Magmatismo de la Cordillera Frontal

Sector del Cordón del Plata y del Portillo (Cordillera Frontal)

Cordón del Plata y sur de la Precordillera Mendocina

Tomado de Early Permian arc-related volcanism and sedimentation at the western margin of Gondwana: Insight from the Choiyoi Group lower section, Leonardo Strazzere, Daniel A. Gregori, Leonardo Benedini, Geoscience Frontiers 7 (2016) 715-731

Stratigraphy of the Choiyoi Group lower section

Historically, the Choiyoi Group was divided into three sections: lower, mainly basaltic; middle, andesitic; and upper of daciticrhyolitic composition (Polanski, 1958, 1964; Caminos, 1965; Rolleri and Criado Roque, 1970). This division excludes the conglomerates and sandstones located unconformably over the upper Carboniferouselower Permian marine sequences. This unit was named Conglomerado del Río Blanco by Caminos (1965), whereas the basaltic-andesitic section was named Portezuelo del Cenizo Formation by Coira and Koukharsky (1976). In this paper, we include the Conglomerado del Rio Blanco in the Choiyoi Group because this sedimentary unit is transitional to the volcanic rocks. Therefore, the Choiyoi Group lower section is composed by sedimentary facies, the Conglomerado del Río Blanco and volcanic facies, the Portezuelo del Cenizo Formation. Llambias et al. (1993) were the first authors that include the Conglomerado del Rio Blanco in the Choiyoi Group.

Conglomerado del Río Blanco

Two detailed profiles (40-60 m thick) were carried out in order to determine facies association and environments. The profiles are located in the western side of Cerro Chacay (Cerro Chacay profile) and in the western side of Quebrada de Don Bosco (Don Bosco profile). The outcrops are located along the eastern slope of the Cordon del Plata and can be followed for more than 4 km. The average thickness is between 60 and 70 m although local depocenter can reach 150 m thick. During the analysis of the detailed profiles of the Conglomerado del Río Blanco six lithofacies (Lfs) were recognized.

Lithofacies I is composed of clast-supported conglomerates, whereas lithofacies II is represented by matrix-supported conglomerates. Fine-grained clast-supported conglomerates and coarse sandstones correspond to lithofacies III and lithofacies IV respectively. Upwards appears fine-grained sandstones and siltstones of lithofacies V and reworked tuff (Figs. 3a and 4c) of lithofacies Vl.

Facies association Three facies associations were recognized in the Conglomerado del Rio Blanco.

Lithofacies I to III represent the first facies association and indicate decreasing energy in fining-upwards mantled flows (Fig. 3b). The assemblage of high-density alluvial flows defined by lithofacies II represents the second facies association. They correspond to massive bodies (50 cme1 m thick) of rough coarsening-up sequences. Both types of alluvial fans suggest scarce participation of aqueous phase and sedimentation in a highgradient topographic scenario located near the source of sediments. Due to the absence of fluvial reworking at the top of the banks, we consider that the time in between each sedimentary event was short. The last section of the profile shows interbedding of siltstones and coarse sandstones up to 1 m thick that represents facies association III, typical of low-energy channelized flows (lithofacies IV and V, Figs. 3a and 4c, e). Reworked tuffs (lithofacies VI, were deposited in small water ponds where decantation of fine material and preservation of volcanic ash occur. Presence of pyrite crystal in siltstones and tuffs indicates reduced conditions. Interbedding conglomerates (lithofacies I and II) indicate alluvial fans due to tectonic reactivation on a local scale.

The presence of volcanic breccias and scarce lava-flows of the Portezuelo del Cenizo Formation interbedded in the Conglomerado del Río Blanco, suggest that both units are transitional and partly coeval. The thickness variations, the lateral changes in channelized and mantled flows and as well as the analyses of facies association suggest a significant irregular topography of the basin, with source areas located south and southeast and paleoflows directed north and northwest.

Portezuelo del Cenizo Formation The volcanic and volcaniclastic rocks of the Portezuelo del Cenizo Formation conform a continuous NNEeSSW belt (Fig. 2) located conformably on the Conglomerado del Río Blanco (Fig. 3a) and unconformably on the Loma de los Morteritos Formation in the western side of Cerro Chacay. In this area, the Conglomerado del Río Blanco rest on a surface dipping 30 to the northwest on the folded Loma de Los Morteritos Formation (Fig. 2). Along the Cuchilla Cinco Mogotes and until Estancia Cueva del Toro, the Portezuelo del Cenizo Formation covers unconformably the marine sedimentary rocks and dips 20e35 SE. Along the NNEeSSW belt of the Portezuelo del Cenizo Formation, eleven detailed profiles were measured, allowing recognition of five volcanic lithofacies (VLfs.). From those, five are depicted and was used to interpret eruptive styles and the development of the volcanism

In small depocenters interbedded in the volcanic rocks, four sedimentary lithofacies were also recognized. Although some sedimentary facies look similar to those observed in the Conglomerado del Río Blanco, the clasts and matrix composition are different, being necessary a different nomenclature (SLfs.). The volcanic lithofacies (VLfs.) can be divided as follows: the VLfs. I is basic breccias (Figs. 4a, b and 5b); the VLfs. II is represented by massive phenobasalt to phenoandesite lava flows and VLfs. III is massive phenoandesite to phenodacite lava flows (Figs. 6c and 7b, c, d); VLfs. IV is represented by agglomerates and is displayed in Fig. 5a; whereas VLfs. V is massive phenodacitic pumiceous pyroclastic flows.

Eruptive styles

Three different eruptive styles were recognized during facies analysis. Two are genetically related, mostly represented in the Cordón del Plata and the Cuchilla de los Cinco Mogotes, whereas the other belongs to a volcanism of different composition located near Quebrada de Los Manantiales and Cueva del Toro.

