TANDILIA Parte 1.

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24042014

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TANDILIA Parte 1.




Introducción

Este trabajo sintetiza el conocimiento geológico de Tandilia (Sierras Septentrionales de la Provincia de Buenos Aires), la región más estable del país que, junto con la isla Martín García y el oeste de Uruguay, compone el Cratón del Río de la Plata, (Dalla Salda et al., 1988) y su plataforma (incluye el basamento de la edad del cratón y las cuencas no-orogénicas, Fig. 1).

Tandilia se caracteriza por su gran antigüedad, larga historia geológica, diversidad de rocas ígneo-metamórficas, estructuras, y por una cubierta precámbrica-eopaleozoica.
Corre con un rumbo general noroeste-sudeste unos 350 km desde Olavarría hasta Mar del Plata.
El cordón serrano es discontinuo y de relieve general bajo, y su zona central se ensancha hasta unos 60 km.
Se reconocen tres grupos serranos principales: Olavarría-Sierras Bayas-Azul hacia el noroeste, Tandil-Barker en el sector central y Balcarce-Lobería-Mar del Plata en el extremo sudoriental.
En todos ellos el basamento cristalino está expuesto, pero parcialmente cubierto en los extremos por las sedimentitas neoproterozoicas del Grupo Sierras Bayas (al norte) y las eopaleozoicas de la Formación Balcarce (al sur) (Figura 2).

Tandilia es una pieza clave para resolver problemas geotectónicos y paleogeográficos del Proterozoico más temprano, conectados a la evolución tectónica del planeta previa a la de Gondwana.
Es cautivante pensar, por ejemplo, en el origen de los cinturones transamazónicos regionales en Sudamérica, cuyas rocas pre-metamórficas deberían haber sido compuestas por material derivado de unidades arqueanas, cuyo manto todavía se podría localizar en la actual astenósfera.
Es así que no se descarta la existencia de un relicto arqueano como prolongación más austral de la plataforma sudamericana más primitiva, similar situación a la observada en el basamento de Uruguay (Cingolani et al., 1997), donde Cordani y Sato (1999) reportan dos diferentes episodios de diferenciación mantélica y cortical, el más antiguo en el Arqueano tardío y el más joven en el Proterozoico temprano.

Asimismo su cubierta sedimentaria neoproterozoica/eopaleozoica se encuentra sin metamorfismo, lo que la convierte en uno de los pocos ejemplos del SO de Gondwana que muestra rasgos sedimentarios bien preservados.

Más información sobre el basamento de Tandilia puede verse, por ejemplo, en Dalla Salda (1999) y Dalla Salda et al., (2005).
Cabe destacar que, en una perforación cercana a la ciudad de Mar del Plata, se encontró una unidad distinta al basamento cristalino (Metapelitas Punta Mogotes, Marchese y Di Paola, 1975). Esta unidad, está compuesta por metapelitas de colores variados, de bajo grado, esquistosas, con venillas cuarzosas y muy deformadas, que yacen por debajo de la Formación Balcarce.
Estos casi 90 m de rocas fueron datados como neoproterozoicos (Cingolani y Bonhomme, 1982) y correlacionados con el Cinturón Orogénico Brasiliano del este de Uruguay.
La estratigrafía de la cubierta sedimentaria precámbrica/paleozoica inferior de Tandilia es simple en apariencia, pero sin embargo ha sido motivo de fuertes controversias a lo largo de los años (Amos et al., 1972; Marchese y Di Paola, 1975a, 1975b; Dalla Salda e Iñiguez, 1979; Leveratto y Marchese, 1983; Iñiguez et al., 1989; entre otros).

Aspectos geológicos tales como estratigrafía, facies, tipos litológicos, paleontología, icnología, han sido tratados en numerosos trabajos, cuyas referencias pueden encontrarse en los aportes de síntesis producidos por Teruggi y Kilmurray (1975, 1980), Iñiguez (1999) y Poiré y Spalletti (2005).
Más recientemente se han desarrollado estudios avanzados en mineralogía, geoquímica y petrología sedimentaria destinados a resolver problemas de procedencia y de diagénesis de estas importantes sucesiones (Zimmermann et al. 2005; Zimmermann y Spalletti, 2005a, b; Rapela et al., 2005; Gómez Peral et al., en prensa).

Otra unidad, registrada sólo en subsuelo, es la Formación Punta Mogotes (Borrello, 1962) en el área de Mar del Plata.
Esta cubierta sedimentaria se asienta sobre el basamento cristalino y se compone de un conjunto precámbrico localizado en las áreas de Olavarría y Barker-San Manuel (Fig.2), y de otro conjunto paleozoico inferior que aflora fundamentalmente en los extremos SE y NO del sistema serrano. Aún cuando muchos autores han contribuido al conocimiento estratigráfico de estas sedimentitas, el esquema más aceptado es el propuesto por Dalla Salda e Iñiguez (1979), modificado por Poiré (1987a, 1993) para los términos de la sucesión precámbrica.

