Revista de la Asociaci6n Geol6gica Argentina, 52 (3): 311-321 (1997)

Cerro de Los Viejos (38° 28' S - 64° 26' 0): cizallamiento ductil en el sudeste de La Pampa

Hugo TICKYJ \ Luis Vicente DIMIERI 2, Eduardo Jorge LLAMBIAS 3 y Ana Maria SATO 3

1 CONICET, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad Nacional de La Pampa, Av. Uruguay 151, 6300 Santa Rosa, La Pampa

2 CONICET, Departamento de Geologia, Universidad Nacional del Sur, San Juan 670, 8000 Bahia Blanca

3 CONICET, Centro de Investigaciones Geol6gicas, Universidad Nacional de La Plata, Calle 1 N° 644, 1900 La Plata

ABSTRACT. Cerro de Los Viejos (38° 28' S - 64° 26' Wj: a ductile shear zone in the southeast of La Panlpa. The Cerro de Los Viejos (south-east of La Pampa province) are granitic and mylonitic gneisses that were developed in an intense ductile shear zone during late Palaeozoic times. The shearing event developed a planar fabric with mean orientation N34°0/27S0 and a mineral lineation N42°E/25°S0. Kinematic indicators, such as S-C fabrics and asymmetric porphyroclasts, indicate NE com­pression. The orientation of these structures is coincident with others in metamorphic rocks of the same region. The analy­sis of the deformational microstructures and mineral paragenesis shows that metamorphic conditions would have reached amphibolite facies. The orogenic features of the deformation could be related to active compression of Patagonia against .::: -·_:th America in Late Palaeozoic times.

Inrroduccion central y oriental de la provincia, definiendo un alto estructural que ha permanecido como un bloque rigi­

E: CeITCi de Lo~ \-iejo~. ubicado en el extremo SE do durante el Mesozoico y Cenozoico. de la provi.ncia de La Pampa' Fig. 1)~ representa un Este alto estructural se encuentra limitado hacia cuerpo granitico que fue deformado ductilmente en el este por la cuenca de Macachin (Yrigoyen 1975); forma intensa, durante el Paleozoico tardio en condi­ hacia el noroeste por el borde sur de la cuenca Cuya­ciones metam6rficas de grado medio (Tickyj y Llam­ na, subcuenca de Alvear (Criado Roque 1979); hacia bias 1994). La foliaci6n tiene una orientaci6n NO­ el sudoeste por la cuenca Permica de Carapacha SE, que es coincidente con la de las metamorfitas de (Melchor 1995); y hacia el sur por la cuenca de Colo­la regi6n. Con estos datos Tickyj y Llambias (1994) rado (Yrigoyen 1975). Hacia el norte esta conectado interpretaron que este conjunto de rocas correspon­ como elemento positivo con las Sierras Pampeanas. dia a la evoluci6n de un or6geno interpuesto entre Esta porci6n de basamento ha sido referida con di­Patagonia y el resto del pais. Se presenta aqui una versos terminos, Criado Roque (1972) las incluy6 en descripci6n detallada de la petrografia y las condicio­ el Cintur6n M6vil Mendocino-Pampeano, Criado Ro­nes de la deformaci6n en el cerro de Los Viejos, que que e Ibanez (1979) en la provincia Sanrafaelino permitira un mayor conocimiento acerca de este or6­ Pampeana y, Llambias y Caminos (1986) en el Blo­geno y, su comparaci6n con otros ambientes geo16gi­ que del Chadileuvu. cos pr6ximos, como Sierras Australes de Buenos Ai­ Una sintesis de los conocimientos de esta regi6n res y Sierras Pampeanas. fue realizada por Linares et al. (1980), los cuales la

incluyen como prolongaci6n austral de las Sierras Pampeanas, de acuerdo a la orientaci6n de las es­

Antecedentes tructuras y edades radimetricas obtenidas. El agru­pamiento de los pocos afloramientos en unidades, a

El Cerro de Los Viejos (CLV), integra el basamen­ falta de relaciones de campo, se ha realizado en base to igneo-metam6rfico de la provincia de La Pampa, a similitud lito16gica y edades radimetricas (Linares cuyos afloramientos son escasos y dispersos. El mis­ et al. 1980). De esta manera, los autores han distin­rno se encuentra, en general, a poea profundidad por guido tres unidades principales: 1) metamorfitas del c:ebajo de la cubierta sedin1entaria en toda la parte Precambrico superior, integradas por filitas, esquis­

=!=!CI~-~5:2:2 97 SOO.OO + 00.50 © 1997 Asociacion Geologica Argentina

Revista de la Asociacion Geologica Argentina, 52 (3): 311-321 (1997)

Cerro de Los Viejos (38° 28' S - 64° 26' 0): cizallamiento ductil en e1 sudeste de La Pampa

Hugo TICh.l-J < Lui5 \-icente DE\:IIERI 2, Eduardo Jorge LLAMBIAS:ly Ana Maria SATO:l

: CO_YICET Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Uniuersidad Nacional de La Pampa, Au. Uruguay 151, 6300 Santa Rosa, La Pampa

2 CONICET, Departamento de Geolog{a, Uniuersidad Nacional del Sur, San Juan 670, 8000 Bahia Blanca

3 CONICET, Centro de Inuestigaciones Geol6gicas, Uniuersidad Nacional de La Plata, Calle 1 X O 644. 1900 La Plata

ABSTRACT. e"!TO c!c Le- 1,-:,>, 3S' 2S S . 6';' 26' \\' : a d:ict'!e shear ZOTie iT? the southeast o/La Pampa. The Cerro de Los \':~.;,:" ".:'-::;>".l": ::'::"" ?,::-.;,' ;~':"-:~.CE- a~E- g-rar.'tic a:1d :nylo~.itic gnei""e" that "'ere de\'eloped in an intense ductile shear =::~E- c·-:'::'.~ :.':" ?,:,,-~:z::: :::::,0:; T[-.~ "teac:ng E-\'ent de\'elopec a planar fabric with mean orientation ~34°0/27S0 and a :Tiinerai ;::'.~,,::.:.:-: ~';::;T ::;.5'SO, K'.nematic indicator". 3ucn a3 S,C fabric" and a3ymmetric porphyroclasts, indicate NE com­pression. T".",:r:",:-:tatlOn of these structures i" coincident with others in metamorphic rocks of the same region. The analy­si" of :c:~ dE-:0r:national microstructures and mineral paragenesis shows that metamorphic conditions would have reached a:::::·[-,ibolite facies. The orogenic features of the deformation could be related to active compression of Patagonia against :"c·,ah America in Late Palaeozoic times.