The first style corresponds to the eruption of phenobasaltic to phenoandesitic lava-flows (VLfs. II and III, Figs. 4e7). The emplacement of this type of flow requires low content of dissolved gas in the magma or releases from a magmatic chamber prior to eruption. There is a transition between intersertal-intergranular olivine basalts and trachytic texture andesites and dacites with up to 30% phenocrysts (VLfs. III, Figs. 6 and 7). The last are more common in the central-north part of the studied area. Autobreccia levels are closely related to this type of eruption and some agglomerate levels are linked to the lava-flows (VLfs. IV, Fig. 5a).

The second volcanic style consists of block and ash flows (Cas and Wright, 1993), lava debris flows or hot avalanches deposits of Francis et al. (1974) (VLfs. I, Figs. 4 and 5). They are represented by pyroclastic flows of small volume and scarce lateral development, up to 200 m long, generated by lavadome collapse and lava collapse (Cas and Wright, 1993). Due to the absence of domes in this area, the collapse of lava-flows, located in the flanks of the volcanoes is assigned to this type of deposit. The volcanic fragments were generated without an important participation of volatiles. The existence of radial-curved joints and breadcrust textures in several profiles indicates that the volcanic flows are of high temperature. Some agglomerate levels are closely related to the block and ash flow deposits (VLfs. IV, Fig. 5a).

The third volcanic style is of phenodacitic to phenorhyolitic composition and the elevated proportion of vesiculated material implicates that a viscous magma with high quantity of volatiles was release during eruption. The disposition covering an irregular topography, as well as, the homogeneity of this deposit is proper of a volatile rich, high temperature, pyroclastic flow, with high-welded glass. This conclusion is supported by the high content of fine vesiculated material deposited at elevated temperature allowing glass compactation and fiammes formation, typical of this volcanic event (VLfs. V, Figs. 6 and 7). At the base of the ignimbrites levels were recognized breccias that are interpreted as co-ignimbrite lag breccias and occurred during the moving of pumiceous flows with a progressive segregation of lithic fragments (VLfs. V, Figs. 6 and 7). It was recognized interbedding of pumiceous pyroclastic flows and massive phenobasaltic, phenoandesitic and phenodacitic lava, indicating that both types of volcanism were active during the same time. On the other hand, the presence of volcanic fragments corresponding to VLfs. II and III (Figs. 6 and 7) suggests that the collapse of a column generated during an explosive eruption took place after the main lava-flow event. Dacitic to rhyolitic pyroclastic volcanism was also described by Cortés et al. (1997), Strazzere and Gregori (2005) and Strazzere et al. (2006) in the Quebrada de Santa Elena and Quebrada del Telégrafo, located in the left side of the Mendoza river, 10 km away from the studied area.

Epiclastic sequences related to the Portezuelo del Cenizo Formation

The processes of erosion, transportation and redeposition of pyroclastic or effusive fragment were dominant during intereruption periods. The source of this material comes from the steep slope of volcanoes, topographic highs and volcanic piles. Four sedimentary lithofacies (SLfs) were described and two facies associations were identified (Table 3).

Lithofacies I (SLfs. I) is matrix-supported conglomerates; lithofacies II (SLfs. II) corresponds to coarse lithic sandstones (Fig. 5c), while fine-grained sandstones and siltstones (Fig. 5c) are lithofacies III (SLfs. III), and lithofacies IV (SLfs. IV) is dark crystalline limestone (Fig. 5d). These accumulations of sediment are produced by gravitational collapse, mass-flows and running water from rivers and rain. This kind of depocenter is locally restricted and exclusively formed in a volcanic landscape, consequently clasts from oldest units are almost absent in the conglomerates.

Sedimentary facies association In the Cuchilla Cinco Mogotes and Quebrada de los Manantiales profiles were recognized two facies associations. Facies association I comprises lithofacies I, that represent alluvial fans formed by high-density gravitational flows. They are uniform and compact, with rude or absent stratification and may present clast segregation in coarsening-upward sequences (Fig. 5c). This type of accumulation suggests considerable gradient and steep topographic, as well as, proximity to the areas of erosion with minimal participation of water flows. Periods between each depositional event seem to be long enough to allow the development of high-energy fluvial deposits that modify the fans roofs. In some cases, amalgamated levels show lateral wedging, typical of alluvial fans. Facies association II, that corresponds to the lithofacies II and III, shows fining-upward, channelized sequences, typical of lowenergy flows. Profiles of erosion are characteristics and display erosive bases. Clasts included in the channels correspond to altered dark basalts and andesites, while reworked volcanic material is common along the sequence.

Sedimentary structures are poorly developed and correspond to parallel and cross-stratification. These channelized low-energy flows, end in playa-lake environments or small depressions where mud and limestone of lithofacies III and IV were accumulated (Fig. 5d). The abundance of boulders identified as andesites and basalts of the Portezuelo del Cenizo Formation, together with subordinate Carboniferous sandstones and pelites suggests the existence of a paleorelieve developed on the volcanic and sedimentary sequences.