Entre el basamento cristalino y las unidades sedimentarias se han desarrollado saprolitos arcósicos y cuarzo-caoliníticos, previa sedimentación marina, los cuales indican niveles de paleometeorización (Zalba et al., 1993).
Desde el punto de vista litoestratigráfico la sucesión precámbrica está integrada por el Grupo Sierras Bayas (Dalla Salda e Iñiguez, 1979; Poiré, 1993) con las formaciones Villa Mónica (Poiré, 1987a, 1993), Cerro Largo, Poiré, 1987a, 1993), Las Águilas (Zalba, 1978; Zalba et al., 1988), Olavarría (Andreis et al., 1996) y Loma Negra (Borrello, 1966).
Por arriba yace la Formación Cerro Negro (Iñiguez y Zalba, 1974), de probable edad ediacarana-cámbrica.

La siguiente unidad, asignada al Paleozoico, es la Formación Balcarce (Dalla Salda e Iñiguez, 1979).
Desde el punto de vista secuencial (sobre la base de conceptos desarrollados por Iñiguez et al., 1989, Spalletti et al., 1996, Spalletti y Poiré, 2000, y Andreis y Zalba, 1998), Poiré y Spalletti, (2005) definieron cuatro secuencias neoproterozoicas (Secuencias Tofolletti, Malegni, Diamante y Villa Fortabat), una ediacarana-cámbrica? (Secuencia La Providencia) y una última ordovícica? (Secuencia Batán, Fig.7).
Asimismo, la presencia de diamictitas entre el basamento y la Formación Balcarce en la Sierra del Volcán es un rasgo muy peculiar que ha sido reportado por Spalletti y del Valle (1984) y analizado con modernas técnicas petrológicas por van Staden et al. (2005).
La cubierta sedimentaria de Tandilia contiene estromatolitos, biopelículas, trazas fósiles, acritarcas y probables invertebrados calcáreos (“shelly fauna”) como únicas evidencias de la biocenosis que habitó los mares del Precámbrico y Paleozoico en esta región del margen occidental de Gondwana.

Tanto las rocas del basamento, como sus secuencias sedimentarias, se encuentran cubiertas hacia el sur por depósitos eopaleozoicos hasta neopaleozoicos-triásicos que se extienden desde la Cuenca de Claromecó; en tanto que, hacia el norte están cubiertas por los depósitos más modernos de la Cuenca del Salado.

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Fig. 1: Tandilia, el Cratón del Río de la Plata y su Plataforma.

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Fig. 2: Mapa geológico de Tandilia mostrando los principales tipos litológicos del basamento cristalino y la cubierta sedimentaria neoproterozoica/eopaleozoica.

Características Geofísicas de la Corteza

Estudios geofísicos regionales (gravedad y magnetismo) permitieron evaluar formas, profundidad y litología de la corteza continental de Tandilia (Kostadinoff, 1995), que alcanza un espesor de alrededor de 40 km.
Las anomalías positivas gravimétricas de Bouguer, indicarían tres efectos; un leve adelgazamiento de corteza, un incremento de la densidad de las rocas del basamento y una serie de alineaciones regionales orientadas principalmente este-oeste y noreste-sudoeste y secundariamente noroeste-sudeste.
El primero se debe a una disminución de 4 km en el espesor de corteza entre Vallimanca y Mar del Plata, normal si se considera que a 150 km al este del litoral se encuentra la transición entre la corteza continental y oceánica.
El segundo advierte que el aporte de anomalías por rocas superficiales (las sedimentitas del Proterozoico superior y Paleozoico inferior), es despreciable a lo largo de todo Tandilia debido a su pobre espesor y baja densidad, por lo tanto la mayor parte del exceso de masa es adjudicado a las rocas con densidades mayores de 2,67 gr/cm3 de la corteza superior, como las metamorfitas y granitoides con asociaciones menores de rocas básicas y ultrabásicas.
El tercero lo interpretamos como los límites de bloques tectónicos asociados con deformación post-transamazónica.

Las anomalías del campo magnético, no son de gran amplitud (± 100 nanoTeslas), coincidentes con los resultados de las mediciones de susceptibilidad hechas en la rocas del área.
Esto significaría que no es posible esperar manifestaciones de gran magnitud de rocas básicas a ultrabásicas en el sector de los afloramientos de Tandilia.
Una anomalía magnética de -600 nanoTeslas hallada en el sur de Gonzáles Chávez cubriendo un área de 20 por 100 km es interpretada como una faja de rocas oceánicas situadas en profundidad.
No obstante, Gidella et al. (2002) estudiando la corteza con observaciones magnéticas satelitales, indican que Tandilia muestra anomalías magnéticas de alta frecuencia y que la región (incluye la Cuenca de Claromecó) exhibe trenes de alineaciones NO-SE y SO-NE contribuyendo a suponer un modelo de horsts.
Kostadinoff (1995) indica que la integración de los modelos geofísicos de gravedad y magnetismo permitieron identificar las siguientes singularidades geológicas, entre las que destacamos:

a) Rocas de tipo granítico en el área del máximo de Blanca Grande (2800 km2), similares a las que afloran en Sierra Chica, pero con una delgada cobertura sedimentaria. Al norte y al este del máximo antes citado se detectaron dos cuencas: Vallimanca y Cacharí. La primera sobre un lineamiento y la segunda al noroeste de lineamiento Azul-Cacharí.

b) Kostadinoff interpreta la anomalía de Juárez como el registro de una roca granulítica
profunda de alta densidad.

