(1) Salar Centenario, (2) Salar de Ratones-Diablillos, (3) Salar de Hombre Muerto, (4) Cumbre de Luracatao, (5) Cerro Blanco, (6) Salar Antofalla-Sierra de Campo Negro, (7) Calalaste, (8) El Jote-El Peñón, (9) Sierra de la Laguna Blanca, (10) Sierra Chango Real, (11) Sierra de Quilmes. Recuadro mayor rojo indica la zona de estudio. Modificado de Becchio (2000).

El CID constituye la sierra de Inca Viejo y está ubicado en el borde oriental de la Puna Austral, entre los salares Centenario-Ratones y Diablillos (Figura 1). Los antecedentes de estudios petrológicos y geoquímicos de detalle de la zona, son escasos y en general son de índole regional (Hongn, 1992; Blasco et al., 1996; Viramonte et al., 1993; Becchio et al., 1999a, 1999b; Hongn y Seggiaro, 2001; Lucassen y Becchio, 2003; Viramonte et al., 2007; Coira et al., 2009a entre otros). Estos autores describen la petrología, la geoquímica, determinan la edad y condiciones P-T de unidades metamórficas (mediano-alto grado) e intrusivos asociados.

En las inmediaciones de los salares Centenario-Ratones-Diablillos (Figura 1), afloran principalmente rocas de basamento metamórfico de bajo a alto grado (Neoproterozoico-Paleozoico inferior) intrusionado por granitoides del complejo eruptivo Oire (CEO en el sentido de Hongn y Seggiaro, 2001) del cinturón magmático de la Faja Eruptiva de la Puna Oriental (Méndez et al., 1973). El basamento neoproterozoico-cámbrico tiene una estructura interna compleja y está constituido por pizarras, filitas, metacuarcitas y esquistos sillimaníticos del complejo metamórfico Río Blanco (Hongn y Seggiaro, 2001) y esquistos, ortogneises y paragneises de la Formación Pachamama. Becchio et al. (1999a) y Lucassen y Becchio (2003) indican un pico metamórfico regional de alta temperatura y baja a mediana presión de aproximadamente 510 Ma (isócrona Sm/Nd en minerales y U/Pb en titanitas).

El basamento ordovícico (Figura 1) está representado por la Formación Falda Ciénaga (Llanvirniano-Llandeiliano, Aceñolaza et al., 1976) compuesta por secuencias marinas intercaladas con rocas volcánicas afectadas por un metamorfismo de bajo a muy bajo grado. En contacto tectónico (Mon y Hongn, 1996) con la Formación Falda Ciénaga, se apoyan unidades metamórficas de mediano a alto grado intrusionadas por ortogneises granítico, granodiorítico y tonalítico con una edad U/Pb 467±10 Ma en circones (Domínguez et al., 2006). En el borde oriental del salar Centenario, afloran rocas metamórficas de bajo grado intercaladas con metariolitas, metadacitas y metabasaltos (magmatismo bimodal, Becchio et al., 1999a), intrusionadas por sienogranitos y leucogranitos del CEO. Viramonte et al. (2007) indican edades (U/Pb en circón) de cristalización de metariolitas entre 485 y 472 Ma y edades de emplazamiento entre 462 y 475 Ma para las unidades plutónicas del CEO. Además, estos autores sugieren que los magmas derivaron por reciclaje de corteza continental (mesopaleoproterozoica) con escasa participación de materiales juveniles (εNd entre +2.3 y +2.5 de metabasaltos). En adición, Insel et al. (2012) indican una edad U/Pb en circones de 481±4 Ma para los granitoides. El magmatismo paleozoico inferior de la Puna ha sido vinculado con el desarrollo del arco magmático Famatiniano (cámbrico tardío-ordovícico), generado por subducción en el borde occidental de Gondwana. El arco Famatiniano constituye una faja magmática expuesta por unos 1500 km a lo largo del rumbo de los Andes centrales modernos (22° y 33° S). En la región de la Puna, el arco Famatiniano está representado por rocas ígneas plutónicas emplazadas en niveles someros de la corteza (Coira et al., 1999; Viramonte et al., 2007) y rocas eruptivas (CEO), mientras que los niveles más profundos están expuestos actualmente en la región de Valle Fértil (28° a 33° S, Otamendi et al., 2012).

