezcla de magmas (relaciones de campo y petrográficos) del CID bien podrían representar el nexo entre los granitoides y rocas máficas del CEO (Figuras 9 y ¹³). Las afinidades geoquímicas del CID con el CEO (Figura 9) permiten postular a la mezcla de magmas como uno de los mecanismos de diferenciación en el sistema magmático ordovícico, al menos en el borde oriental de la Puna Austral. Por otro lado, el escaso registro de magmas básicos en la Puna, en comparación al Valle Fértil estaría relacionado a distintos niveles estructurales en los que se encuentran.

Figura 13 Diagrama composicional de fundidos experimentales derivados a partir de anfibolitas, grauvacas y pelitas construido a partir de datos experimentales recopilados por ^{Patiño Douce (1999)}. Se grafican las composiciones del complejo intrusivo Diablillos (CID) en comparación con rocas ígneas de distintas localidades y sus respectivas edades. El CID se compara con granitoides, vulcanitas y rocas básicas del borde oriental de la Puna (CEO); leucogranitos, trondjhemitas y leucosomas de Cordillera Oriental; rocas del complejo ígneo y metamórfico de Valle Fértil. Las composiciones de las rocas del CID, CEO y rocas de origen cortical del Cordillera Oriental definen un arreglo hiperbólico continuo. Fuente de los datos en la Figura 9. 

En cuanto a las rocas dioríticas del CID, ^{Becchio et al. (2011)} proponen un origen por fusión parcial de un protolito rico en anfíbol y plagioclasa en presencia de agua (^{Patiño Douce, 1999}, Figura 13). Alternativamente, ^{Otamendi et al. (2009}, ²⁰¹⁰, ²⁰¹²) demostraron que los magmas intermedios de la sierra de Valle Fértil, resultan de la mezcla de fundidos a partir de protolitos metasedimentarios (leucosomas), máficos (leucotonalitas) y magmas básicos juveniles hidratados. Estos procesos tuvieron lugar en las raíces del orógeno famatiniano en condiciones de alta temperatura y presión media (805±35 °C y 5.2 a 7.1 Kbars, ^{Tibaldi et al., 2009}).

A partir del análisis de la geoquímica, de las edades y relaciones de campo de las distintas rocas del CID, Valle Fértil, del magmatismo silíceo del borde oriental de la Puna (leucogranitos, vulcanitas y granitoides del CEO), de los fundidos anatécticos de Cordillera Oriental en comparación con una compilación de datos de fundidos experimentales derivados de distintas fuentes de ^{Patiño Douce (1999)} (Figura 13), se observa que: (1) las distintas facies del CID y CEO corresponden al campo de magmas derivados de fuentes anfibolíticas; (2) los leucogranitos, trondjhemitas y leucosomas de Cordillera Oriental y Valle Fértil grafican en los campos de fundidos derivados de grauvacas y pelitas; (3) los fundidos in-situ (leucotonalitas) derivados a partir de migmatitas máficas se corresponden con el campo de magmas derivados de fuentes anfibolíticas; (4) se observa una tendencia de las rocas graníticas e intermedias del CID, CEO y del Valle Fértil hacia el campo de fusiones derivadas de fuentes grauváquicas. El arreglo hiperbólico continuo entre las composiciones del CID, CEO, Valle Fértil y fundidos corticales de Cordillera Oriental, es consistente con procesos de mezcla de componentes corticales y máfico juveniles. Estas observaciones, basadas principalmente en las composiciones geoquímicas, están de acuerdo con lo planteado por otros investigadores (^{Viramonte et al., 2007}, ^{Otamendi et al., 2010}).