Geochemical composition of Portezuelo del Cenizo Formation Geochemical analyses were carried on 18 representative samples for major, trace elements, and REE. Three samples represent basic breccias (block and ash flows), 7 samples are from massive phenoandesite flows, 3 from massive phenodacite lava-flows and 5 come from pumiceous phenodacitic pyroclastic flows. The analyses were performed using INAA and ICP-MS at ACTLABS (Canada). Major, trace and rare earth element data for the volcanic rocks are shown in Table 4. 4.1. Major elements Due to the elevated values of LOI, the chemical classification based on major elements must be taken carefully. SiO2 content varies between 52.31 and 70.30 wt.%, whereas K2O and Na2O are between 1.94e5.09 wt.% and 3.17e7.11 wt.% respectively. FeOT oscillates between 2.29 and 8.01 wt.% and MgO is between 0.04 and 3.33 wt.% (Table 4). The rocks are andesites, dacites and rhyolites. Harker diagrams (not shown) for the major elements display decreasing trends for Al2O3, P2O5, TiO2, FeO, Fe2O3, CaO and MgO content with increasing SiO2. K2O and Na2O have a positive trend with increasing SiO2

Three distinctive groups of volcanic rocks can be observed in the TAS diagram of Le Maitre et al. (1989). The first group (VLfs. I and II) corresponds to basalts, trachyandesites, and andesites. The second group (VLfs. III) corresponds to trachytes and trachydacite and the last (VLfs. V) falls in both, trachydacite and rhyolite fields (Fig. 8a). All the samples are potassium-rich in the Pecerrillo and Taylor’s (1976) diagram (Fig. 8b) and most of the samples belong to the high-K series, from basandesites to rhyolites along a calc-alkaline trend. The same result was obtained in the AFM diagram of Irvine and Baragar (1971), where the samples displayed a calc-alkaline trend (Fig. 8c).

Both TAS diagram of Le Maitre et al. (1989; Fig. 8a) and AFM diagram of Irvine and Baragar (1971; Fig. 8c) display a small gap between volcanic lithofacies I and II and volcanic lithofacies III and V. The Mg# ranges from 18 to 33 for VLfs. I and II, between 13 and 20 for VLfs. III, and 1.32 to 12 for VLfs. V displaying a decreasing of Mg# with increasing of SiO2.

Trace elements According to the Zr/TiO2 versus SiO2 diagram (Winchester and Floyd, 1977, Fig. 8d) the samples fall in the andesite field (VLfs. I and II) and dacite to rhyodacite fields for VLfs. III and V (Fig. 8d). If samples from Quebrada de Santa Elena (Strazzere et al., 2006) are also plotted, a continuous trend from andesite to rhyolite can be observed. In the study area andesitic rocks are more common that in Quebrada de Santa Elena, where all the samples are subductionrelated (Strazzere et al., 2006). The sixth event described in Quebrada de Santa Elena, Strazzere et al. (2006) is not represented in the study area. The SiO2 versus Sr or Ba diagrams show a negative correlation due to plagioclase fractionation (not shown).

The spider diagrams (Fig. 8eeh) of trace elements and REE have been normalized to chondrite (Thompson, 1982) and display positive anomalies in LILE and strong negative Nb and Ta. The basaltic trachyandesites, trachyandesites and andesites suites show strong negative Nb and Ta anomalies and enrichment in Sr, P and Ti that the trachytes and trachydacites to rhyolite group (Fig. 8e). Samples are similar (Fig. 8f) to those of continental arc rocks of Müller and Groves (1995). Trachytes (VLfs. III), trachydacites to rhyolites (VLfs. V) are coincident with the first five events from Quebrada de Santa Elena (Strazzere et al., 2006) whereas basaltic trachyandesites, trachyandesites and andesites (VLfs. I and II) are the less evolved rocks of the sequence. When compared with samples of the Choiyoi Lower section from Cordón de Colangüil (Sato and Llambías, 1993) and Cerro Pajarito (Poma and Ramos,1994), the trachytes and trachydacites to rhyolites display a similar trend, but the basaltic trachyandesites, trachyandesites and andesites show more negative Nb, Ta, and Th anomalies (Fig. 8f). If samples of the Cerro Punta Blanca from Cordon del Portillo are compared (Gregori and Benedini, 2013), the basaltic trachyandesites, trachyandesites, and andesites show a bigger negative NbeTa anomaly meaning a major subduction component that the granites.

Rare earths The chondrite-normalized diagrams (Sun and McDonough, 1989) show (Fig. 9a) that samples are 100e200 times enriched in light REE and 10 to 30 times in heavy REE respect to chondrite. There is an ongoing evolution from basaltic trachyandesites towards rhyolites where the first suite is less enriched in light and heavy rare earths. The Eu anomaly is absent in the more basic suite but notable in the acidic facies. In order to compare samples of the studied area with the six events of the Choiyoi Group recognized at Quebrada de Santa Elena and del Telégrafo dashed fields (Fig. 9b) were built with data from Strazzere et al. (2006). Samples that match the first five events are the less enriched and less evolved members of basaltic trachyandesitic composition. The basaltic trachyandesites are comparable to samples of the Cerro Punta Blanca Stock of Gregori and Benedini (2013), while trachytes to rhyolites fit better with Cerro Bayo Stock of Gregori and Benedini (2013; Fig. 9c, d).

Geotectonic setting of the Portezuelo del Cenizo Formation

In the YbþNb vs. Rb diagram of Pearce et al. (1984) the dashed fields were built with data from Cordón de Colangüil (Sato and Llambías,1993), Uspallata area (Cortés et al., 1997) and Quebrada de Santa Elena and del Telégrafo (Strazzere et al., 2006). The samples of Cordón de Colangüil show magmatic arc affinities.