Introducci6n central y oriental de la provincia, definiendo un alto estructural que ha permanecido como un bloque rigi­

El cerro de Los Viejos, ubicado en el extremo SE do durante el Mesozoico y Cenozoico. de la provincia de La Pampa (Fig. 1), representa un Este alto estructural se encuentra limitado hacia cuerpo granitico que fue deformado ductilmente en e1 este porIa cuenca de Macachin (Yrigoyen 1975); forma intensa, durante el Paleozoico tardio en condi­ hacia el noroeste pOl' el borde sur de la cuenca Cuya­ciones metam6rficas de grado media (Tickyj y Llam­ na, subcuenca de Alvear (Criado Roque 1979); hacia bias 199.J.I. La foliaci6n tiene una orientaci6n NO­ el sudoeste porIa cuenca Permica de Carapacha SE, que es coincidente can la de las metamorfitas de (Melchor 1995); y hacia e1 sur por la cuenca de Colo­la regi6n. Con estos datos Tickyj y Llambias (1994) rado (Yrigoyen 1975). Hacia el norte esta conectado interpretaron que este conjunto de rocas correspon­ como elemento positivo con las Sierras Pampeanas. dia a la evoluci6n de un or6geno interpuesto entre Esta porci6n de basamento ha sido referida con di­Patagonia y el resto del pais. Se presenta aqui una versos terminos, Criado Roque (1972) las incluy6 en descripci6n detallada de la petrografia y las condicio­ el Cintur6n M6vil Mendocino-Pampeano, Criado Ro­nes de la deformaci6n en el cerro de Los Viejos, que que e Ibanez (1979) en la provincia Sanrafaelino permitira un ma\'or conocimiento acerca de este 01'6­ Pampeana y, L1ambias y Caminos (1986) en el Blo­geno y, su comparaci6n can otros ambientes geo16gi­ que del Chadileuvu. cos pr6ximos, como Sierras Australes de Buenos Ai­ Una sintesis de los conocimientos de esta regi6n res y Sierras Pampeanas. fue realizada pOl' Linares et al. (1980), los cuales la

incluyen como prolongaci6n austral de las Sierras Pampeanas, de acuerdo a la orientaci6n de las es­

Antecedentes tructuras y edades radimetricas obtenidas. El agru­pamiento de los pocos afloramientos en unidades, a

El Cerro de Los Viejos (CLV), integra el basamen­ falta de relaciones de campo, se ha realizado en base to igneo-metam6rfico de la provincia de La Pampa, a similitud lito16gica y edades radimetricas (Linares cuyos afloramientos son escasos y dispersos. E1 mis­ et al. 1980). De esta manera, los autores han distin­mo se encuentra, en general, a poca profundidad pOl' guido tres unidades principales: 1) metamorfitas del debajo de la cubierta sedimentaria en toda la parte Precambrico superior, integradas por filitas, esquis­

0004-4822/97 $00.00 + 00.50 © 1997 Asociaci6n Geologica Argentina

312 H. Tickyj, L. V Dimieri, E. J. L. ... :lI

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Figura 1. Mapa de ubicaci6n del Cerro de Los Viejos.

tos, escasos gneises y anfibolitas, que en la vecindad del CLV poseen una esquistosidad con rumbo prome­dio NO-SE; 2) Granito Curac6 (Cambrico superior­Ordovicico inferior): comprende granitos rosados, de grano medio a grueso, con megacristales y 3) Grani­to Lonco Vaca (Dev6nico inferior): integrada por gra­nitos rosados, biotiticos y muscoviticos, de grana me­dio a fino.

Linares et at. (1980) incluyen al CLV en la unidad Granito Lonco Vaca, de acuerdo a una isocrona de re-

PrctolilO . ~ granD fino o 300 mts. { ';·'(/'1{:<". Facies de

li;WiJf,1i gr8llo grueso GP

ferencia Rb/Sr, construida con muestra~ :c- : :":_:~2.­

mientos no vinculados cogeneticament c -=-.::.='= >2::-. obtienen sobre el CLV dos edades KlAr de .: . .; = ~: Ma y 330 ± 15 Ma; Tickyj y Llambias (199.; ~:~:c-:­

pretan que estas edades corresponden ala deforrr,2.­ci6n que afect6 al cuerpo.

Finalmente, el basamento cristalino esta intruidc .~ profusamente por rocas igneas siliceas del Permico­Triasico inferior (Linares et al. 1980).

Metodologia de trabajo

Se elabor6 un mapa detallado de las unidades lito­16gicas reconocidas y su estructura, a partir del le­vantamiento de 5 perfiles perpendiculares a la folia­ci6n.

Se tomaron 46 muestras lito16:::ica~ oriecada3. para 10 cual se sigui6 la metodolog-:a ~·":';2ri'::.l pOl'

Prior et at. (1987). Se confeccionaron 30 cortes delgados y 16 ~eccio­

nes pulidas de muestras de mana para el estudio pe­trografico, que se realiz6 con lupa binocular y mi­croscopio de polarizaci6n. Los cortes delgados fueron realizados sobre pIanos perpendiculares a la folia­ci6n y paralelos a la lineaci6n mineral de la roca. Las F

;:modas se realizaron mediante tecnicas convenciona­les con microscopio de polarizaci6n. contador de pun­

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tos y tecnicas de tinci6n. Los datos estructurales fue­

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O S8di'nenlos del CualBrna10

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~ Gneis milonllico

33\ Foliaci6n YIineaci6n 3('\ en los gneis88

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Figura 2. Mapa geo16gico-estructural del cerro de Los Viejos con: a) diferencias texturales del protolito (1os contactos son ne:cs : 8. difere11­cias 1ito16gicas provocadas por 1a deformaci6n (1os contactos SOl1 transiciona1esl.