Evolución cotéctica vs. no-cotéctica

La Figura 14 representa un diagrama pseudoternario (^{Castro, 2013}) F-An-Or (F=FeO+MgO+MnO; An=anortita; Or=ortoclasa) basado en datos experimentales que permite identificar líneas de evolución cotécticas (de baja y alta presión) y no-cotécticas que definen las series de rocas calco-alcalinas. Las tendencias lineales cotécticas de evolución de los magmas, representan puntos en los que una masa fundida está en equilibrio químico y termodinámico con un conjunto particular de minerales. Si los magmas son producidos por el fraccionamiento desde un magma máfico parental, seguirá patrones cotécticos. Las tendencias que se producen por arrastre y asimilación de material restítico variable de la fuente o cualquier otro tipo de separación mecánica de líquidos y cristales, producirá patrones no cotécticos en el diagrama F-An-Or (^{Castro, 2013}). La tendencia de la serie de Valle Fértil, es similar a la tendencia cotéctica de baja presión, típicas de batolitos calco-alcalinos cordilleranos de margen continental activo (^{Castro, 2013}, ^{Castro et al., 2014}) con un leve patrón de asimilación (A=asimilación en Figura 14) en composiciones intermedias. El CID, en términos composicionales, define un patrón no-cotéctico con miembros graníticos tendientes hacia el dominio de leucosomas de Cordillera Oriental y fundidos experimentales (vértice Or). Un grupo menor de granitoides definen patrones de asimilación de roca de caja (A). Las rocas del CEO muestra un patrón continuo desde granodioritas a leucogranitos (Or), sin embargo, se observa una discontinuidad marcada en la zona que definen los términos intermedios entre las facies máficas con magmas más evolucionados. Es necesario destacar que las rocas del CID y CEO, en su conjunto, definen un patrón continuo no-cotéctico marcado desde dioritas hasta leucogranitos. La tendencia definida por estos complejos se solapan con el campo composicional de la Formación Puncoviscana con una leve tendencia de los magmas silíceos hacia el vértice F debido a los altos contenidos en FeOt+MgO. Una posible explicación para este patrón estaría relacionada con la asimilación de rocas de caja (p.ej., ^{Clemens y Stevens, 2012}) o bien por procesos mezcla de magmas. La asimilación de roca de caja no se sustenta con las observaciones de campo, sin embargo, es probable que hayan experimentado asimilación durante el ascenso de los magmas a niveles superiores (p.ej., ^{Beard et al., 2005}). El CID ofrece excelentes afloramientos donde se observa que el mecanismo principal de diferenciación magmática de la serie diorita-monzogranito fue por mezcla de magmas entre miembros máficos juveniles y componentes graníticos. Los magmas más evolucionados del CID y CEO tienen altos contenidos de FeOt, MgO, y CaO comparados con leucogranitos (^{Sola et al., 2013}) de Cordillera Oriental (Figuras 9c y ¹³) y fundidos experimentales a partir de materiales de composición similar a la Formación Puncoviscana (^{Patiño Douce y Harris, 1998}; 6-8 Kbars). Por otro lado, los fundidos generados a partir de fusión de migmatitas máficas de Valle Fértil están empobrecidos en K2O (leucotonalita). Estas características geoquímicas particulares de la rocas del CID y CEO, excluiría un origen simple por fusión parcial o cristalización fraccionada (sistema cerrado) a partir de un magma parental (Figura 14).

Figura 14 Proyecciones en el diagrama F-An-Or de líneas cotécticas experimentales propuesto por ^{Castro (2013)} del complejo intrusivo Diablillos, Cordillera Oriental, fundidos experimentales a partir de fuentes corticales, complejo eruptivo Oire y batolito de Valle Fértil. Fuente de los datos en la Figura 9. 

Las altas proporciones modales de plagioclasa en los miembros intermedios (tonalitas/granodioritas con CaO >3%), sumado al elevado contenidos de K2O-MgO-FeOt en monzogranitos (Tabla 1) y abundantes texturas indicativas de mezcla de magmas (plagioclasa manteadas en las dioritas-tonalitas y zonadas en granodioritasmonzogranitos), sugieren un sistema abierto en donde la simple cristalización fraccionada no podría generar todo el espectro de rocas del CID. De este modo y basados principalmente en las relaciones de campo, una evolución por procesos de cristalización fraccionada temprana combinado con mezcla de magmas, pareciera ser el escenario más adecuado al menos para el CID. Sin embargo, no se descarta que el CID sea producto de una evolución compleja y multi-estadío de procesos de mezcla de magmas, asimilación y cristalización fraccionada.

Evidencias de procesos de mezcla de magma y emplazamiento múltiple

La ocurrencia de enclaves (EMM y de composición intermedia) y diques básicos disruptados incorporados como glóbulos de magma de forma redondeadas, elipsoidales y en algunos casos muy irregulares en las distintas facies del CID, claramente indican procesos de mezcla de magmas (mingling) como uno de los principales procesos de diferenciación magmática (^{Becchio et al., 2011}). El tamaño de grano homogéneo de los EMM sugiere un rápido equilibrio térmico con el hospedante. Sin embargo, el desarrollo de bordes enriquecidos en biotita observados en muchos de los cuerpos de diorita desmembrados, indican condiciones de desequilibrio químico sin transferencia mecánica importante de materiales. La concentración de biotitas en el contacto de dioritas-hospedante es el resultado de la rápida caída en temperatura y difusión de K, Si, Al, Rb y H2O desde el hospedante hacia el EMM y Ca, Fe, Mg,Sr,Cr,Ni y V desde el EMM hacia el hospedante (^{Eberz y Nicholls, 1990}). Este proceso es interpretado como una combinación de cristalización fraccionada in situ de glóbulos aislados de magma, transferencia de masa por la difusión química e intercambio metasomático (p.ej., ^{Eberz y Nicholls, 1988}) en condiciones de subsólido de los magmas. Además, la interacción de los EMM con el magma hospedante puede inducir un intercambio físico-químico local (^{Barbarin y Didier, 1992}; ^{Pesquera y Pons, 1989}) de materiales y en consecuencia producir una zona híbrida (EMM zonados, Figura 5). La asociación de xenocristales félsicos (fenocristales de plagioclasa zonada, cuarzo, feldespato potásico, Figura 6f) en una matriz máfica fina compuesta por anfíbol, plagioclasa cálcica y biotita en la zona híbrida del EMM, resultan del mecanismo antes mencionado durante el proceso de mezcla (mixing local o limitado, p.ej., ^{Barbarin y Didier, 1992}; ^{Farner et al., 2014}). Los xenocristales actúan como nuevos núcleos de crecimiento mineral o pueden comportarse como minerales estables en un nuevo magma híbrido (^{Vernon, 1983}, ¹⁹⁸⁴). La transferencia de masa entre los magmas involucrados en la mezcla, conlleva a la generación de una gran variedad de texturas típicas (^{Barbarin, 1990}; ^{Hibbard, 1991}) tales como plagioclasa manteada con hornblenda, esponjosa, en tamiz y parcialmente asimiladas, cuarzo ocelli en los EMM y plagioclasa zonadas, hornblenda parcialmente reemplazadas por biotita, texturas rapakivi, apatitas aciculares y asimilación parcial de los feldespatos potásicos en la fase híbrida (granodioritas y tonalitas) e inclusive en los miembros extremos del CID (p.ej., cuarzo ocelli en dioritas).