Age of the Portezuelo del Cenizo Formation

Within the lithofacies recognized in the Portezuelo del Cenizo Formation, the trachydacites have the largest number of zircon crystals, and since they appear in a relatively low position in the sequence, these rocks were selected for the geochronological study. Sample K2 comes from the Quebrada Seca profile , corresponds to a massive phenoandesite to phenodacite lava-flow 1-2 m thick. Scarce, non-vesiculated juvenile fragments of phenoandesite were recognized. Under microscope, porphyritic to trachytic texture with plagioclase, amphibole, pyroxene phenocrysts and a glassy groundmass were identified. Amphibole and pyroxene are replaced. Zircons were separated after crushing, using heavy liquids and magnetic separator and concentration by hand panning. Microphotography in transmitted and reflected light, shows euhedral crystals of zircon with sizes varying between 30 and 40 mm

Their internal zoning was detected by cathodoluminescence (CL) using scanning electron microscope (Fig. 10a). The sample was analyzed using the U-Th-Pb technique on zircon at the LaserChron Center, Arizona. A Laser e Ablation Multicollector ICP Mass Spectrometer was used for the detection of these elements, following the procedures described by Gehrels et al. (2008). The results are displayed in Table 5. The age obtained for the trachydacite is 277 3.0 Ma (Fig. 10) yielding a lower Permian (Kungurian) age. Therefore, the trachyandesites and trachybasalts, as well as, the Conglomerado del Río Blanco, which are located lower in the sequence must have older ages. Rocks with similar age were described by Barrionuevo et al. (2013) at Cerro Colón (La Pampa Province) where four U-Pb single zircon ages average 261 Ma. Barrionuevo et al. (2013) interpreted these ages as belonging to the Upper Section of Choiyoi Group. Also in La Pampa Province, in isolated outcrops of rhyolitic rocks Domeier et al. (2011) get U/Pb ages in zircon of 268, 263 and 257 Ma, possibly related to the Choiyoi Group volcanism. In the eastern part of the Domeyko Cordillera, northern Chile, the La Tabla Formation consists of a 800 m thick succession formed of rhyolites, rhyolitic tuffs, breccias, and basaltic intercalations (without exposed base). U-Pb in zircon of banded rhyolites and rhyolitic tuff yield ages from 282.0 11.4 to 270.4 4.6 Ma (Maksaev et al., 2014).

Batolito Compuesto de la Cordillera Frontal

Plutón de la Cuchilla de Las Minas, Plutón de Santa Clara, Plutón de La Yesera, Plutón de La Carrera,Plutón Los Tábanos, Plutón de la Quebrada de Guevara (231 Ma), Plutón de Vallecitos (237 Ma)

Sector del Cordón del Portillo (Cordillera Frontal)

Grupo Choiyoi

Comienza con un complejo basáltico y sigue con secuencias andesíticasdacíticas y riolíticas-riodacíticas e ignimbritas. Las primeras noticias sobre esta asociación se deben a Stappenbeck (1917), quien la describió como compuesta por porfiritas y porfiritas cuarcíferas. El complejo basáltico fue descripto por González Díaz 81958) en una reducida área de la quebrada Totoral. En el sector que abarca esta Hoja aflora en la parte austral de la boca del arroyo de Las Cuevas.

La roca es un pórfiro basáltico hipabisal, algo propilitizado, pero es igual a la roca tipo de la quebrada Totoral. La sección máfica basal fue estudiada en detalle por Poma y Ramos (1994) en el sector oriental del cordón del Portillo, en el área comprendida por el arroyo Grande del Portillo, entre los parajes Samay Huasi y el Manzano Histórico (Fig. 4). El complejo basáltico inicial, en el cerro Pajarito, está compuesto por una serie de bancos de naturaleza volcánica, que comprende ocho episodios lávicos. Entre cada unidad lávica se interpone un material posiblemente piroclástico, muy alterado, y con expresión superficial negativa. Hacia el oeste, esta secuencia está en contacto tectónico con granitoides y está intruida en su base, por granitoides similares. Un dique aplítico de rumbo este-oeste, corta a toda la secuencia lávica indicando la naturaleza intrusiva de las rocas graníticas.

El espesor oscila entre 240 y 250 metros. Hacia el sur del arroyo Grande del Portillo, la secuencia lávica vuelve a asomar en el cerro Manzano. La base expuesta del perfil, en los cortes del camino de acceso, en la ladera occidental del cerro, está compuesta por basaltos afaníticos. Estos basaltos están cubiertos por unas volcanitas ácidas de naturaleza porfírica, actualmente induradas por un intenso metamorfismo de contacto. Estas rocas constituyen la cumbre del cerro y forman el basamento de la Cruz del Manzano. El sector más representativo de la sección basáltica es el norte, en la ladera del cerro Pajarito, donde la secuencia lávica está integrada por basaltos, basandesitas, andesitas y dacitas, atravesadas en su base por diques basálticos. Polanski (1964) describió, en la base de la unidad aflorante, basaltos olivínicos donde el piroxeno y la olivina se hallan enteramente reemplazados por óxidos de hierro, iddingsita y serpentina.

Todas las rocas analizadas están afectadas por un intenso metamorfismo de contacto; actualmente son hornfels anfibólicos con biotita de color oscuro y fuerte tenacidad. En los sectores próximos al contacto, la blastesis metamórfica enmascara las texturas originales; sin embargo, aún puede apreciarse su carácter porfírico. De cualquier manera, una textura gruesa original hubiera resistido los cambios texturales metamórficos por lo que se interpreta que estaban formadas por material de grano muy fino o aún vítreo. Desde la base hacia el techo se nota un incremento en el contenido en sílice de la secuencia volcánica. La mineralogía de estos hornfels, con plagioclasa y hornblenda, se considera representativa de la roca previa. La presencia de biotita en un porcentaje variable en algunas muestras, aunque no mayor a un 15%, sugiere para ellas una composición andesítica a dacítica. Los diques basálticos, asociados a los términos basales, conservan su textura ofítica o granosa gruesa original. El feldespato, en su mayor parte labradorita, se halla en cristales tabulares maclados, parcialmente englobados en hornblenda, la que aparece en grandes cristales prismáticos pseudomorfa según prismas de piroxeno. En las partes centrales de los cristales de mayores dimensiones, se reconocen relictos discretos de clinopiroxeno titanífero. Se observan algunas concentraciones de aspecto noduloso y varios milímetros de diámetro de mica (¿flogopita?) asociada a diminutos minerales opacos. En algunos individuos de plagioclasa se han preservado texturas previas al evento metamórfico tales como maclas curvadas y cristales deformados en forma dúctil.