La sierra de Inca Viejo es la unidad orográfica que separa los salares Ratones-Centenario y Diablillos (Figura 2). Becchio et al (2011) identifican un complejo intrusivo de rocas granítico-dioríticas y definen el CID. Sobre la base de su posición geográfica y características mesoscópicas (p.ej., presencia de cuarzo azul, Seifert et al., 2011), el CID ha sido asociado con los granitoides ordovícicos del CEO (Hongn y Seggiaro, 2001). El CID intrusiona rocas metamórficas de bajo a mediano grado que afloran en el borde oriental y occidental de la sierra de Inca Viejo (Figura 2).

En la zona norte y sur de la sierra, se observan cuerpos subvolcánicos miocenos con desarrollo de alteraciones hidrotermales y concentración de metales de interés económico (Cu-Au-Mo). Finalmente, las rocas de basamento y los intrusivos subvolcánicos están cubiertos por rocas volcánicas (Andesitas Ratones y Formación Incahuasi) y depósitos cuaternarios aluviales, fluviales y salares de particular interés para extracción de salmueras ricas en litio y boratos.

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

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

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

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

Figura 2. Figura 2. Mapa geológico de la sierra de Inca Viejo y zonas aledañas. Referencias mapa: CEO complejo eruptivo Oire, CID complejo intrusivo Diablillos.

Un conjunto de cuerpos tabulares pegmatíticos (<1 m de espesor) intrusionan indistintamente a las rocas del CID y en conjunto con los diques básicos del borde occidental de la sierra (Figura 2), representan las etapas póstumas del evento magmático (Figura 3d).

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

Está integrada por monzogranitos de grano medio a grueso y de textura porfídica a equigranular. Aflora en el extremo norte y en el borde centro-oriental de la sierra de Inca Viejo (Figuras 2). Los monzogranitos constituyen cuerpos en general de aspecto masivo y ocasionalmente se observa el desarrollo de una foliación magmática. Las rocas presentan color gris claro a oscuro debido a la variación del contenido de biotita en la matriz. Se caracterizan por contener abundantes enclaves y cuerpos de dioritas desmembrados de geometría

Figura 3.

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

Las observaciones realizadas en las diferentes facies que constituyen el CID, apuntan a características texturales generales y aquellas que se consideran esenciales para las interpretaciones de los procesos de mezcla actuantes. Las modas de las fases minerales (Figura 7) se obtuvieron por método de conteo de puntos (250–300 por muestra) y clasifican en los campos de monzogranito, granodiorita, tonalita, cuarzo diorita y diorita-gabro.

Se realizaron 18 análisis geoquímicos de elementos mayores y traza en roca total de las distintas facies del CID y sus enclaves (Tabla 1). Los análisis fueron realizados vía fluorescencia de rayos X con un equipo marca Rigaku 2000 en el Laboratorio de Espectrometría de Rayos X, LANAIS-Instituto Geonorte, Universidad Nacional de Salta. Los elementos mayores fueron determinados a partir de pastillas fundidas con tetraborato de litio. La fusión se realizó en un perlador semiautomático marca Claisse Fluxy. Las concentraciones de elementos traza (ppm) fueron determinadas sobre pastillas prensadas, con agregado de aglomerante (elvacite/acetona – 20/80) a una presión de 1,400 kg/cm2. Se utilizaron curvas de calibración medidas sobre patrones de roca standard del Servicio Geológico de Japón y de Estados Unidos.