313 ·1. Sato _ \i~lOS: cizallamiento dllctil en el sudeste de La Pampa

3.flora­mbien 1 ± 15 inter­orma­

truido

~ Gneis milonlUco ~ de grano grueso

r=1 Gneis graIIlticoL::J de gnno fino

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Figura 3. Diagrama en bloque. 1) contacto transicional entre el :::leis Jllilonitico y el granitico; 2) \'enas de cuarzo y; 3j diques gra­':C-JS yo pegmatiticos.

Hm analizados estadisticamente haciendo uso de la :'2C. c.e Schmidt.

Los analisis quimicos fueron realizados en Activa­tion Laboratories, Canada; utilizando rcp para los elementos mayoritarios, fluorescencia de rayos-X pa­ra las trazas y activaci6n neutr6nica para las tierras raras.

Para la nomenclatura usada en la clasificaci6n de :a", rocas se tuvieron en cuenta las propuestas de Simpson y De Paor (1991), Spry (1969) y Wise et aZ. :'9841. Las abreviaturas de los minerales metam6r­

:~::;: e", seglin Kretz (1983).

Litologia

El eLY es c.:: a:~cramiento de forma eliptica de 1,5 km porI km. que es:a en contacto con dep6sitos se­dimentarios recientes.

Esta compuesto pOl' un granitoide con rasgos de­formacionales contrastante",. en el cual se pueden es­tablecer dos dominios estructurales bien definidos, que poseen contactos gradacionales entre si y, que corresponden a un gneis granitico poco foliado y un gneis milonitico (Figs. 2 y 3).

Asimismo, dentro de cada una de estas unidades ",e distinguen dos variedades de tamafio de grana fi­

no y grueso. La variedad de tamafio grueso forma cuerpos tabulares paralelos de contactos netos. Esta diferencia es atribuida a variaciones texturales del protolito. Todo el cuerpo posee abundantes venas de cuarzo y diques graniticos y pegmatiticos.

Descripcion de los tipos litologicos

Gneis granitico poco folia do de granD fino

Es una roca de tonalidad rosada, con incipiente fo­liaci6n, integrada por cristales relictos de feldespa­tos (20 a 0,5 mm) y agregados de cristales de cuarzo en una matriz de grana fino a medio.

La porci6n relicta es abundante, aunque no domi­nante. En su mayoria son cristales de ortosa y micro­clino, micropertiticos, con la exsoluci6n en forma de venas. Son anhedrales a subhedrales, muy alterados y con fracturas intracristalinas, algunas de ellas re­llenas con cuarzo (Fig. 4). Los granos de menor ta­mafio tienen maclas curvadas y extinci6n ondulante. La plagioclasa (oligoclasa-andesina) posee maclas polisinteticas primarias. Tambien se encuentran es­casos cristales relictos de muscovita, muy fractura­dos y con sus pIanos de clivaje curvados.

Los agregados de cuarzo son equidimensionales a levemente elongados y, con frecuencia, engloban a los feldespatos relictos. Sus cristales son limpidos, de bordes serrados, aunque los hay tambien ondulados y rectos, con uniones triples. Tienen sombras de pre­si6n entre los granos, con algunas fracturas intra­granulares, escasos subgranos y una moderada ex­tinci6n ondulante. Son frecuentes las inclusiones de apatito y fluidos.

La matriz, de textura lentiblastica, esta integrada pOI' cuarzo, feldespato potasico, plagioclasa y peque-

Figura 4. Dibujo esquematico del gneis granitico, con felclespatos relictos (F) y agregaclos equidimensionales de cuarzo (Q).

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314

'1H. Tick):i. L. V Dimieri, E. J. Llambias y A. M. Sa:

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=-Figura 50 Dibujo esquematico del gneis milonitico en vista sudeste. En la parte derecha: deta]]e de una lente de cuarzo (a) Y. de un porfi­roclasto de feldespato potasico con colas asimetricas (b).

fias folias de muscovita y biotita. Como accesorios hay cristales de granate, turma1ina, magnetita y apatito.

Los feldespatos de la matriz tienen bordes de gra­nos ondulados a rectos, formando uniones triples a 120 grados. No se observa alteraci6n, ni deformaci6n interna. Las micas (muscovita y biotita subhedral) se disponen sin orientaci6n preferencial, 0 bien forman­do pequefias folias. No tienen deformaci6n interna. La biotita posee alteraci6n a minerales opacos en sus pIanos de clivaje.

El granate se presenta mas comtinmente como blastos redondeados pequenos (50 a 100 micrones), aislados 0 agrupados en racimos, aunque tambien 10

hace en cristales euhedrales de 6 u 8 caras. Estan aso­ciados a las micas y es comtin que formen coronas so­bre muscovita y, en menor medida sobre plagioclasa.

Gneis milonitico de grana fino

Es una roca de color rosado claro, bien foliada, con porfiroclastos de feldespato rosado de hasta 3 cm, frecuentemente dispuestos en forma paralela a la fo­liaci6n, con agregados de cristales de cuarzo, con for­ma de lentes y cintas, que junto con folias de musco­vita y biotita definen la foliaci6n a escala macrosc6­pica y microsc6pica (Fig. 5). Completa la roca una matriz de grano medio a fino, de textura lentiblasti­ca, integrada por cristales de cuarzo, feldespato po­tasico, plagioclasa, granate y, como accesorios tur­malina, magnetita y apatito.

Esta roca presenta, con respecto a la anterior, una importante reducci6n en la proporci6n de feldespatos relicticos, un cambio en la disposici6n de los agrega­dos de cuarzo y un mayor desarrollo de las folias mi­caceas.