El complejo andesítico-dacítico se localiza en el sector oriental del cordón del Plata y mediante falla yace sobre la Formación Loma de los Morteritos, dislocado y decapitado por la degradación post tectónica y cubierto en neta discordancia por el Conglomerado del Río Blanco. Este complejo es un potente paquete de distintas rocas, preferentemente extrusivas de lavas macizas, brechas y rocas piroclásticas diagenizadas y alteradas en distinto grado. En la mayoría de los afloramientos de andesitas, se destaca a simple vista la textura brechosa, cuyos componentes tanto entre los clastos como en la matriz, son invariablemente rocas andesíticas. Una parte de estas brechas rellenan bocas de volcanes, si bien Caminos (1964, 1965) describió otros afloramientos en mantos, como una consecuencia de un brechamiento de flujo (flow brecciation).

Los mantos andesíticos, como así también las brechas, suelen tener colores oscuros, castaños y pardo-morados. La alteración da a este complejo un tinte rosado a violeta. En general, la textura y los colores se mantienen más firmes en mantos, mientras que las brechas se alteran con mayor facilidad. En el área del arroyo Manzano, Coluccia (1999) identificó, según la división de Polanski (1964), a los miembros andesítico-dacítico y riolítico-riodacítico de la asociación volcánica de edad neopaleozoica. El miembro inferior andesítico-dacítico corresponde a las muestras S2, 98-16 y 98-39 (cuadro 3). Este conjunto de rocas aflora en ambas márgenes del arroyo Manzano y se encuentran en contacto discordante con las sedimentitas carboníferas. A su vez están intruidas por las rocas de la asociación plutónica neopaleozoica. Se han distinguido variaciones de facies en las mismas. El término basal está conformado por una autobrecha andesítica (S2) de color gris verdoso, con clastos subangulosos de tamaños variables desde unos centímetros hasta microscópicos. Están constituidos principalmente por plagioclasa y minerales máficos profusamente alterados, el material intersticial es sílice producto de la desvitrificación del vidrio.

Hacia arriba, la secuencia continúa con lavas andesíticas (98-16) gris verdosas, porfíricas. Microscópicamente poseen plagioclasa (algo alterada a carbonatos), minerales máficos (pasando a cloritas y epidoto), fenocristales de feldespato en cantidades accesorias y escaso cuarzo intersticial. Dentro de este miembro se han encontrado cuerpos subvolcánicos de composición dacítica (98-19; cuadro 3) de color gris, porfíricos, con fenocristales de plagioclasa, cuarzo, feldespato potásico, hornblenda y biotita.

El complejo riodacítico-riolítico está formado por riolitas oscuras y por riodacitas del borde oriental del cordón del Plata y fue descripto por Stappenbeck (1917). Son rocas de aspecto fluidal, vítreas, con pasta negruzca de brillo lustroso y fractura concoidal. El cuerpo riolítico de mayor tamaño se localiza hacia el norte de la presente zona de estudio, donde fue definido por Caminos (1964) como complejo riodacítico-riolítico. También se lo halla en el piedemonte, entre los ríos Chupasangral y Las Cuevas. Estas riolitas, al ser de cristalización hipabisal, tienen textura porfírica levemente acentuada, con frecuentes fenocristales rosados de ortosa a veces escasamente albitizada. La plagioclasa (oligoclasa) es siempre un elemento subordinado, pero presente. Los mafitos alterados y el cuarzo límpido abundan tanto como fenocristales como en la pasta (Polanski, 1972)

lateralmente a riolítico. La textura llega a riolíta félsica sin fenocristales (Polanski, 1964, 1972). Este miembro vuelve a aflorar en el arroyo Manzano (Coluccia, 1999), donde se han analizado algunas muestras representativas de este complejo (AM3 y V7, cuadro 3). Este miembro suprayace al anterior y los afloramientos se extienden hacia el oeste formando un gran plateau ignimbrítico riolítico. Las rocas son de colores rojizos, castaños y en algunos casos morados. Poseen textura porfírica con fenoclastos de feldespato potásico, cuarzo y plagioclasa; litoclastos de composición intermedia a ácida y gran cantidad de trizas y fiammes que al igual que la pasta se encuentran desvitrificados dando texturas características como la eutaxítica y la axiolítica. Modalmente, las muestras caen en el campo 3a y 3b del triángulo de Streckeisen correspondiente a ignimbritas riolíticas a riodacíticas.

Características geoquímicas

Se analizaron geoquímicamente muestras representativas de la secuencia volcánica (cuadro 4). Son rocas muy fraccionadas, con alto contenido de FeO* y alta relación FeO*/MgO, la que varía entre 2 y 12. Los basaltos carecen de anomalía de Eu, con excepción de la andesita del cerro Manzano (CM1). Elementos compatibles como el Cr y el Ni se encuentran en bajas proporciones (86-108 y 32-48 ppm, respectivamente). Contienen altos valores de K2O (1,9 y 4,24 %), tanto que en el diagrama K2O versus SiO 2 clasifican como shoshonitas. Dada la naturaleza metamórfica de contacto de estas rocas, el contenido de este elemento puede ser interpretado como expresión del fundido magmático o herencia de un proceso de enriquecimiento previo al metamorfismo. Sin embargo, se deja constancia que las relaciones Th/Yb versus Ta/Yb, indicarían también un carácter shoshonítico para las rocas más jó- venes de la secuencia local. Se carece aún de criterios para valorar estas alternativas y se expre-san reservas con respecto a los altos valores de K2O de estas rocas.