c) Describe que el sector norte de Tandil, La Pastora, está formado por una serie de máximos
de anomalías de gravedad atribuíados a una secuencia de rocas graníticas y metamórficas que, de oeste
a este, incrementan su densidad de 2,67 a 2,77 gr/cm 3 .

d) Interpreta el área Balcarce-Mar del Plata, por la orientación (este-oeste) y la dimensión (corta longitud de onda) de los máximos de anomalías de Bouguer, como el producto de una orogenia diferente del resto de la región, así como al área de Mar Chiquita donde postuló la presencia de un cuerpo mayor de rocas ultrabásicas identificables por la magnitud de las anomalías gravitatorias (mayores de 40 miligales) y magnetométricas (mayores de 330 nanoTeslas).
La evaluación de los resultados de Kostadinoff (1995) le permitió asociar estas singularidades geofísicas al Ciclo Brasiliano.
Con ello postuló la extensión de la faja Ribeira hasta el área del sistema de Tandilia, como resultado de los episodios de apertura y cierre durante el desarrollo de la orogenia Pan Africana.
Finalmente indica que los lineamientos más importantes gravimagnetométricos
(Fig. 3) corren según los dominios tectónicos A y B (Teruggi et al., 1973 y 1974a); estos dominios por su dimensión y longitud de onda, afectan en profundidad a gran parte de la corteza terrestre.
La sísmica y los métodos potenciales indicaron que las rocas del basamento halladas en la línea Balcarce-Mar del Plata continúan hasta 57 km al este de la línea de costa.

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Fig. 3: Lineamientos de los gradientes gravitatorios importantes. Curvas cada 2 miligales, Kostadinoff (1995).

Las Rocas del Basamento

Las Metamorfitas

Las rocas del basamento cristalino de Tandilia (Fig. 2), denominadas Complejo Buenos Aires (Marchese y Di Paola, 1975), son una típica asociación de rocas ígneo-metamórficas de gneises graníticos a tonalíticos, migmatitas, anfibolitas, esquistos, mármoles y plutones de granitoides, con escasas rocas metavolcánicas (ácidas y básicas) y diques básicos tardíos y discordantes.
Anchos cinturones miloníticos llamaron la atención por su desarrollo.
Las rocas metamórficas son conspicuas en el tercio sur-sureste de las sierras.
Los gneises son comunes en el área de Balcarce en los Cerros El Cristo, Cinco Cerros, El Morro, Bachicha, INTA, La Virgen, Punta Tota y El Triunfo.
Los gneises granatíferos de Punta Tota (2176 Ma, U-Pb, Cingolani et al., 2002; Hartmann et al., 2002) son rocas bien foliadas con almandino, plagioclasa, biotita, anfíbol, epidoto y, eventualmente, piroxeno.
En el Cerro El Triunfo, en sectores se relacionan con granulitas ortopiroxénicas y hornblenda, de una edad de 2197 Ma (U-Pb, Cingolani et al., 2002).
En el Cerro El Cristo se reconoció una asociación de gneises, migmatitas y granitoides sincinemáticos y tardíocinemáticos, reunidos en el Grupo Cerro El Cristo e integrado por: Gneis Dos Naciones, Migmatita Cerro Las Piedras y Granitoide San Verán (Dalla Salda, 1975 y 1981a).

Esta asociación se repite, agregando más o menos material granítico y anfibolitas, en el resto de los Cerros del área de Balcarce. Este conjunto fue denominado por Dalla Salda (1975) “Complejo Balcarceano”.

En esta zona el único cuerpo granítico independiente lo constituye la tonalíta granatífera anatéctica (2073 Ma, U-Pb, Cingolani et al., 2002; Hartmann et al., 2002) de la Cantera Chacofi, emplazada en gneises y migmatitas (2194 Ma, U-Pb, Cingolani et al., 2002).
El conjunto compone una estructura antiforme alargada según la esquistosidad, que conecta el Cerro El Morro con Cinco Cerros.
Otras variedades de gneises descriptas en Tandilia, también tonalítica a granodiorítica, portan biotita y epidoto, a los que puede acompañar escasa muscovita y sillimanita.
En general los gneises se encuentran parcialmente granitizados, mostrando diferenciados cuarzo-feldespáticos (en general de grano más grueso), venas concordantes con la foliación o discordantes, y/o áreas difusas enriquecidas en mafitos, granate o epidoto.
Otras rocas gnéisicas de Balcarce poseen edades U-Pb de 2176, 2073 y 2163 Ma, mostrando herencias de 2371 y 2196 Ma (Cingolani et al., 2002).
Las primeras resultan compatibles con las edades de Hart et al. (1965) de 1960 y 2170 Ma (Rb/Sr).
Al sur de la ciudad de Tandil (Cerrillos de La Ribulia) se identificaron algunas rocas metavolcánicas ácidas, a veces porfiroblásticas (Teruggi y Kilmurray, 1980) comparables con las rocas descriptas por Lema y Cucchi (1981, 1985) en el Cerro Tandileufú o Cerro San Luis, a unos 8 kilómetros al este de la ciudad de Tandil.
Estos autores las describen como un conjunto de fajas alternantes de rocas de grano fino con textura relíctica y filiación riolítica, grises, con fenocristales y portando oligoclasa, ortosa y cuarzo en una base de feldespato potásico, plagioclasa, epidoto y stilpnomelano.
En la Sierra Alta de Vela, estas rocas, que son de grano fino, cuarzo-feldespáticas, micáceas y epidóticas, presentan variedades portando anfíbol y clorita.
Las anfibolitas son comunes y abundantes en las regiones central y sur de las sierras, presentándose en intercalaciones delgadas o en cuerpos nodulares aislados, en general de dimensiones reducidas.
En casos son bandeadas con afinidades paraanfibolíticas y en otros, más macizas, semejan ortoanfibolitas.
En general se trata de rocas cuarzo-plagioclásicas con hornblenda, epidoto y micas (biotita y/o clorita). Las evidencias de campo parecen sostener que existen dos ciclos de distinta edad, uno pre-gnéisico y otro posterior previo a los granitos más tardíos. En un perfil al sudoeste del Cerro Centinela, Quartino y Villar Fabre (1967) describieron brechas de metabasitas antiguas muy deformadas (interpretadas como auto brechas) dentro de rocas gnéisicas, un magmatismo granítico posterior y una filonación básica final.