Fig :::'e~

Los porfiroclastos de feldespato potasico (ortosa y microclino micropertiticos alterados) se presentan en dos tamanos. E1 primero cOlTesponde a porfiroclas­tos grandes, que se observan a simple vista, de 0,5 a :'O;?

3 cm. Son anhedrales, con colas simetricas y asime­tricas de material recristalizadoo Tienen muchas 3-ill

fracturas intracristalinas. y cuando estas han sufri­ :aI do desplazamiento estan rellenas con cuarzo y fel­ ~

__ Idespatos recristalizados. El segundo tamafio corres­ponde a cristales de 0,5 a 1,5 mm, anhedrales, aIte­ :: '.1

rados, micropertiticos y con escasas fracturas intra­ n1, cristalinas. Las ortosas de este grupo presentan la G8

macla de Carlsbad curvada, con recristalizaci6n en el plano de macla, ademas, algunos individuos mues­ :::0 tran extinci6n ondulante. aa

" Hay muy escasos porfiroclastos fracturados de m, plagioclasa, con alteraci6n sericitica, maclado leve­ ar mente curvado. En ocasiones las maclas se acufian de hacia los bordes del cristal.

Los agregados de cristales de cuarzo se diferen­ dE cian por su forma en lentes y cintas. Las lentes son de de 0,7 a 1 cm de largo pOl' 0,2 a 0,3 cm de ancha, in­ Ie tegrada por granos anhedrales de bordes curvados a serrados.

Las cintas tienen 0,1 a 1,5 cm de largo y de ancho :J~

no sobrepasan el milimetro, la relaci6n largo/ancho 8r

llega a ser superior a 15. Son agregados policristali­nos, de granos anhedrales. Poseen bordes levemente serrados a rectos, que forman puntos triples e, inter­ \~

sectan con angulo alto al borde del agregado, corres­pondiendo a las caracteristicas del tipo 3 y 4 defini­do por Boullier y Bouchez (1978) (Fig. 6). rJ

En ambas formas los granos poseen fracturas in­ IT

tracristalinas, abundantes sombras de presi6n en los d bordes y escaso desarrollo de subgranos, 10 que Ie da n una extinci6n fragmentosao Ademas, poseen abun­ d dantes inclusiones de muscovita, apatito y fluidos. o

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315 Sato de Los Viejos: cizallamiento ducti/ en el sudeste de La Pampa

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1":;:.11'a 6. Dibujo al microscopio de las c'~;::." ::7:':'~~C: :lpD:3 3U­

'. :ipo 4 (inferior l . ay .en as­ :~'..c.:~,z. ~'::: ,:c:.:::a:.e:: ,;:.o~':l lirnpidos, con bordes 5a :-. ::''': ~.c.::' ::: a rec1:C';;. q:.;.e ::e intersectan dan­Ee- :'.0 -=-=--::~::-'=" 3. L'J,) crado::. Hay un importante 1a;; .• ::.•3.' :~.::::::::,dad d~ feldespato potasico recris­fri­ 0":: 5:n::c3. de microclino. Es comun que for­fel- ]]1, " '-~~':Z::;~:;; E-quidimensionales, de granos anhe­es­ ":!r-=--,::-,=,, ::.::- ~3.::ta 1 mm, con borde de grana recto a on­te­ J.'Je ::e reunen dando uniones triples, y con ra- .c. :: - ~'n parrilla difuso. Los granos recristalizados la > =._c..:::.:lasa se presentan comunmente sin macla.

en ::....~~ micas (muscovita abundante, escasa biotita) es- ° -::. ::ubhedrales sin deformacion interna, estan

,:---.::Jadas en folias, con sus pIanos de clivaje en for­de ::::, °'.: :oparalela a la foliacion, siguiendo lineas que se .e- .c.:-. .::.~:,:,mosan alrededor de los porfiroclastos de fel­an ::::-~pato, y de los agregados de cuarzo.

La turmalina se presenta en cristales aislados ~n- :::<ltro de la matriz y ocasionalmente como agrega­on :::':: de cristales fracturados alineados en forma para­.n- .-:-: a a la foliaci6n. ;a -=:1 granate aparece en blastos incompletos, en for­

_..c. de corona sobre muscovita, plagioclasa y feldes­ho ='::':0 potasico; aunque mas comunmente, se presenta

c.:-. cristales completos, libre de inclusiones. lI­te

- - --:edades de grana grueso~r-

1:- 30n rocas composicionalmente similares ala ante­:·es. Se diferencian por tener tamano de grano

n­ =-. _:: grueso, constituido por cristales relictos de fel­o;; >o:a.to potasico rosado de hasta 3 em de largo, in­ia ',-.;;e.mente fracturados, que integran mas del 50% c.- -.::' ~'oca; ademas, poseen mayor abundancia de mi­

::e turmalina.

Figura 7. Dibujo esquematico del gneis milonitico de grana grue­50. en vista al noreste. Con pororoclastos de feldespato (F) y cin­tas de cua1'zo (Q).

En los gneises miloniticos de grano grueso la folia­cion es muy marcada. Esta resaltada por: a) mayor abundancia de agregados policristalinos de cuarzo, con forma de cintas y lentes, que se anastomosan al­rededor de los cristales de feldespato, b) abundantes folias de muscovita y biotita, y por cristales de tur­malina, muy fracturados, dispuestos en forma para­lela a la foliaci6n (Fig. 7).

Venas de cuarzo y diques

Las venas de cuarzo se observan en todas las lito­logias descritas. Son de forma ahusada y recta, con un largo que varia de 0,40 a 9 m y ancho de 0,8 a 6 em. Estan formadas por cristales de cuarzo, anhe­drales, de bordes serrados, con subgranos y fracturas intracristalinas.

Los diques son de granito y pegmatita, y cortan a las venas de cuarzo. Son cuerpos lenticulares, de contactos netos.