Los diagramas de tierras raras revelan un notorio enriquecimiento general y muy bajo enriquecimiento relativo entre ellas. Las relaciones entre las tierras raras livianas y pesadas presenta una pendiente muy baja, con una relación La/Yb menor a 10 (Fig. 5). El diseño casi paralelo de todas las muestras sugiere una fuente similar, aunque los valores disímiles de algunas relaciones entre elementos incompatibles insinúan que la misma no ha sido homogénea. El diagrama correspondiente a los elementos traza normalizados al MORB muestra un diseño general caracterizado por picos y depresiones típico de los ambientes orogénicos o arcos volcánicos. Así, hay un relativo empobrecimiento en Nb, Ta, Y, P y Ti, elementos de alto potencial iónico y un enriquecimiento en Th, Ba, K y Rb (Fig. 6).

El uso de los elementos traza como indicadores tectónicos permite corroborar un dominio de arco y la participación de la subducción en la señal geoquímica. Así, el clásico diagrama Th-Hf/3-Ta de Wood (1980), indicaría un ambiente de margen activo continental para estas rocas (Fig. 7). Los diagramas discriminatorios derivados de las relaciones entre Th/Yb versus Ta/Yb de Pearce (1983) (Fig. 8), o los de Ti versus Zr, Ce/Yb versus Ta/Yb entre otros, destacan la vinculación de estos análisis a una suite correspondiente a un arco volcánico continental. Rocas similares correspondientes al inicio del volcanismo neopaleozoico fueron estudiadas, un poco al norte, por Gregory et al. (1996) y corresponden al denominado basalto del arroyo Casas. Es una roca de grano fino a medio, de color gris oscuro, compuesta por hornblenda, actinolita, diópsido, plagioclasa y cuarzo intersticial y con textura microcristalina. Desde el punto de vista geoquímico, estas rocas poseen un rango de 44-47% de SiO2, son tholeitas con bajo potasio, metaluminosas, con relativo alto MgO (7,2%) y CaO (10%). De los elementos traza se interpretó que estos basaltos derivaron de un manto oceánico (véase cuadro 5a). Las rocas de la asociación volcánica neopaleozoica de la región del arroyo Manzano (Coluccia, 1999) fueron analizadas químicamente y presentan las características que se detallan en el cuadro 3.

El miembro inferior andesítico-dacítico corresponde a las muestras 98-16, S2 y 98-39 y según el diagrama de Winchester y Floyd (1977) se ubican en el campo de las andesitas y riodacitas dacitas (Fig. 9) (se ha utilizado una clasificación basada en elementos minoritarios, ya que las muestras estaban alteradas). Estas rocas poseen contenidos en SiO 2 de 57-64% (69,69% para la autobrecha, debido a la gran cantidad de material intersticial desvitrificado) y en Al2O3 de 15,4-15,8%. Son rocas de magmas subalcalinos y calcoalcalinos (Figs. 10 y 11).

En los diagramas de tierras raras (Fig. 12) se puede observar un enriquecimiento en elementos litófilos como el Ba y el Sr, también en Th y U. Las relaciones La/Ta ~50-127 indican claramente una impronta de arco volcánico. Las muestras 98-39 y 98-16 (Fig. 12) poseen anomalía negativa de Eu, lo cual estaría indicando fraccionamiento de plagioclasa en la fuente y por ende condiciones de bajas presiones para la formación de dichas rocas. En cuanto al ambiente tectónico de emplazamiento, el diagrama de Wood (1989) confirma la impronta de arco volcánico ya mencionada para las andesitas y dacitas (Fig. 13). Con respecto al miembro riolítico-riodacítico, las muestras AM3 y V7, según el diagrama de Winchester y Floyd (1977) se ubican en el campo de las riolitas (Fig. 9). Presentan porcentajes de SiO2 entre 72 y 77% y de Al2O3 entre 11,89 y 13,65%; son rocas calcoalcalinas (Fig. 11). En los diagramas de tierras raras se observa un enriquecimiento en álcalis, Th y U, lo cual sumado a altas relaciones La/ Ta (30-131) indicaría para dichas rocas una proveniencia de arco volcánico (Fig. 14). Estas riolitas presentan anomalías de Eu negativas, lo que señala fraccionamiento de plagioclasa. Edad y ambiente tectónico Sobre la base de sus relaciones estratigráficas se atribuye a este grupo una edad neopaleozoicotriásica. Las dataciones radimétricas de esta unidad en la Cordillera del Tigre (San Juan) arrojaron valores entre 281 y 230 Ma (Rapalini, 1989). Por su parte, Pérez et al. (1987) realizaron una serie de dataciones de riolitas aflorantes en los Paramillos de las Vacas, en el faldeo occidental de la Cordillera Frontal, inmediatamente al noroeste de la zona de estudio. Las riolitas arrojaron una edad de 203-204 Ma (Jurásico basal a esta latitud).

Gregory et al. (1996) asumieron para las volcanitas de la Cordillera Frontal, las edades determinadas por Caminos (1979) y por Caminos et al. (1982). Así, sobre la base de la relación estratigráfica de dichas rocas con la Formación El Plata, asignaron a las rocas básicas del arroyo Casas, una edad carbonífera inferior. Los nuevos datos obtenidos, a pesar del metamorfismo de contacto que presentan las muestras estudiadas, permiten postular que la sección basal máfica del Grupo Choiyoi comienza con una secuencia de arco volcánico continental. Esto corrobora la aseveración de Polanski (1964), para quien el complejo basáltico marcaba el inicio del magmatismo asociado a la orogénesis varíscica del geosinclinal neopaleozoico.