Se grafican las composiciones (Figura 9) de rocas ígneas de Valle Fértil y complejo eruptivo Oire (granitoides, vulcanitas y rocas básicas del borde oriental de la Puna, Hongn y Seggiaro, 2001) de similares características que aquellas que ocurren en el CID. Otamendi et al. (2009; 2012) proponen a la mezcla de magmas como uno de los principales procesos de diferenciación magmática de rocas intermedias de Valle Fértil. Se destaca que la diferencia principal del magmatismo de Valle Fértil respecto de la Puna y del CID, reside en el nivel cortical de emplazamiento y volumen de magmas básicos. Las rocas de Valle Fértil representan las paleo-raíces del arco Famatiniano (p.ej., Otamendi et al., 2012) mientras que los magmas del Paleozoico temprano de borde oriental de la Puna se emplazan en niveles corticales medios a superiores (p.ej., Lucassen et al., 2000). Además, se incluyen composiciones de rocas de origen cortical de Cordillera Oriental (Sola et al., 2013) y de fundidos experimentales a partir de esquistos fértiles (Patiño Douce y Harris, 1998; a 6–8 Kbars) con el fin de evaluar el probable origen cortical de las facies más evolucionadas del CID.

Las rocas graníticas y dioríticas del CID corresponden a la serie calcoalcalina de acuerdo con el diagrama AFM (Irvine y Baragar 1971). Los diques básicos grafican en el campo de las toleítas (Figura 9a). Según el diagrama SiO2 vs. K2O (LeMaitre et al., 1989) los EMM y diques básicos corresponden a la serie con contenidos bajo a medio de K2O, mientras que las facies intermedias a acidas (2.21–5.38 % en peso) corresponden al campo de medios a altos (Figura 9b). El enriquecimiento de K2O en las facies mas evolucionadas (granodiorita y monzogranito) comparadas con rocas similares de Valle Fértil, estaría relacionado a los altos porcentajes modales de biotita y feldespato potásico o bien a procesos de asimilación de roca de caja (equivalentes a la Formación Puncoviscana). Los contenidos de K2O del CID son similares a las del CEO y en conjunto definen una tendencia continua en el diagrama K2O vs. SiO2. La tendencia continua y composiciones similares entre los miembros extremos del CID con los del CEO es claramente visible en el gráfico propuesto por Debon y Le Fort (1983) (flecha punteada y campos composicionales en la Figura 9c). Las rocas del CID se diferencian de fundidos experimentales y leucotonalitas derivados de migmatitas máficas de Valle Fértil (Otamendi et al., 2009) por su mayor contenido en FeOt+MgO y K2O (Figura 9b). Según el diagrama Rb vs. Y+Nb (Pearce et al., 1984) las rocas del CID grafican en el campo de las rocas de arco volcánico (VAG) con una leve tendencia al campo de granitoides de intraplaca (WPG) (Figura 9d).

Las granodioritas, tonalitas y monzogranitos son peraluminosas (compatible con magmas tipo S) con índices de saturación ASI >1 (1.02–1.45) mientras que las rocas dioríticas y diques básicos (magmas tipo I) corresponden al campo metaluminoso (0.76–0.69) evidenciando un enriquecimiento en componente anortítico en las plagioclasas (>% CaO) (Figura 9e). De modo similar a la Figura 9c, el CID y CEO definen una tendencia continua.

Diagramas de variación de elementos mayores y traza

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

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

Figura 8.

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

Con la finalidad de determinar la edad de cristalización del CID, fueron estudiados circones de una muestra de tonalita (SD-12-07 fase

Tabla 1 (cont).

Oxidos mayoritarios en % en peso. Fe total como FeOt1. *Analisis de rocas del complejo intrusivo Diablillos tomado de Becchio et al. (2000, 1999b).

El CID representa una de las localidades clave para entender la petrogénesis y evolución del magmatismo del borde oriental de la Puna Austral. El CID representa la evidencia más notable del vínculo existente entre magmatismo máfico y granítico. A continuación, se discuten los probables procesos petrológicos involucrados en la génesis de los diferentes tipos de rocas que constituyen el CID y su implicancia en la evolución del arco magmático Famatiniano.

Figura 9.