Los graniticos son de grana medio (2 a 5 mm), con textura equigranular alotriomorfa. El tamano de los granos no varia de los bordes al centro del dique, es­to sugiere que el contraste termico fue bajo durante su emplazamiento.

Estan compuestos de cuarzo, feldespato potasico, plagioclasa y muscovita, con trazas de granate, apa­tito, biotita, opacos y circon.

El cuarzo es anhedral con extinci6n ondulante, formacion de subgranos y, en algunos casos, se en­cuentra fracturado; ademas, presenta inclusiones de apatito y muscovita. La plagioclasa es anhedral a subhedral, fracturada, can maclas polisinteticas y, presenta abundante alteraci6n a sericita.

Presentan dos tipos de feldespatos potasicos: orto­sa y microclino (can tipica macla en enrejado). Son

316

"

anhedrales a subhedrales, micropertiticos, con frac­turas y estan poco alterados. La muscovita es subhe­dral a anhedral, no presenta fracturas ni comba­miento.

Los diques pegmatiticos tienen textura inequigra­nular con grandes cristales de feldespato potasico (de hasta 15 em), cuarzo y muscovita. Se presentan solos 0 asociados a los graniticos, ya sea en el centro o en los bordes de estos.

Composiciones modales y quimicas de los gnei­ses graniticos y miloniticos

Se realizaron conteos modales, para inferir el tipo de protolito, en 4 muestras del gneis granitico y 4 del milonitico, ambos en la variedad de grana fino. La composici6n result6 semejante para ambas litolo­gias.

Los resultados promedio son: cuarzo 47%, feldes­pato potasico 34,3%, plagioclasa 11,9%, muscovita 4,8%, biotita 0,5%, granate 0,5%, apatito 0,4%, tur­malina 0,3% y magnetita 0,3% (Tabla 1).

Esta composici6n corresponde a un granito, muy cercano a un granito alcali-feldespatico (Fig. 8). La presencia de grandes porfiroclastos de feldespato po­tasico, sugiere un protolito con mega:cristales.

Las variedades de grana grueso, representarfan diferenciados pegmatiticos del granito, a juzgar pOl' los contactos netos que tienen con las otras unida­des, pOl' el tamafio de grano, porIa mayor proporci6n de grandes cristales de feldespato potasico y porIa abundancia de turmalina.

Se dispone de analisis qufmicos de roca total de 3 muestras correspondientes a rocas de grana fino, con variaci6n en su deformaci6n: gneis granitico poco fo­bado, gneis granitico con mayor foliaci6n y gneis mi-

Q

At, « , p Figura 8. Diag-rama de Streckeisen. Gneis g-ranitico (D) y gneis milonitico (.).

H. Tichy), L. V. Dimleri, E. J. Llamblas y A. M. Sato

Tabla 1. Amilisis modales.

GNEIS GRANITICO CV31 CV41 CCH36 CCH25

OZ 47,5 49,3 45,2 41,3

FK 35,9 33 41,3 36,9

Pg 8,6 11,8 7,1 16,4

Ms 6 4,7 4,7 3,7

Bio 1,1 0,4 0,5 0,1

Gra 0,3 0,3 0,7 0,4

Tur ° ° ° ° Ap 0,4 0,5 0,5 0,4

Mg 0,2 ° ° 0,8

GNEIS MILONITICO CV51 CV37 CCH13 CCH39

OZ 46,9 44,3 52,5 49,3

FK 33 34,6 28.3 31,7

Pg 12,9 13 13,6 11,6

Ms 5,2 5,9 3,8 4,5

Bio 0,6 ° ° 0,8

Gra 0,7 0,2 0,9 0,7

Tur ° 1,3 0,5 0,7

Ap 0,3 0,4 0,3 0,4

Mg 0,4 0,3 0,1 0,3

lonitico. Se analizaron elementos mayoritarios, algu­nas trazas y elementos de las tierras raras (Tabla 2).

Las 3 muestras presentan una composici6n homo­genea, correspondiente a un granito de alta sflice (78%). Se caracterizan pOl' su subalcalinidad, peralu­minosidad (corind6n normativo 1,4 a 1,8%), y su ca­racter potasico. Estas caracterfsticas se hallan de acuerdo con su mineralogia muy cuarzosa, con la presencia de minerales aluminosos como micas (5%) y granate, y abundancia de feldespato alcalino.

Se trata de un granito muy evolucionado, con bajo contenido de CaO, MgO (mimero de Mg 10 a 15), FeO total, Sr y Ba. El alto contenido de Rb que acom­pafia a los minerales potasicos, en especial a las mi­cas, y sus relaciones con Nb e Y, los ubican como gra­nitos sin-colisionales (Pearce et al. 1984). De la mis­rna manera, quedan ubicados dentro del campo de los granitos sin-colisionales, al confrontarse las reIa­ciones de elementos mayoritarios en el diagrama RIR2 de Batchelor y Bowden (1985). Sin embargo, hay que tener en cuenta que la actual composici6n qufmica (en especial su alto contenido en silice y ru­bidio), podrfa ser el resultado de la acci6n de diferen­tes procesos, como son: 1) efectos de cupula en una camara magmatica, 2) alteraci6n hidrotermal poste­rior al proceso magmatico 0, 3) ser consecuencia de un metamorfismo no isoquimico. Como no se conoce

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Figu

:', 'n) de Los Viejos: cizallamiento d11ctil en el sudeste de La Pampa 3171. Sato

la composici6n quimica del protolito, no se puede ser La presencia en todo el afloramiento de venas re­concluyente en cuanto al ambiente teet6nico en el Henas con cuarzo, testimonia la acci6n de un proceso que se form6, de transferencia de masa pOl' difusi6n (diffusive