Las migmatitas heterogéneas son frecuentes en Tandilia. La variedad más común es la epibolita de leucosoma cuarzo-feldespático con granates neoformados, que aparece en afloramientos menores en toda la sierra, especialmente en la Punta Tota (Balcarce) y en el Cerro La Crespa (Azul).
Están deformadas y a menudo pasando transicionalmente a gneises u otras variedades de migmatitas como las embrechíticas.
Estas últimas, foliadas y porfiroblásticas, son comunes en varias localidades de Azul, Tandil y Balcarce. Las agmatitas y las diadisitas son poco frecuentes y se las encuentra en afloramientos reducidos.
Un caso típico de agmatitas lo describen Quartino y Villar Fabre (1967) en un perfil sobre la ruta 74 al sur de la ciudad de Tandil.
Algunos perfiles, como el de la Boca de la Sierra en Azul, muestran rocas de grano fino con grandes porfiroblastos de microclino asimilables a embrechitas, no obstante que su matriz es principalmente milonítica.
Esto ocurre frecuentemente en otros cinturones miloníticos como el que cruza las sierras de la ciudad de Tandil hacia el sur.
Las Sierras de Azul se caracterizan por un conjunto de rocas migmatíticas de tipo embrechíticas, que por sectores pasan a rocas de grano fino con evidencias cataclásticas.
Las serranías centrales contienen embrechitas de fenoblastos muy elongados, rocas de grano fino y epibolitas, en tanto que en la estribación sur, las embrechitas son de aspecto gnéisico, con ojos estirados y pasajes a epibolitas, anatexitas, rocas de grano muy fino y algunas metabasitas.
Acompañan migmatitas anfibólicas de leucosoma granítico, con hornblenda, biotita, cuarzo y plagioclasa, presentando una recristalización de microclino; los accesorios son apatita, zircón y opacos. En el Cerro Sotuyo,

Pankhurst et al. (2003) describieron migmatitas piroxénicas con material granítico invasivo, el piroxeno está asociado a una biotita fuertemente orientada, apatita, circón y abundantes opacos en un bandeado difuso.
En el sector meridional de esta zona quedarían delimitadas cuatro unidades mapeables: un complejo embrechítico con grandes porfiroblastos félsicos de grano mediano a grueso en una matriz oscura y fina; una asociación de grano fino embrechítica-gnéisica; una unidad blastopsefítica, integrada por rocas foliadas de naturaleza diabásica con elongación paralela a la foliación, dispuestas en cuerpos discordantes con la estructura regional, (Kilmurray y Ribot 1985a).
Los mármoles de Punta Tota cercanos a Balcarce, son oficalcíticos y serpentínicos con relictos olivínicos.
En el área de San Miguel (entre Azucena y Barker), se describieron un skarn calco-silicático wollastonítico y calizas cristalinas aflorando a lo largo de unas pocas decenas de metros (Quartino y Villar Fabre, 1967).
Los escasos esquistos son micáceos y algo bandeados como los del Cerro El Quebracho, al norte de la ciudad de Balcarce y los del área sur de Azul (Cerro La Plata).
Poco frecuente, pero significativa, resulta la presencia de delgados lentes concordantes básicos-ultrabásicos metamorfizados, en Cinco Cerros y Punta Tota en el área de Balcarce.
Es muy interesante destacar que, en las cercanías de la ciudad de Tandil, Teruggi et al. (1988) describieron a la Formación El Cortijo como una unidad de metamorfitas de bajo grado compuesta por metacherts, metagrauvacas y metabasitas, interpretándola como una escama de corteza oceánica proterozoica.