(Damm et al., 1994; Coira et al., 1999; 2009a; 2009b; Becchio et al., 1999a, 1999b; Becchio, 2000; Kirschbaum et al., 2006; Viramonte et al., 2007), leucogranitos, trondjhemitas y leucosomas de Cordillera Oriental (Sola et al., 2013), metasedimentitas de la Formación Puncoviscana (Becchio, 2000; Do Campo y Guevara, 2005; Zimmermann, 2005; Sola et al., 2013; Becchio et al., 1999b) rocas ígneas y metamórficas de Valle Fértil (Otamendi et al., 2009, 2010, 2012; Tibaldi et al., 2009; Castro et al., 2014) y vidrios experimentales a partir de protolitos equivalentes a la Formación Puncoviscana de Patiño Douce y Harris (1998) en condiciones de 6 a 8 kbar. a) Diagrama AFM. b) Diagrama SiO2 vs. K2O. c) Diagrama multicatiónico a-b. La flecha punteada indica continuidad entre las rocas del CID y CEO. d) Diagrama de clasificación Y+Nb vs. Rb (ppm). Las rocas del CID se grafican en el campo de los granitos de arco (VAG) con una leve tendencia al campo de granitos de intraplaca (WPG). e) Diagrama ASI vs. A/NK (Shand, 1943); La flecha punteada indica nuevamente la continuidad composicional entre las rocas del CID y del complejo eruptivo Oire (CEO).

El magmatismo básico en el ámbito de la Puna tuvo lugar durante el Ediacarano tardío-Ordovícico medio (Zimmermann et al., 2014; Coira et al., 2009b; Kleine et al., 2004) en un ambiente de arco a trasarco (Bahlburg y Hervé, 1997; Coira et al., 1999, 2009a; Fernández et al., 2008) con regímenes extensionales (Tremadociano-Arenigiano temprano) y compresivos (Arenigiano-Llanvirniano) relacionado al borde convergente de Gondwana durante el Paleozoico inferior (Hongn y Mon, 1999; Coira et al., 1999; Bahlburg y Hervé, 1997; Lucassen et al., 2000). Por otro lado, el Arenigiano representa un periodo de transición con regiones donde actúan regímenes contraccionales y extensionales (Bahlburg, 1990; Coira et al., 2009a). Durante el Arenigiano-Llanvirniano, el régimen tectónico estuvo dominado por esfuerzos compresivos con variado componente de rumbo (Coira et

Tabla 2. Tabla 2. Edades de cristalizacion. U/Pb en zircones (LA-ICP-MS).

al., 1999; Hongn y Riller, 2007) que controlaron el emplazamiento del magmatismo bimodal de origen crustal dominante (Viramonte et al., 2007; Coira et al., 2009a, Hongn y Riller, 2007). El magmatismo máfico registrados en el ámbito de la Puna, en términos volumétricos, es escaso (<5%) con respecto al magmatismo silíceo que constituye intrusivos de dimensión batolítica. Los datos geoquímicos e isotópicos de rocas máficas apuntan a un origen juvenil con variados grados de mezcla con materiales corticales (Coira et al., 1999, 2009a; Becchio et al., 1999a; Viramonte et al., 2007; Kleine et al., 2004; Zimmermann et al., 2014).

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

Figura 12

Se comparan con edades 206Pb/238U de circones magmáticos del complejo intrusivo Diablillos (CID), rango de edades de cristalización del batolito de Tastil (Hongn et al., 2010 y referencias allí), complejo eruptivo Oire (CEO) y magmatismo máfico de la Puna.