Los elementos de las tierras raras son escasos, con mass transfer), que ha sido un mecanismo deforma­REE totales analizadas de 33,3 y 58,4 ppm, Su dise­ tivo muy importante para el cuarzo (Knipe 1989), A fio normalizado (Sun 1982) es muy tendido (La!Yb= nivcl microsc6pico tambien se identifica este meca­1,5 y 1,7), pero con notoria anomalia negativa de Eu, nismo, al constatarse la presencia de cuarzo como re­que indica procesos de fraccionamiento de plagiocla­ Heno de fraetura de los feldespatos potasicos relictos. sa para la evoluci6n de estas rocas, como se halla in­ Hay escasos cristales relictos de muscovita y bioti­dicado tambien pOl' el escaso contenido de Sr (Fig, 9), ta, que muestran sus pIanos de clivaje can marcado

En sintesis, se trata de un granito que muestra combamiento. Sin embargo, las folias micaceas se una evoluci6n magmatica con anterioridad a su em­ han formado como efeeto metam6rfico de la deforma­plazamiento final, perc su caraeter muy diferenciado ci6n, En estos casos, los cristales de muscovita y bio­podria deberse a procesos post-magmaticos, tita se presentan de forma tabular, subhedrales, sin

deformaci6n interna, con sus planos de clivaje ali­neados en forma subparalela a la foliaci6n.

}Iicroestructura. Condiciones y mecanismos Los feldespatos, de acuerdo a su tamafio de grano, de la deformaci6n. se comportan de manera diferente frente a la defor­

maci6n, Los porfiroclastos de mas de 0,5 em presen-Del analisis de las texturas micro:oc6pica:o :oe pue­

::eo establecer que la roca ha :oufrido una deformaci6n :.: ~~;1 intensa, que pro\'oc<~ tel de:oarrol!o de la estruc­ Tabla 2. Analisis quimicos de elementos mayorital'ios ('Yo en peso).

trazas y tien'as raras (ppm)," :: :::letrativa que :Of' ,~,r':oer:a en el afloramiento y, _: : c ,'c1enamiento k:c'J.ral ~. minera16gico acorde al -. ~:dJ.:llC,dic(, '::":'c3.nzado, CV94-67 CV94-68 CV94-69

"C::""c;,::::-., en los agregados de cuarzo, de , ~ ., :-. .:.:-.~,,)lles triples, bordes rectos y sin de­ SiO, 77,93 77,98 77,90

c _ •. :-. :::c:erna, sugiere que han sido completa­ TiO, 0,55 0,06 0,05 ::-..,::-.:" ,'ccristalizados, El tamailo de grano (0,2 a 0,5 Alpo 12,69 12,77 12,81:-:-.:-:1 puede deberse a que la tasa de deformaci6n fue FeO 0,60 0,63 0,54

"c;" :'a\'oreciendo los procesos de recuperaci6n 0, aalgu­ MnO 0,07 0,09 0,09,', :c:,ristalizaci6n estatica en un grado metam6rfi ­la 2). MgO 0,07 0,08 0,08

_ .i.to,omo­ CaO 0,40 0,51 0,51silice Nap 3,20 3,28 3,26ralu­

Kp 4,65 4,71 4,77 u ca­

P,Os 0,06 0,05 0,05 n de

• CV-~7 0 CV-~9 Norm: SUN LOI 0,70 0,55 0,55III la 100 ~"---'-"""'--.--....--r-.--.,...--.-...,...--.--....--...--::l

(5%)

bajo 15),

com­ 10 ; mI­gra­mis­o de rela­ama lrgo, ,ci6n

ru­ren­una )ste­a de

Total 100,42 100,71 100,61

Rb 390 395 390

Ba 27 16 12

Sr 11 10 25

Ga 16 15 17

Nb 18 18 17

Zr 53 53 55

Y 43 45 46

La 5,30 9,40

Ce 14,00 25,00

Nd 7,00 13,00

Sm 2,04 3,42

Eu 0,05 0,23

Tb 0,70 1,10

Yb 3,53 5,43 -: '::',11';], 9. Diagrama de la distribuci6n de los contenidos de Tie· Lu 0,51 0,79

noce

l

318 H. TIckyj, L. V Dil1lieri, E. J. Llal1lbias y A. M. Sato

tan evidencias de comportamiento fnigil (fracturas) y ausencia de deformaci6n interna (Fig. 7). En un ta­mano intermedio muestran claros indicios de plasti­cidad intracristalina (pIanos de macla curvados, ex­tinci6n ondulante y evidencias de recristalizaci6n pOl' migraci6n de borde de grana (Fig. 10). Los mas pequeI'los (50 a 100 micrones) son granos completa­mente recristalizados. Estas evidencias sugieren que la deformaci6n de los feldespatos se produjo en un regimen de transici6n entre flujo cataclastico y rep­taci6n pOl' movimiento de dislocaciones (Thllis y Yund 1987).

Debido a la recuperaci6n que se observa en los granos recristalizados de feldespato, es dificil deter­minar si el mecanismo deformativo que actu6 fue re­cristalizaci6n dinamica pOl' rotaci6n de subgranos 0 pOl' migraci6n de borde de grano. Hay pocos indicios, que se presentan en pIanos de maclas de porfiroclas­tos, donde se observa el segundo fen6meno; pero, la formaci6n de agregados de cristales de microclino con bordes rectos u uniones triples, ha sido atribui­da, al producto de recristalizaci6n compIeta de fel­despatos potasicos pOl' rotaci6n de subgranos (Debat et al. 1978; Vidal et al. 1980).

El granate se encuentra asociado a las folias mica­ceas, mientras que en el resto de la roca es escaso 0 nu10, pOl' 10 que se interpreta que su origen es meta­m6dico.

El analisis completo de las texturas, indica que las rocas del CLV registran un unico evento metam6rfi­co, con una fuerte recristalizaci6n estatica acompa­nada de blastesis. La asociaci6n metam6rfica pre­sente es:

Figura 10. Dibujo al microscopio de un porfiroclasto de feldespa­to potasico c1eformaclo c1uctilmente (F), con el plano de macla cur­\'aelo (m), granos recristalizados en el mismo (1') y maclado en pa­rrilla secunelario.