Los granitoides

Los granitoides son de edad dominante paleoproterozoica transamazónica (Varela et al., 1989; Linares y González, 1990; Cingolani et al., 2002; Hartmann et al., 2002 y Pankhurst et al., 2003).
Se encuentran emplazados en metamorfitas, usualmente parcial a casi totalmente migmatizadas, presentando en consecuencia relaciones de campo frecuentemente difíciles de establecer; los granitoides poseen, en general, una filonación cuarzo-feldespática aplo-pegmatítica.
Los granitos (sentido estricto) predominan en la porción noroccidental (Ej. los granitos rojos de la Sierra Chica en Olavarría y Azul), y a lo largo del borde austral de las Sierras de Tandil.
Las rocas de composición mayormente tonalítica y granodiorítica predominan desde el arroyo de los Huesos hasta Tandil, continuando luego hasta las Sierras de Balcarce, es decir, aflorando en el sector central y hacia el borde septentrional.
Las rocas graníticas de Sierra Chica del sector de Olavarría y Azul varían su color entre un rojizo más o menos intenso, hasta ligeramente rosado. Si bien en general hay una marcada homogeneidad entre los granitos, en la cantera Oficial se observa una diorita cuarcífera biotítica.
Los granitos presentan una textura granuda gruesa, a veces más fina.
Están compuestos por cuarzo, microclino, oligoclasa, escasa biotita y anfíbol, con accesorios como circón, apatita, fluorita, y óxidos y sulfuro de hierro.
También en Sierra Chica, Pankhurst et al. (2003) describen granodioritas con porfiroblastos de microclino sobre una matriz de cuarzo, microclino y plagioclasa mirmequítica;
en la cantera del Penal, aparecen granitos con porfiroblastos de cuarzo y microclino en una pasta de cuarzo, feldespato, y plagioclasa, con relictos de anfíbol cloritizado.

El la cantera de Villa Mónica, Pankhurst et al. (2003) describen granitos con porfiroblastos de microclino, cuarzo, y plagioclasa subordinada, con accesorios como apatita, circón, titanita, y allanita; granodioritas con porfiroblastos de microclino y plagioclasa, acompañando anfíbol, biotita, circón y opacos.
En el Cerro Sotuyo, los mismos autores indican la presencia de sienodioritas con piroxeno, biotita y opacos, cuya plagioclasa es oligoclasa–andesina y el microclino forma porfiroblastos con textura gráfica, acompañando apatita y circón.
Se identifican granitos muy deformados con porfiroblastos de microclino y cuarzo en una pasta de cuarzo y feldespato, con mafitos intersticiales, relícticos, cloritizados y alterados a opacos.
También allí describen tonalitas con cristales de plagioclasa, feldespato y cuarzo, con anfíbol verde, biotita y piroxeno como mafitos relícticos, asociados a opacos, apatita y zircón.
Los monzogranitos de Villa Mónica fueron datados en 2065 Ma, emplazados en rocas charnoquíticas de 2170 Ma (U-Pb SHRIMP, Cingolani et al. 2002; Hartmann et al. 2002).
Otras rocas de interés corresponden a sienitas nefelínicas con hipersteno.
En la cantera San Nicolás Pankhurst et al. (2003) mencionan granodioritas con microclino y cuarzo recristalizado, en una matriz de cuarzo, feldespato potásico y plagioclasa, relictos de máficos asociados con opacos, apatita y circón y, en el Cerro Redondo, granitos y granodioritas con porfiroblastos de microclino pertítico y plagioclasa en una matriz de cuarzo y feldespato; acompañan piroxeno reemplazado por hornblenda y biotita cloritizada, asociada con opacos, circón y apatita.
Un sienogranito de esta zona provee una edad U-Pb de 2100 Ma (Cingolani et al., 2002).
También en Azul, Ronconi et al. (1994) reconocieron rocas graníticas al noroeste de Pablo Acosta y al sur de la localidad de Hinojo, a ambos lados del arroyo del Azul.
Las primeras, denominadas Granito Rojo Azopardo, son de color rojizo, de grano grueso y porfiroides con feldespato potásico, plagioclasa de tamaño intermedio y cuarzo, conformando mosaicos de contactos suturados.
El mafito predominante es la biotita y los accesorios muscovita, titanita, apatita y epidoto.
Los granitos al noroeste de Pablo Acosta, reducidos a asomos, son de grano fino y color rosado; de textura granuda algo porfiroide, con cristales de hasta 7 cm de plagioclasa y microclino pertítico.
En la región central de las Sierras de Tandil (Fig. 4) los granitoides se distribuyen en dos áreas preferenciales (Dalla Salda et al., 1992): a lo largo de una faja septentrional de rumbo este-oeste que tiene como centro la ciudad de Tandil, y en un sector austral circunscrito a la Sierra del Tigre y al tercio sur de la Sierra Alta de Vela.
La faja septentrional asociada a rocas miloníticas se caracteriza por una gran variación composicional entre tonalítica y granítica.
Los granitoides parecen formar parte de un cuerpo mayor constituido por múltiples plutones gregarios menores, emplazados en varias fases.
Los Cerros Tandileufú (canteras San Luís, Tandileufú y San Lino) y Los Nogales se caracterizan por rocas tonalíticas, que en la cantera San Luis se asocian a granitos, granodioritas y a milonitas grises.
Hacia el oeste, en la cantera Tandileufú, en el extremo norte del cerro homónimo, reaparecen las tonalitas grises también asociadas a granitos; allí la milonitización es abundante y los granitos heterogéneos, muestran zonas de grano más grueso ricas en feldespato potásico, alternando con otras más finas.
Las variaciones composicionales son de contactos netos pero no muestran relaciones de intrusividad.
Las rocas granudas constituyen grandes lentes o fajas relictuales de cataclasis.
En la cantera San Lino se reconocen dos variedades de granitoides grises, uno claro y otro oscuro, éste último es de composición tonalítica y está contenido en espesas fajas de milonitas grises y rosadas.
Otras rocas tonalíticas afloran en el área del Cerro Los Nogales, asociadas a abundantes aplitas y pegmatitas de texturas granudas con hornblenda, tremolita o biotita. La plagioclasa es andesínica y el cuarzo en general es intersticial, ameboidal y xenoblástico.
El epidoto puede ser zoicítico o pistacítico y el microclino es muy escaso.
Las tonalitas de El Calvario y alrededores de la ciudad de Tandil muestran edades de 2234, 2166, 2183 y 2228 Ma, U-Pb, SHRIMP (Cingolani et al., 2002).