El origen del magmatismo silíceo ordovícico del borde oriental de la Puna y Cordillera oriental, ha sido vinculado a procesos de fusión parcial de una corteza fértil (Becchio et al., 1999b; Lucassen et al., 2000; Fernández et al., 2008; Becchio et al., 2011; Sola et al., 2013). El proceso de fusión parcial habría ocurrido en un largo lapso de tiempo, acotado entre aproximadamente 530 y 440 Ma (Lork y Bahlburg, 1993; Becchio et al., 1999a.; Viramonte et al., 2007; Bahlburg et al., 2014 entre otros) en condiciones de alta temperatura y baja a mediana presión (Lucassen et al., 2000; Lucassen y Becchio, 2003). Las secuencias metasedimentarias en facies de anfibolitas y localmente en facies de granulitas (p.ej., Lucassen et al., 2011) en la zona de Hombre Muerto y quebrada de Diablillos, podrían representar las fuentes potenciales de generación continúa de grandes volúmenes de magmas anatécticos durante el Paleozoico inferior (picos de 530–500 Ma y 470–420 Ma, Damm et al., 1990; Lucassen et al., 2000; Lucassen et al., 2011). Los magmas anatécticos generados en estas condiciones, representarían los miembros peraluminosos más evolucionados del CID y el magmatismo asociado al CEO. Las edades de circones heredados en las facies híbridas del CID (>550 Ma, Tabla 2) y CEO (Figura 12), soporta esta idea. Por otro lado, la anatexis masiva de corteza media-inferior necesaria para la construcción de batolitos peraluminosos (CEO), requiere un aporte de calor (anomalía térmica, Lucassen et al., 2000) que actúe en grandes regiones con secuencias metasedimentarias fértiles. En la zona el Valle Fértil, este escenario es claramente visible donde grandes volúmenes de magmas derivados del manto (p.ej., Otamendi et al., 2012) intrusionan una corteza mixta. El aporte continuo de magmas máficos promueven la fusión parcial y participan en los procesos de diferenciación magmática (mezcla), generando magmas principalmente de composición intermedia. Sin embargo, los datos (propios y de la bibliografía) del magmatismo paleozoico inferior del borde oriental de la Puna Austral y Cordillera Oriental, indican que los magmas derivados de la corteza, en términos isotópicos, poseen escasa participación de materiales juveniles (p.ej., Viramonte et al. 2007). En este sentido, los magmas intermedios con evidencias de mezcla de magmas (relaciones de campo y petrográficos) del CID bien podrían representar el nexo entre los

Figura 13.

Se grafican las composiciones del complejo intrusivo Diablillos (CID) en comparación con rocas ígneas de distintas localidades y sus respectivas edades. El CID se compara con granitoides, vulcanitas y rocas básicas del borde oriental de la Puna (CEO); leucogranitos, trondjhemitas y leucosomas de Cordillera Oriental; rocas del complejo ígneo y metamórfico de Valle Fértil. Las composiciones de las rocas del CID, CEO y rocas de origen cortical del Cordillera Oriental definen un arreglo hiperbólico continuo. Fuente de los datos en la Figura 9.

La Figura 14 representa un diagrama pseudoternario (Castro, 2013) F–An–Or (F=FeO+MgO+MnO; An=anortita; Or=ortoclasa) basado en datos experimentales que permite identificar líneas de evolución cotécticas (de baja y alta presión) y no-cotécticas que definen las series de rocas calco-alcalinas. Las tendencias lineales cotécticas de evolución de los magmas, representan puntos en los que una masa fundida está en equilibrio químico y termodinámico con un conjunto particular de minerales. Si los magmas son producidos por el fraccionamiento desde un magma máfico parental, seguirá patrones cotécticos. Las tendencias que se producen por arrastre y asimilación de material restítico variable de la fuente o cualquier otro tipo de separación mecánica de líquidos y cristales, producirá patrones no cotécticos en el diagrama F-An-Or (Castro, 2013). La tendencia de la serie de Valle Fértil, es similar a la tendencia cotéctica de baja presión, típicas de batolitos calco-alcalinos cordilleranos de margen continental activo (Castro, 2013, Castro et al., 2014) con un leve patrón de asimilación (A=asimilación en Figura 14) en composiciones intermedias. El CID, en términos composicionales, define un patrón no-cotéctico con miembros graníticos tendientes

