Con el objeto de la realización de análisis isotópicos y geoquímicos se tomaron muestras del Sienogranito Chacharramendi en la proximidad al poblado homónimo de la provincia de La Pampa (-37.32143 S / -65.71778 O), donde este cuerpo plutónico aflora muy someramente, y hay una cantera inactiva. Con anterioridad al presente estudio, esta unidad contaba con dos edades triásicas superiores obtenidas por Linares et al. (1980): K-Ar 207 ± 10 Ma, y Rb-Sr 213 ± 10 Ma.

Se trata de un leucosienogranito rosado, fresco, de textura granosa hipidiomórfica, grano mediano y con algunos cristales mayores de hasta 10 mm de feldespato potásico. Está constituido por feldespato potásico, plagioclasa (oligoclasa media), cuarzo y escasa biotita. Las relaciones geológicas de campo de este cuerpo resultan inciertas debido a que la cobertura sedimentaria moderna impide ver sus límites y contactos.

Figura 1

* (un asterisco) sanidina pérmica en toba andesítica eocena de la Formación Gran Salitral (Ar-Ar en sanidina, Melchor, 2002);

** (dos asteriscos) Sienita Estancia El Trabajo (K-Ar en anfíbol, Lagorio et al., 2008); Sienogranito Chacharramendi y Riolita Lihue Calel (U-Pb SHRIMP en circones, este trabajo).

Asimismo, se tomó una muestra de la Riolita Lihue Calel en la sierra homónima de la provincia de La Pampa (-38.02222 S / -65.58916 O) con el objeto de obtener una confirmación de su edad por el método U-Pb SHRIMP en circones, y de establecerse la composición isotópica de Hf de los circones datados. Linares et al. (1980) dataron rocas en esta localidad, obteniendo una edad 238 ± 5 Ma (Rb-Sr isócrona en roca total), y una edad 235 ± 5 Ma (K-Ar), en tanto que Rapela et al. (1996) establecieron una edad de 240 ± 2 Ma (Rb-Sr isócrona en roca total).

La Riolita Lihue Calel consiste en una espesa sucesión de ca. 1800 m de ignimbritas con abundante cantidad de fenocristales, lavas y brechas en menor proporción, que cuenta con estudios petrológicos y geoquímicos (p. ej., Sruoga y Llambías 1992, Llambías 1973).

Las rocas (muestras MG88 y GA119) fueron trituradas, pulverizadas, tamizadas a malla 60, y lavadas para remover las fracciones arcilla y limo. El material restante, correspondiente a arena fina y muy fina, fue secado y procesado por dos líquidos pesados: LST (politungstato de litio, densidad 2.82) y TBE (tetrabromoetano, densidad 2.98). Los concentrados de minerales pesados fueron separados en cuatro fracciones usando un separador magnético Frantz®. Usando una inclinación lateral de 5° y una corriente de 1 Ampere, los granos de circón fueron recogidos de la fracción menos magnética (y titanita de la fracción más magnética). Los granos luego fueron montados en discos de epoxy de 2,5 cm de diámetro junto con los estándares analíticos. Los montajes se pulieron y recubrieron con carbono para formación de imágenes usando un microscopio electrónico de barrido TESCANVEGA3 en el Centro de Microscopía, Caracterización y Microanálisis de la Universidad de Australia Occidental (Perth). El revestimiento de carbono fue removido y reemplazado por un recubrimiento en oro para proceder a los análisis U-Pb SHRIMP. Los análisis de U-Pb mediante microsonda iónica de alta resolución y sensibilidad (SHRIMP fueron llevados a cabo en la Universidad Curtin (Perth) en cuatro sesiones usando un tamaño de spot analítico circular de 20 a 25 μm de diámetro. Para varios granos metamícticos, el tamaño del spot analítico fue reducido a 10 o 15 μm.

Los análisis individuales están compuestos por nueve mediciones para circón (196Zr.O, 204Pb, background, 206Pb, 207Pb, 208Pb, 238U, 248ThO, 254UO), repetidas en cinco escaneos. Para identificar la posición del pico de masa 204Pb se utilizaron los estándares de circón D23 y vidrio NBS611, en tanto que la calibración del contenido de U y el cociente Pb/U se hicieron utilizando el estándar de circón BR266 (559 Ma, 903 ppm U; Stern, 2001). Los datos fueron reducidos utilizando el programa SQUID© 1.03 (Ludwig, 2001), y las edades se calcularon usando el programa Isoplot© 3.0 (Ludwig, 2003). Las edades presentadas son edades de concordia 206Pb/238U con incertidumbre expresada como 2σ, mientras que en los análisis individuales está expresada como 1σ” (Tabla 1).

Se presentan los resultados del Sienogranito Chacharramendi y la Riolita Lihue Calel (Tabla 1).

Sienogranito Chacharramendi (MG88): Pérmico superior (Lopingiano)

Se analizaron ocho cristales de circón, pero sólo seis se usaron para el cálculo de la edad. Los análisis de los granos 12-1 y 16-1 son altamente discordantes (52% y 67%). Los circones son magmáticos, con un contenido promedio de U de 531 ppm, y promedio Th/U de 1.15. Un ejemplo de circón datado se ve en Figura 2a (grano elongado, datado 254 ± 3 Ma). Todos los granos tienen edades con el mismo rango de precisión, agrupándose en la edad 206Pb/238U versus 207Pb/206Pb de 254.73 ± 1.3 Ma (MSWD = 0.31; 2σ) (concordia inversa o Tera-Wasserburg, Figura 2b).