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Fig. 4: Mapa geológico mostrando la distribución de las principales metamorfitas y plutones graníticos en los alrededores de la ciudad de Tandil.

Las rocas granodioríticas localizadas en el frente oeste de la cantera Tandilia, próxima a la ciudad de Tandil, muestran rápidos cambios de tamaño de grano y molienda; en sectores son más rojizas por aumento de la proporción de microclino.
Poseen textura granuda con cataclasis intergranular, abundante plagioclasa ácida (más de 50 %), microclino y cuarzo policristalino intersticial.
Además de biotita, muscovita y clorita secundaria, presentan escasa zoisíta. Otras granodioritas fueron localizadas en las canteras Cerro Leones y Tartagal.
En general se trata de rocas homogéneas de textura porfiroide con fenocristales de feldespato de hasta 5 cm, y diferenciados de grano fino más biotíticos en cuerpos tabulares menores.
La plagioclasa ácida domina al microclino pertítico y entre los mafitos abunda la biotita y, en menor grado, la hornblenda.

Los cuerpos de granitos (sentido estricto) más destacados, están asociados a la faja milonítica del área de Tandil; han sido localizados en los Cerros Tandileufú y Redondo en la zona este de la faja y en las canteras Villa Mónica, Albión, Leones y Cerro Federación de las zonas central y occidental.
En la zona este se encuentran íntimamente asociados a tonalitas.
Se distinguen dos grupos composicionales: granitos biotíticos del Cerro Tandileufú y el granito con hornblenda y fluorita del Cerro Redondo.
Presentan texturas granudas con ligera cataclasis, especialmente intergranular, microclino micropertítico y plagioclasa ácida. Los mafitos son biotita y epidoto.
Por su parte los granitos del Cerro Albión son rocas grises que a veces presentan abundantes xenolitos básicos, en tanto que los del Cerro Federación presentan dos facies, una clara y otra oscura (biotítica) con textura porfiroide.
En la región austral las rocas graníticas se pueden agrupar en dos áreas principales: Sierra del Tigre (Granito Montecristo) y la zona sur de la Sierra Alta de Vela.
En general son rocas homogéneas, de colores claros, grises y rosados, de grano medio a fino, casi siempre con textura cataclástica.
El Granito Montecristo presenta dos facies leucocráticas, una rojiza, granuda a ligeramente porfiroide, más rica en feldespato potásico y otra gris, más porfiroide, con fenocristales de microclino de hasta 1 cm de largo.
Esta roca fue datada (U-Pb) en 2200 Ma (Cingolani, com. verb.).
Los granitos de la Sierra Alta de Vela muestran texturas granudas hasta porfiroides, incluyendo las seriadas y una débil cataclasis, excepto las que se sitúan en el borde oriental de la sierra donde su molienda es más intensa.
Algunas facies muestran una débil foliación. Allí se distinguen dos tipos, uno, el más extendido, es biotítico, y el otro, restringido a un sector en el flanco oeste de la sierra, muscovítico.
Los granitos biotíticos presentan abundante cuarzo y microclino pertítico.
Se reconocen variedades de grano medio a fino, con tamaños entre 1 y 3 mm y otras gruesas con cristales de microclino de hasta 1 cm. de largo.
Localmente su composición grada a extremos de naturaleza tonalítica. Las plagioclasas (oligoclasa) se encuentran parcialmente reemplazadas por epidoto y sericita. Algunas con bordes de composición albítica.
La matriz más fina de los granitos está compuesta por un mosaico de individuos anhedrales de cuarzo, microclino, plagioclasa y biotita.
En forma accesoria aparecen escaso epidoto, apatita y minerales opacos.
Por su parte, los granitos del oeste, de grano más fino, muestran muscovita y escaso epidoto. Fueron datados en 1623 Ma (Rb-Sr, Varela et al., 1988, 1989). Lema y Cucchi (1985) sostienen que este conjunto de rocas graníticas de la sierra Alta de Vela ha sido afectado por diversos episodios de deformación de distinta intensidad.
Los granitoides de Tandilia representan una serie plutónica granítica compleja integrada por varios cuerpos independientes.
Esta serie fue asociada a un extendido cinturón milonítico de cizalla que ha afectado el zócalo continental del extremo austral de Sudamérica (Dalla Salda et al.,1992).