Estas secuencias básicas, si bien de escaso desarrollo geográfico dentro de la Cordillera Frontal, marcarían un período de subducción activa en el margen gondwánico occidental. Este ciclo se iría diferenciando y acidificando hacia los términos superiores y está seguido, en gran parte de la cordillera, por facies andesíticas y dacíticas relacionadas al arco magmático como las descriptas por Coira y Koukharsky (1976). Con posterioridad, la disminución de la velocidad de convergencia, inferida indirectamente de la curva de divagación polar aparente (Ramos, 1988; Kay et al., 1989 b) ubicaría al continente de Gondwana en una posición cuasi-estática. Este hecho sería responsable de la paulatina disminución del magmatismo de arco para culminar con un período de extensión generalizado (Mpodozis y Kay, 1990).

Esto podría haber llevado al cese de la subducción en el Triásico como fuera postulado por Kay (1993), con lo que culminaría el ciclo eruptivo gondwánico del Grupo Choiyoi. Kay et al. (1989 b) incluyeron a esta unidad dentro de lo que denominaron Provincia Choiyoi, que involucra a las volcanitas dominantemente ácidas y al plutonismo asociado de edad pérmico-triásica, que se extiende por más de 2500 km desde Collaguasi (22°S) en el norte de Chile hasta la cuenca Neuquina y el Macizo Nordpatagónico (40°S). En los últimos trabajos referidos a este grupo, se considera a sus términos basales, como representantes de un arco magmático emplazado en el margen occidental del Gondwana, durante el Paleozoico tardío (Ramos et al., 1986), el que se fue diferenciando y acidificando hacia los términos superiores.

Este arco magmático, según Kay et al. (1989 b), cesó durante el Pérmico superior-Triásico inferior por procesos extensivos a que fue sometido el borde occidental del Gondwana, dando lugar al desarrollo de los términos superiores del Grupo Choiyoi. La construcción de un arco magmático carbonífero-pérmico inferior en el margen del Pací- fico de Gondwana, se habría visto favorecida por la rápida deriva aparente del supercontinente con respecto al polo.

La fase compresiva San Rafael coincide con el fin del período de rápido desplazamiento continental. Desde el Pérmico tardío al Jurásico se produce una disminución de la velocidad de convergencia, inferida de la curva de divagación polar aparente, que ubicaría al Gondwana en una posición cuasi-estática (Ramos, 1988; Kay et al., 1989 b).

Batolito Compuesto de la Cordillera Frontal

Plutón de Las Cuevas, Plutón Tres Picos de Amor, Plutón de la Quebrada del Portillo (264 Ma), Plutón de Las Delicias, Plutón Co. Punta Negra (234 Ma)

The Cordón del Portillo Permian magmatism, Mendoza, Argentina. Plutonic and volcanic sequences at the werstern margin of Gondwana. D. Gregori, Leonardo Benedini. Journ. South American Earth Sciences, 42, 61-73

Sector del Cordón del Carrizalito (Cordillera Frontal)

Asociación Volcánica
Volkheimer (1978) describe un conjunto lávico-piroclástico compuesto por brechas ígneas basales, coladas andesíticas y riolíticas e intercalaciones ignimbríticas con un espesor estimado de 500 metros. Las mejores exposiciones se encuentran a lo largo del arroyo Moro, donde las coladas andesíticas inclinan aproximadamente 20° al oeste-noroeste.

En el arroyo Carrizalito la Formación Choiyoi en facies volcánica se inicia con una brecha basal de 30 metros de espesor con fragmentos provenientes de la Formación Las Lagunitas y matrix riolítica, continúa con coladas riolíticas e intercalación de mantos lávicos andesíticos. Esta brecha basal podría ser equivalente al Conglomerado del Río Blanco descripto por Caminos (1965). Algo más al norte, en las inmediaciones del Puesto Rincón Blanco, se han reconocido coladas fenoandesíticas de color rojizo. Al microscopio acusan hasta 35% de fenocristales de plagioclasa (andesina-labradorita) y lamprobolita como componentes principales y minerales opacos y piroxeno como accesorios, inmersos en una pasta hialopilítica desvitrificada. En el arroyo Casa de Piedra afloran mantos ignimbríticos de 15 metros de espesor aproximadamente, densamente soldados y con marcada disyunción columnar. Se trata de ignimbritas vítreas con textura eutaxítica conspicua, determinada por fiammes de color negro que no superan 1 cm de largo. En los sectores basales desarrollan zonas con pseudofluidalidad. Aguas arriba en el mismo arroyo afloran masas de pórfido riolítico de color rojizo. Las ignimbritas son de composición riolítica y contienen oligoclasa, feldespato potásico y cuarzo como componentes principales y titanita, apatita e hipersteno como accesorios. La matriz se presenta como un agregado felsítico.

En las nacientes del arroyo Papagayos la Formación Choiyoi se halla representada por un apilamiento de coladas, mantos de brecha, flujos ignimbríticos con variado grado de soldamiento y depósitos piroclásticos. Esta sucesión lávico-volcaniclástica varicolor, de espesor considerable, inclina unos 30° aproximadamente hacia el oeste (Fig. 3). Apoya en relación de discordancia sobre las lutitas y grauvacas plegadas de la Formación Las Lagunitas y está cubierta por las volcanitas de edad terciaria. En general, para todo el ámbito de Cordillera Frontal se admite (Caminos, 1964, 1979; Coira y Koukharsky, 1976; Cortés, 1985) que la unidad se halla integrada por dos secciones, una inferior de composición basáltica a andesítica, con sendas intercalaciones de depósitos sedimentarios de ambiente continental y una sección superior, de naturaleza netamente riolítica. Sin embargo, en el área abarcada por la hoja Vn. Maipo no se han reconocido términos basálticos como se describen en otras zonas ubicadas más al norte (Gonzalez Díaz, 1958; Polanski, 1964; Poma y Ramos, 1994; Ramos et al., 1999).