En las distintas facies del CID se destaca la presencia de cuerpos desmembrados de dioritas interpretados como diques sin-magmáticos que intrusionan una cámara magmática constituida por las facies de tonalitas-granodioritas y monzogranitos. El contacto de los diques sinmagmáticos y de los EMM con el hospedante es del tipo lobulado neto a transicional. El contacto neto estaría indicando diferencias reológicas marcadas entre los magmas actuantes, mientras que los transicionales experimentaron asimilación e hibridación parcial. La variedad de contactos de EMM-hospedante, sumado a los contactos intrusivos entre las facies del CID y de acuerdo con las evidencias petrográficas y geoquímicas, los magmas máficos (diorita) habrían intrusionado a magmas de composición intermedia-félsica en forma múlti-episódica continua y a niveles estructurales diferentes (EMM parcialmente hibridizados y cuarzo ocelli) durante la evolución magmática del CID. En este esquema evolutivo, se considera a las facies de tonalitas y granodioritas como magmas híbridos (mixing) con mezcla en distintas proporciones, en términos volumétricos, de los endmembers (dioritas-monzogranitos). Los procesos de que originaron la facies híbrida y sus EMM parcialmente hibridizados (^{Poli y Tommasini, 1991}), no tuvieron lugar a niveles corticales de emplazamiento (rocas metamórficas de bajo a mediano grado). De hecho, los procesos de mixing y de asimilación de EMM por el hospedante se ven favorecidos bajo condiciones de corteza inferior (ver ^{Beard et al., 2005}), tal como los descriptos por ^{Otamendi et al. (2009)} en el ámbito del magmatismo Famatiniano de Valle Fértil-La Huerta. Una vez intrusionada la facies híbrida e instaurada una cámara magmática en niveles superiores de la corteza (enfriamientos rápido evidenciada por la textura fina y apatitas aciculares), probablemente estos magmas experimentaron procesos de cristalización fraccionada (Mezcla y Cristalización Fraccionada, MFC de ^{Christofides et al., 2007}), evidenciada principalmente por las relaciones texturales observadas en tonalitas (p.ej., plagioclasa y biotita euhedral con cuarzo intersticial, Figura 8d). En una etapa posterior, se produce el ascenso e intrusión de un pulso de magmas de composición monzogranítica (facies de monzogranitos biotíticos) con EMM y enclaves de tonalitas-granodioritas. El contacto con los enclaves (EMM y de tonalitas-granodioritas) con el hospedante monzogranítico varía desde transicional a neto. En los contactos transicionales se observa una transferencia mecánica de cristales desde el hospedante hacia los enclaves indicando la contemporaneidad de los magmas actuantes. Es probable que hayan actuado procesos de disolución parcial de los EMM durante es ascenso del magma monzogranítico (^{García-Moreno et al., 2006}).

En la cámara magmática ya establecida en niveles medios de la corteza, intrusionan pulsos de magmas máficos como diques desmembrados y como cuerpos globosos cartografiables (Figura 2), en relación de mezcla del tipo mingling con el hospedante. Los cuerpos desmembrados representarían diques sin-magmáticos emplazados en las distintas facies de CID y las variaciones del tipo de contacto indican múltiples pulsos en distintos estadíos de cristalización. Finalmente, las pegmatitas representan la última etapa de la evolución magmática del CID e intrusionan indistintamente a granitoides y cuerpos básicos desmembrados. Finalmente, un nuevo pulso de magma máfico intrusiona como diques de rumbo NE-SO en un estadio ya cristalizado del CID. Los diques están emplazados en monzogranitos y rocas metamórficas de mediano grado en el borde occidental de la sierra de Inca Viejo.