El cinturón granítico-milonítico septentrional, cuya composición general varía entre tonalítica y granítica, representaría un complejo granítico múltiple que parece corresponder al producto de una misma evolución plutónica sin a postectónica respecto del ciclo Transamazónico.
Por su parte, los leucogranitos de la Sierra Alta de Vela y Montecristo representan los plutones más simples relacionados a etapas tardías de este evento orogénico.
La variación de los elementos mayoritarios de 21 muestras representativas de las rocas granitoides de Tandilia muestran que las tonaliticas y la mayor parte de las granodioríticas se disponen en el campo de las Series Tonalíticas y Trondjhemíticas, mientras que los granitos se ubican dentro de las Series Calcoalcalina y Monzonítica Subalcalina, en especial los granitos de la zona meridional que representarían típicas rocas producto de fusión cortical, leucocráticas, homogéneas y sin un tren evolutivo perceptible (Dalla Salda y Franzese, 1989).
Además, casi todos los casos estudiados corresponden a granitoides tipo S.
Finalmente, y de acuerdo a los autores antes mencionados, el conjunto de rocas monzograníticas del área de Tandil parece corresponder a un plutonismo sin a postectónico (Fig.5) desarrollado en un cinturón de tipo colisional donde se produjo engrosamiento cortical con procesos anatécticos asociado a un volcanismo ácido e importantes zonas de milonitización.
Las características mineralógicas indican que la mayoría de los granitoides sufrieron una deformación post-cristalización vinculada a la extensa milonitización en la que los fluidos colaboraron con los cambios mineralógicos.

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Fig. 5: Diagrama de discriminación tectónica de granitoides.

Las zonas de cizalla y las milonitas

En Tandilia se han reconocido largas y amplias zonas de cizalla que afectan las rocas del basamento cristalino, las principales corren por las serranías de Azul al noroeste, y por las de Tandil al sudeste.
La primera, que puede seguirse salteado por unos 40 km en sentido este-oeste, muestra un ancho de hasta 3 km (González Bonorino et al., 1956).
La segunda se ha reconocido al sur de la ciudad de Tandil y aflora por unos 25 km desde el Cerro Albión hasta la Sierra del Tigre (Dalla Salda, 1981); su orientación también es este-oeste, aunque hay ramificaciones oeste-noroeste.
Otras exposiciones más reducidas de fajas de cizalla se localizan en las Sierras del Tandil (a pocos kilómetros al sur de la Sierra del Tigre), también orientada este-oeste, y en la Sierra Alta de Vela, con orientación noreste-sudoeste (Teruggi et al., 1973).
Estas fajas de cizalla están compuestas por milonitas, protomilonitas y cataclasitas; estas últimas principalmente en los laterales y en tabiques menos deformados dentro de las zonas de cizalla.
Se ha registrado una blastesis feldespática vinculada a estas rocas cizalladas; en menor medida hay blastesis de anfíboles, así como deformaciones posteriores. Ribot (2000) propuso que la principal deformación en las Sierras de Azul, alcanzó condiciones de grado medio (~450oC) seguidas por procesos de rehidratación (alteración de hornblenda).
Estas rocas se describieron como derivadas principalmente de granitoides (González Bonorino et al., 1956, Teruggi y Kilmurray, 1975, 1980).
La zona de cizalla de las Sierras de Azul fue interpretada como de sentido destral por González Bonorino et al. (1956), dirección de desplazamiento a la que también arribó Ribot (2000) a partir del estudio de indicadores cinemáticos.
Sin embargo Frisicale et al. (2001) con el mismo método aplicado en rocas de Boca de la Sierra, concluyen que allí predominan procesos de aplastamiento con escasos componentes de transcurrencia.
En el caso de la cizalla de las Sierras de Tandil, Dalla Salda (1981) interpretó un movimiento horizontal de tipo sinestral, sospechado por el desplazamiento de un dique de diabasa en la Sierra del Tigre; no obstante Fernández et al. (2001) señalaron que conforme28 a las relaciones de corte, este dique es posterior a la zona de cizalla, pero no hallaron indicadores del desplazamiento relativo.
En la faja de cizalla del Cerro Albión, D ́Angiola et al. (1992) encontraron indicadores cinemáticos que les posibilitaron interpretar un movimiento de tipo destral.
La edad de la zona de cizalla de la Sierra del Tigre-Cerro Albión, hasta el momento sólo puede acotarse en un amplio lapso temporal.
En la zona de la cantera Las Pircas (oeste del Cerro Albión) parte del protolito de las rocas miloníticas corresponde a intrusivos andesíticos similares a los datados por Teixeira et al. (2002) alrededor de 2000 Ma; en la Sierra del Tigre el dique de diabasa que atraviesa la zona de cizalla fue datado por los mismos autores con una edad de alrededor de 1600 Ma, por lo tanto los esfuerzos de cizalla que produjeron estas rocas miloníticas deben haber sido procesos relacionados con la orogenia Transamazónica.

El Enjambre de Diques Básicos

El Complejo Buenos Aires hospeda un extenso enjambre de diques proterozoicos descriptos inicialmente por Villar Fabre (1955), Quartino y Villar Fabre (1967), Teruggi et al. (1974b), Lema y Cucchi (1981), Dristas (1983) y Kilmurray et al. (1985a).

Los más antiguos, de edad transamazónica (Teixeira et al., 2002), corresponden a un volcanismo bimodal perteneciente a una asociación calcoalcalina (Fernández y Echeveste, 1995; Iacumin et al., 2001), integrada por diques de composición andesítica y riolítica.