Qtz - Kfs - PI - Ms - Bt - Grt - (Thr - Ap - Mag)

La reacci6n probable para la formaci6n del grana­te es:

Ms + ChI + Qtz = Grt + Bt + Hp (Bucher y Frey 1994)

y la paragenesis observada es

Grt + Ms + Bt + Qtz

Diferentes evidencias confluyen para determinar que las condiciones de la deformaci6n fueron de alta temperatura. POl' ejemplo: a) las texturas del cuarzo, globalmente marcan que, la temperatura durante la deformaci6n fue superior a los 250-300°C; b) la re­cristalizaci6n de los feldespatos, sugiere que esa temperatura, ha superado los 450°C (Scholz 1988); c) Simpson y De Paor (1991) proponen una estimaci6n rapida de las condiciones de deformaci6n, a partir de la observaci6n de las texturas microsc6picas del cuarzo y de los feldespatos, en base a esos autores, la temperatura ala cual se produjo la deformaci6n es­taria entre 450-500°C; d) la presencia de cintas de cuarzo de tipo 3, junto con la recristalizaci6n de mus­covita, biotita y feldespatos, es atribuida a condicio- ~4

nes metam6rficas de facies de anfibolita-epidoto t,t (Simpson 1985) y; e) la reacci6n propuesta para la ". formaci6n del granate, se produce pOl' encima de los 500"C en un sistema KNFASH, pero en la naturale­za puede aparecer a los 450~C (Bucher y Frey 1994).

En conclusi6n, la deformaci6n provoc6 la completa recristalizaci6n y recuperaci6n del cuarzo, con im­portante participaci6n del proceso de transporte de masa pOl' difusi6n; deform6 a los feldespatos en un regimen de transici6n entre flujo cataclastico y rep­taci6n pOl' movimiento de dislocaciones, y el pico me­tam6rfico habria alcanzado las condiciones de facies de anfibolita.

Sobreimpuesta a las texturas formadas durante el pico metam6rfico, hay otras microestrueturas que se observan en todas las unidades lito16gicas, inclusive las venas de cuarzo y los diques.

Se manifiestan en muchos cristales de cuarzo, en los que se observa el desarrollo de extinci6n ondulan­te, subgranos, sombras de presi6n, y fracturas intra­cristalinas, que obliteran parcialmente las texturas previas. Estas microestructuras son caracteristicas de una deformaci6n fragil-ductil para el cuarzo, cuyo rango de temperatura no habria superado los 250­300 grados centigrados, ya que en esta etapa no se produce recristalizaci6n.

Dicha deformaci6n no desarro1l6 estructuras me­sosc6picas y, se trataria de una deformaci6n tardia relacionada con las ultimas etapas de exhumaci6n del cuerpo.

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Cerro de Los Vi~jos: cizallamiento ductil en el sudeste de La Pampa

Mesoestructura

El rasgo estructural mas notorio del CLV es una foliaci6n penetrativa a escala de afloramiento, que tiene una orientaci6n promedio de rumbo N34°0 e inc1inaci6n 27°S0 (Fig. 3). Tanto a escala mesosc6pi­ca como microsc6pica esta definida porIa disposici6n de cristales de feldespato, de agregados de cuarzo en forma de lentes y cintas, y pOl' folias de micas.

El desarrollo de la foliaci6n es intenso en el gneis milonitico y disminuye gradualmente hacia el gneis gTanitico (Fig. 3).

Dentro del gneis granitico, en lugares donde hay un mayor contenido de cuarzo 0 en los contactos en­~re las texturas de grano fino y grueso, aparecen fa­,as de poco espesor en donde la roca presenta una fo­~1ci6n mas nitida y apretada, En los pIanos de foliaci6n "e identifica una linea­:: mineral de orientacic'n promedio .\'42°E 25°S0,

:::::-,arroJlada a partir de la di"po"ici6n de agregados , ,:~1"ZO, cristales de felde"pato. micas ~' fragmen­

,',::",s de turmalina. '::'."is milonitico de grano grueso. se obser­

<:',;cturas SIC Tipo I (Lister y Snoke 1984) y -" ~,::nes porfiroc1astos asimetricos tipo sigma,

::::(',111 un movimiento compresivo hacia el NE. , :"-,' presenta dos direcciones de fracturamien­

: dlas asociada ala formaci6n de las venas

Nb)

N

Figura 11. Proyecciones estereogrMicas de los datos de a) folia­'" b) Iineaci6n (ambos con contornos a 5% y 50% POl' 1% de

1" c) diques y, d) venas de cuarzo lcontornos a 5%, 10% y 20% 1',. de area), Red de Schmidt, hemisferio inferior,

319

de cuarzo, con una pOSICIOn promedio de N6400 68°NE; la otra asociada al emplazamiento de los di­ques con orientaci6n N36°E 78°SE (Fig. 11).

Interpretacion estructural

Para la genesis de las mesoestructuras se propone un modelo de cizallamiento dtictil compresivo, provo­cado pOl' una tinica fase deformacional, desarrollada en un nivel estructural profundo.

La deformaci6n progres6, en forma variada, a tra­yeS de las heterogeneidades texturales y minera16gi­cas que presentaba el protolito, provocando la diferen­ciaci6n entre los gneises miloniticos y los graniticos.

La disposici6n de los cuerpos de grano grueso es concordante con la estructura y, su textura y defor­maci6n son similares a los de grano fino, 10 que indi­caria que su posicion actual se debe probablemente a un fen6meno de transposici6n.

De acuerdo a la lineaci6n de elongaci6n mineral y los indicadores cinematicos presentes (estructuras SIC, porfiroc1astos asimetricos), la direcci6n de transporte de la cizalla fue SO-NE, con un movi­miento compresivo hacia el NE (Simpson y Schmid 1983; Lister y Snoke 1984; Passchier y Simpson 1986). Esto implica acortamiento horizontal.

Las venas de cuarzo se interpretan como relleno de fracturas de cizalla, ya que se poseen el mismo rumbo que la foliaci6n de los gneises y, forman un angulo cercano a los 30 grados con la misma.