Asociación plutónica-hipabisal

Llas facies intrusivas de la Formación Choiyoi se hallan bien representadas en el extremo austral de la Cordillera Frontal y desde el arroyo Papagayos hacia el norte. En el primer sector aflora un cuerpo granítico de color rojo característico intruyendo a las leptometamorfitas devónicas y a las tonalitas carbónicas. Corresponde a la unidad denominada por Volkheimer (1978) Granito La Estrechura o Granito Rojo. Se trata de un cuerpo granítico de pequeñas dimensiones, se extiende unos 7,5 km a lo largo del río Diamante cubriendo una superficie de 28 km2. Forma las abruptas 12 paredes del cañadón del río Diamante en el paraje denominado la Estrechura, aguas arriba de la desembocadura del arroyo Las Lagunitas. También se incluye en esta formación un enjambre de diques de pórfido granítico rojo y posibles apófisis desconectadas del cuerpo principal. El granito es de grano medio, muy homogéneo y está compuesto por feldespato potásico de color rosado, abundante cuarzo hialino y biotita.

En el segundo sector considerado, más precisamente en las adyacencias del arroyo Cruz de Piedra, las rocas silíceas de la Formación Choiyoi presentan tonalidades claras, blanquecinas y blanco-amarillentas e intruyen a las metamorfitas de la Formación Las Lagunitas en pequeños cuerpos espacialmente desconectados. Cerca del Refugio Alvarado aflora un pórfido riolítico portador de fenocristales de feldespato potásico de hasta 1 cm de tamaño, en pasta microgranular. Aguas abajo sobre el mismo arroyo, asoman masas aplíticas de color blanquecino con fuerte tinción por óxidos de hierro. En las nacientes del arroyo Yaucha aflora un cuerpo granítico con dimensiones de stock, el cual se halla cataclastizado e intensamente afectado por alteración hidrotermal. Este granito porfiroide presenta megacristales de ortosa de hasta 10 centímetros de tamaño y se encuentra atravesado por vetas aplíticas y pegmatíticas portadoras de turmalina y muscovita.

En la localidad conocida como mina Yaucha aflora otro cuerpo granítico de grano grueso y color rojo anaranjado con fuerte diaclasamiento vertical. Presenta una relación de intrusividad con respecto a las volcanitas andesíticas de la Formación Choiyoi y gran desarrollo de venas aplíticas y pegmatíticas en la zona de contacto. El cuerpo muestra en ciertos sectores evidencias de alteración hidrotermal y mineralización diseminada de sulfuros metálicos, motivo por el cual ha sido objeto de algunas labores mineras en tiempos pasados. En las nacientes del arroyo Papagayos afloran pequeños cuerpos de pórfido riolítico de color gris, portadores de megacristales de feldespato potásico de hasta 6 centímetros de largo (Fig. 4). Estos cuerpos, de composición riolítica y pequeñas dimensiones (10-20 km2) exhiben variaciones texturales que incluyen diques aplíticos, pórfidos, granitos porfiroides y granitos de grano grueso como reflejo de los distintos niveles de emplazamiento. Si bien se hallan espacialmente desconectados entre sí estarían vinculados en profundidad a una única fuente magmática de edad choiyolitense.

En el extremo norte de los afloramientos de la asociación volcánica de la Formación Choiyoi se hallan flanqueados por cuerpos graníticos de mayores dimensiones, como por ejemplo el cerro Nacimiento de los Indios, atravesado por el curso inferior del arroyo del Rosario. En el Puesto de la Cantera afloran rocas graníticas de color rojo anaranjado, de grano medio a grueso, con abundante ortosa, plagioclasa parcialmente alterada, cuarzo y muscovita escasa. Fuera del ámbito de la hoja, en la Cordillera Frontal del norte de la provincia de Mendoza, la asociación plutónica Choiyoi adquiere dimensiones batolíticas (Polanski, 1964, Caminos, 1965, 1979). En el Cordón del Plata el batolito está compuesto por gabros, tonalitas, granodioritas y granitos (Caminos,1979). Estos granitos, los cuáles representan cerca del 80%, son leucocráticos y están estrechamente asociados con enjambres de diques riolíticos.

En el Cordón del Portillo Polanski (1964) diferencia dos complejos, uno granodiorítico-tonalítico y otro granítico. Sato y Llambías (1993) proponen la denominación de batolito El Portillo para englobar a todos los afloramientos de granitoides que se extienden entre el río Diamante hasta el río Mendoza. Gregori et al. (1996, en Ramos et al., 1999) estudiaron en detalle una serie de stocks graníticos en la zona del Cordón del Portillo y algo más al sur, en la zona del arroyo Manzano, Ramos et al. (1999) describen un conjunto de granitoides integrado por monzonitas cuarzosas, pórfidos graníticos a granodioríticos y microgranitos. Si bien los terrenos asignados al permotriásico en la hoja Vn. Maipo no cuentan con estudios de detalle, las características observadas sugieren su homologación con la Fm Choiyoi en facies intrusiva reconocida en el ámbito de la Cordillera Frontal mendocina y en el Bloque de San Rafael. Al establecer comparaciones surge como diferencia a resaltar la menor extensión relativa de los afloramientos y la homogeneidad litológica determinada por abundancia de granitos leucocráticos y ausencia de términos gábricos y tonalíticos, lo cual estaría obedeciendo más a diferencias en el nivel de exposición que a variaciones en el tipo de magmatismo.