Los más jóvenes, de ~1600 Ma (Teixeira et al., 2002), son máficos y tholeíticos (Echeveste y Fernández, 1994, Iacumin et al., 2001), y dentro de ellos fueron reconocidos también dos grupos, diabasas (Teruggi et al., 1974), presentes en las Sierras de Azul y Tandil y diques basálticos de alto Ti O 2 , solo reconocidos en las Sierras de Tandil (Teruggi et al., 1988).

Los diques pertenecientes a la suite calcoalcalina son de composición basandesítica-andesítica y riolítica (Fig. 6), afloran en las Sierras de Tandil, Sierra del Tigre, Cerro Albión y especialmente en el Cerro Tandileufú, donde integran un nutrido enjambre con orientación este-oeste.
Los primeros conforman cuerpos sub-verticales con espesores que varían entre 0.5 y 10 m, son de color gris verdoso, de grano fino e incipiente textura porfírica con tablillas de plagioclasa (andesina-labradorita) y anfíbol que reemplazan a piroxenos dispuestos en una matriz holocristalina formada por plagioclasa, epidoto, biotita-clorita, feldespato alcalino y cuarzo. Los contenidos de MgO varían entre 7,0 y 3,7 % en peso y presentan anomalías negativas en Nb y Ti.

Los diques de composición riolítica cortan a los anteriores y conforman cuerpos de hasta 30 m de espesor, son de color gris oscuro en las salbandas de grano fino y gris claro en su parte central.
Presentan textura porfírica con fenocristales de plagioclasa, cuarzo y feldespato alcalino dispuestos en una matriz felsítica de grano fino. En algunos casos presentan fuerte deformación cataclástica.
Tienen altos contenidos en elementos incompatibles con una muy alta relación (La/Yb)N (entre 15 y 40) y una significativa anomalía negativa en Eu.

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Fig. 6: (a) Gráficos SiO 2 vs. Fe t /MgO y (b) AFM, donde se observa el carácter calcoalcalino de andesitas y riolitas y tholeítico para diabasas y basaltos de alto TiO 2 . (c) Diagrama de clasificación TAS.

Los diques de la asociación tholeítica (Fig. 6) corresponden a diabasas de composición basáltica a basandesítica y diques basálticos de alto TiO 2 (hasta 3,7 % en peso).
Los diques de diabasa tienen una distribución geográfica amplia, afloran en las Sierras de Azul y Tandil, forman cuerpos subverticales de hasta 50 m de espesor dispuestos generalmente con rumbo N 30° O, algunos con corridas superiores a los 5 km.
Son de color verde oscuro y grano grueso en el centro de los cuerpos.
Presentan textura ofítica dominada por labradorita y augita, frecuentemente asociada con ortopiroxeno o
pigeonita.
La uralitización es muy frecuente. Los contenidos de MgO varían entre 8,8 y 3,8 % en peso y tienen bajos contenidos en elementos incompatibles. El modelo de distribución de REE es similar al de los E-MORB con una media de (La/Yb)N = 1,55 ± 0,48. Los diques basálticos de alto TiO 2 (Figura 6 c) sólo han sido reconocidos en el Cerro Tandileufú, tienen textura porfírica con pasta intergranular a traquítica.
Los fenocristales son de plagioclasa y augita, con contenido alto de Ti 0 2 (1,2 – 1,4 % en peso) y pigeonita. La ilmenita, la magnetita, el rutilo y la pirita son abundantes en la matriz. Tienen contenidos de MgO entre 6,9 y 3,9 y altos contenidos en TiO 2 (entre 1,71 y 3,74 % en peso), P 2 O 5 , REE, Zr y Nb. La relación (La/Yb)N es alta (~6,72).
Los diques calcoalcalinos (andesitas y riolitas) tienen una edad plató 40 Ar/ 39 Ar de emplazamiento de 2020 y 2007 Ma, contemporáneos con las intrusiones de granitoides pre-colisionales (Varela et al., 1988, Dalla Salda et al., 1992), intruidos durante un estadio transtensional de la orogenia Transamazónica, con una marcada orientación este-oeste y posterior deformación.
Las relaciones Sr 87 /Sr 86 (0.7020-0.7060) de esos granitoides son similares a las de rocas de ambientes de arco modernos.
La simultaneidad temporal y su carácter calcoalcalino ha llevado a interpretar a los diques como representativos de un probable arco magmático (Teixeira et al., 2002).
La edad más confiable de intrusión de los diques de diabasa (U-Pb sobre dos badeleítas) es de 1588 Ma (Teixeira et al., 2002), en tanto que las edades plató 40 Ar/ 39 Ar de éstos y de los diques basálticos de alto TiO 2 son sustancialmente menores, 811 Ma en plagioclasas, indicando una pérdida de argón en el sistema mineral.
Los diques tholeíticos, cortan las fajas miloníticas este-oeste y a los leuco-monzogranitos de 1770 Ma, lo que indica un significativo cambio en el campo de esfuerzo regional, con un emplazamiento en un régimen tectónico extensional acompañado por una actividad ígnea anorogénica post-transamazónica.

FUENTE: [Tienes que estar registrado y conectado para ver este vínculo]
SERIE CORRELACION GEOLOGICA N°21 (1)
DALLA SALDA, L., SPALLETTI, L., POIRÉ, D., DE BARRIO, R., ECHEVESTE, H. y BENIALGO, A.- Tandilia.
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