En una etapa final se produce el emplazamiento de los diques, a traves de fracturas de extensi6n, que cOl'tan a todas las mesoestructuras anteriores, en una etapa de la exhumaci6n del cuerpo en donde se comporta en un todo de manera fragil.

Discusion

Los gneises miloniticos, son equivalentes a las mi­lonitas, pero producidos en ambientes de mayor pro­fundidad. Frecuentemente muestran muy poco 0 ninguna reduccion del tamaiio de grano, en relacion a su protolito no deformado y, es comtin que conten­gan evidencias de una completa recuperacion de sus minerales (Simpson 1985).

POI' 10 tanto, ya que 1) los gneises miloniticos se corresponden a zonas de falla ubicadas a mucha pro­fundidad (no menos de 10 km) y, 2) que la lineacion mineral y los indicadores cinematicos sefialan un movimiento compresivo con transporte de masa ha­cia el NE, se estaria en presencia de una deforma­cion de caracter regional, que provoco un acorta­miento cortical importante.

Este acortamiento habria producido el engrosa­miento de la corteza con desarrollo de relieve positi­

1_

320

YO, cuya magnitud no es posible apreciar pOl' no co­nocerse la tasa de erosi6n ni la tasa de ascenso.

La edad de la deformaci6n se conoce de manera preliminar, sobre la base de dataciones KJAr en mi­cas. Linares et al. (1980) obtuvieron valores de 330 :t 15 Ma y 304 :t 15 Ma sobre biotitas. En cambio, re­cientes datos en muscovitas dieron 260 :t 13 Ma , 261 :t 13 Ma y 265 :t 13 Ma (Tickyj en elab.). La falta de coherencia entre los valores de biotitas y muscovitas no es explicable facilmente, puesto que ambas micas son contemponineas con 1a deformaci6n y su tempe­ratura de rehomogeneizaci6n isot6pica son similares (Dobson 1979).

Estos datos plantean dos posibilidades. En primer lugar, para el Permico, el Bloque del Chadileuvu es dominado pOl' una etapa distensiva con el desarrollo de la cuenca continental de Carapacha (Permico temprano a tardio bajo); la cual tuvo forma elongada en sentido NO-SE, con paleopendiente hacia el NO y no estuvo conectada con la cuenca de Sauce Grande (Melchor 1995). Las rocas del CLV, que actuaron co­mo basamento de dicha cuenca y ejercieron un con­trol en su formaci6n y sedimentaci6n, representan nive1es corticales medianamente profundos que se habda exhumado antes del Permico temprano bajo. Este importante ascenso seria consecuencia del en­grosamiento cortical producido porIa compresi6n, la cual podria relacionarse a una orogenesis.

Ademas, en la Sierras Australes el contacto entre el Grupo Ventana (Silurico-Dev6nico) y el Grupo Pi­llahuinc6 (Carb6nico inferior?-Permicol, se considera erosivo desde los trabajos de Harrington (1947). Asi­mismo, Massabie y Rossello (1984) reconocen una discordancia angular entre la Formaciones Lolen y Sauce Grande y proponen una deformaci6n de las se­cuencias infrayacentes previa a la depositaci6n del Grupo Pillahuinc6. Las edades de las biotitas indica­dan que la deformaci6n del CLV, pudo ser coetanea con esta discordancia, de amplio desarrollo en varias cuencas de America del Sur (Lopez Gamundi y Ros­sello 1993). De sel' asi, los procesos de deformaci6n en el sudeste de La Pampa, que los consideramos de caracteristicas orogenicas, habrian favorecido el de­sarrollo de la misma.

POl' otra parte, llama la atenci6n, la coincidencia de la orientaci6n de las estructuras deformativas del CLV, con las del basamento de las Sierras Australes. Las coincidencias geometricas se manifiestan de la siguiente forma: 1) en la pOl'ci6n suroccidental de las Sierras de la Ventana, a£1oran porciones de basa­mento que poseen zonas miloniticas compresivas con una foliaci6n NO-SE que inclina 45° al SO y con una lineaci6n promedio 30° SSO (Cobbold et al. 1986; von Gosen et al. 1990); 2) Varela et al. (1985) mencionan importantes fajas de corte de rumbo medio N320° y, pIanos de corte y de clivaje sincinematicos y/o tardio­cinematicos de rumbo N 40° subverticales, para las

H. Tichyj, L. V Dimicri, E. J. LLambias y A. AI. Salo''''II!

sierras Colorada, Chasico y Cortapie. Esta analogia, CI"'~ es reforzada porIa coincidencia entre las dataciones 1 de muscovitas del CLV y, las edades de la deforma- ::-CJlJmI ci6n obtenidas pOl' Bliggish (1987), Lopez Gamundi et al. (1995) y Varela et al. (1985).

Si bien los datos que se poseen no son suficientes _ , para escJarecer las causas de la orogenesis, es posi- ~_~Il~ ble interpretar que el acortamiento horizontal que se . manifiesta en el Bloque del Chadileuvu puede haber :_-~

sido originado pOl' el empuje (0 colisi6n) hacia el NE de Patagonia respecto al resto del continente como _,',JI

fuera postulado pOl' Ramos (1984). La orientaci6n y edad de la deformaci6n, desvincu­

laria esta porci6n de basamento de la provincia geo- :""ci1Ill!I

16gica Sierras Pampeanas, a la que originalmente se '" 1 la habia integrado (Linares et al. 1980). _.:1111

Agradecimientos

Se agradece especialmente a Juan Franzese y Ri­_'. :0:::

cardo Melchor porIa lectura critica de este trabajo y, a los arbitros E. Rossello y R. Martino pOl' las valio­sas sugerncias que contribuyeron a mejorar este tra­bajo. Esta investigaci6n fue financiada porIa Uni­

='''~~5lIversidad Nacional de La Pampa y pOl' el CONICET PID 3343/92.

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Recibido: 22 de marzo, 1996 Aceptado: 14 de agosto, 1997