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

hacia el dominio de leucosomas de Cordillera Oriental y fundidos experimentales (vértice Or). Un grupo menor de granitoides definen patrones de asimilación de roca de caja (A). Las rocas del CEO muestra un patrón continuo desde granodioritas a leucogranitos (Or), sin embargo, se observa una discontinuidad marcada en la zona que definen los términos intermedios entre las facies máficas con magmas más evolucionados. Es necesario destacar que las rocas del CID y CEO, en su conjunto, definen un patrón continuo no-cotéctico marcado desde dioritas hasta leucogranitos. La tendencia definida por estos complejos se solapan con el campo composicional de la Formación Puncoviscana con una leve tendencia de los magmas silíceos hacia el vértice F debido a los altos contenidos en FeOt+MgO. Una posible explicación para este patrón estaría relacionada con la asimilación de rocas de caja (p.ej., Clemens y Stevens, 2012) o bien por procesos mezcla de magmas. La asimilación de roca de caja no se sustenta con las observaciones de campo, sin embargo, es probable que hayan experimentado asimilación durante el ascenso de los magmas a niveles superiores (p.ej., Beard et al., 2005). El CID ofrece excelentes afloramientos donde se observa que el mecanismo principal de diferenciación magmática de la serie diorita-monzogranito fue por mezcla de magmas entre miembros máficos juveniles y componentes graníticos. Los magmas más evolucionados del CID y CEO tienen altos contenidos de FeOt, MgO, y CaO comparados con leucogranitos (Sola et al., 2013) de Cordillera Oriental (Figuras 9c y 13) y fundidos experimentales a partir de materiales de composición similar a la Formación Puncoviscana (Patiño Douce y Harris, 1998; 6–8 Kbars). Por otro lado, los fundidos generados a partir de fusión de migmatitas máficas de Valle Fértil están empobrecidos en K2O (leucotonalita). Estas características geoquímicas particulares de la rocas del CID y CEO, excluiría un origen simple por fusión parcial o cristalización fraccionada (sistema cerrado) a partir de un magma parental (Figura 14).

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

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

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

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

Se define el complejo intrusivo Diablillos (CID) compuesto por facies de diques básicos, dioritas anfibólicas, tonalitas y granodioritas biotíticas y finalmente monzogranitos biotíticos. La edad tentativa de cristalización de una muestra de roca híbrida (tonalita) es de 501±17 Ma. Probablemente, la edad obtenida para el magmatismo correspondería a una edad máxima, ya que, si se descartara la influencia de los datos correspondientes a los núcleos heredados, podría resultar de edad más joven. Las evidencias de campo y petrográficas tales como presencia de enclaves microgranulares máficos (EMM), diques sin-magmáticos desmembrados, xenocristales (feldespato potásico redondeado, cuarzo ocelli, plagioclasa manteada entre otros) en las distintas facies del CID indican interacción entre magmas de composicion geoquímica contrastadas del tipo mixing. La facies de tonalita y granodiorita representan fases hibridas (mixing). Por otro lado, la presencia de cuerpos dioríticos desmembrados (diques sin-magmáticos) en la fases hibridas, sugieren una continuidad en el proceso de mingling. El proceso de hibridación no ocurrió en el nivel de emplazamiento final, probablemente tuvo lugar en niveles inferiores de la corteza mientras que el mingling ocurre en una cámara magmática ya establecida debido a pulsos constantes de magma básico. La presencia de texturas de mezcla (cuarzo ocelli, plagioclasa manteada, xenocristales de feldespato potásico) en muestras de diorita y monzogranito (plagioclasa zonada), indican que los magmas extremos del CID ya estaban contaminados. El magmatismo del CID podría derivar de una fuente mixta, donde los magmas de origen corticales interactúan y contaminan a magmas máficos juveniles.

El CID es producto de una evolución compleja multi-episódica en un sistema abierto en donde actúan principalmente procesos de mezcla de magmas, acompañados probablemente por cristalización fraccionada y asimilación de roca de caja.

De acuerdo con las edades y afinidades geoquímicas del CID y CEO (p.ej., en conjunto definen líneas de evolución no-cotécticas), se propone al proceso de mezcla de magmas como mecanismo de diferenciación magmática para el magmatismo Paleozoico inferior del borde oriental de la Puna. Este mecanismo es extrapolable a una extensa región en donde ocurre la faja magmática de la Puna oriental por más de 600 km en sentido norte-sur. Los niveles de emplazamiento de estos magmas tienen lugar en niveles medios a superiores de la corteza en comparación al magmatismo de Valle Fértil.