Tabla 1

Todos los cocientes y edades están corregidos por plomo común usando la cantidad medida de 204Pb. Edades 207Pb/206Pb negativas y discordancia mayor que 100% (marcada con *) son datos espurios derivados de contenido de 207Pb extremadamente bajo (>0.25ppm).

Los análisis isotópicos de Lu-Hf en circones se llevaron a cabo en el GEMOC (Geochemical Evolution and Metallogeny of Continents, Macquarie University, Sydney) utilizando una microsonda de ablación laser marca New Wave/Merchantek UP213, acoplada a un espectrómetro de masas de tipo multicolector con plasma de acoplamiento inductivo marca Nu Plasma (Multi-Collector Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry, MC-ICP-MS). Las condiciones de funcionamiento incluyen un haz de ± 55 µm de diámetro, frecuencia de repetición de 5 Hz, con una energía de ~0.4–0.8 mJ. Los tiempos de ablación fueron de 100–120 segundos, resultando en hoyos de 40–60 µm de profundidad. La interferencia isobárica de 176Yb en 176Hf fue corregida midiendo el isótopo 172Yb libre de interferencia, y luego usando el cociente 176Yb/172Yb para calcular la intensidad del 176Yb libre de interferencia. El valor apropiado de 176Yb/172Yb fue determinado analizando el stardard de Hf JMC475 (Wiedenbeck et al., 1995), al cual se fueron adicionando sucesivamente varias cantidades de Yb. Debido a que la relación 176Lu/177Hf en circón es extremadamente baja (normalmente <0.002), la interferencia isobárica de 176Lu en 176Hf es despreciable (Iizuka and Hirata, 2005). El material de referencia de circón Mud Tank (MT), que tiene un cociente promedio de 176Hf/177Hf de 0.282522±42 (2σ) (Griffin et al., 2007), fue utilizado para medir la precisión de los resultados. El MT analizado en este estudio estuvo dentro del rango reportado previamente (0.282531±40; n=14). El standard de circón Temora-2 también fue utilizado para monitorear la eficiencia de la corrección de Yb. El promedio medido de 176Hf/177Hf de Temora2 para este estudio es 0.282679±19 (n=3), el cual está dentro del rango de valores previamente reportados (0.282687±24; Hawkesworth y Kemp, 2006). Temora-2 tiene cocientes 176Yb/177Hf típicos de alrededor de 0.04, apenas más altos que los cocientes de 176Yb/177Hf promedio en este estudio (0.034). Mayores detalles de las técnicas analíticas, precisión y exactitud son descriptos por Griffin et al. (2000, 2004).

Figura 3 Figura 3 Resultados de la datación U-Pb SHRIMP en circones de la Riolita Lihue Calel (muestra GA119). a) Imagen de electrones retrodifundidos de uno de los circones analizados; b) Diagrama de concordia inversa (207Pb/206Pb vs. 206Pb/238U) para circones magmáticos de la muestra analizada; la edad de concordia inversa es 239.3 ± 1.5 Ma (la edad promedio es 239.0 ± 1.9 Ma).

Los valores iniciales de ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf fueron calculados utilizando cocientes medidos de ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf, con una incertidumbre típica en análisis individuales de ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf de 1–2% (2σ). Tal error refleja tanto los errores analíticos como la variación intragrano de Lu/Hf típicamente observada en circones. Para el cálculo de los valores ε_Hf se utilizaron la constante de decaimiento de ¹⁷⁶Lu de Scherer et al. (2001) (1.865x10-11) y los valores condríticos (CHUR) de Blichert-Toft y Albarède (1997). Para el cálculo de las edades modelo Hf (._DM) en un paso (“single-stage model ages”) se empleó un modelo de evolución del manto empobrecido calculado a partir de valores actuales de 176Hf/177Hf = 0.28325 (Griffin et al., 2000, 2004). Las edades modelo de Hf (._DM) en un paso (“single-stage model ages”), las cuales son calculadas usando las relaciones 176Hf/177Hf y 176Lu/177Hf medidas en el circón, proporcionan sólo una edad mínima para la fuente del magma del cual el circón ha cristalizado. Por lo tanto, también se ha calculado, para cada circón, una “edad modelo cortical” (._DMC) (edades modelo en dos pasos), la cual asume que la fuente del magma fue producida de una corteza continental promedio con una relación 176Lu/177Hf de 0.015 (Griffin et al., 2000, 2002) que fue originalmente derivada del manto empobrecido.

El cálculo de los valores ε_Hf(t) está basado en edades U-Pb SHRIMP en circones y en los valores condríticos (CHUR) de 176Hf/177Hf=0.282772 y 176Lu/177Hf=0.0332 (Blichert-Toft y Albarède, 1997).

Sienogranito Chacharramendi (MG88)

Se realizaron seis determinaciones de isótopos de Hf en granos datados de circón del Sienogranito Chacharramendi (Tabla 2). Los cocientes ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf de todos los cristales de circón medidos son similares y los datos produjeron valores negativos ε_Hf (promedio -5.68). La edad modelo Lu-Hf de los circones es 1.64 Ga (Figura 4). Esto significa que el sienogranito aquí analizado fue cristalizado a partir de un fundido con importante contribución de corteza statheriana tardía (1.64 Ga). Esa edad modelo también puede ser un promedio de las edades de una corteza compleja con rocas más antiguas y más jóvenes que 1.64 Ga.

Riolita Lihue Calel (GA119)

Se realizaron cuatro determinaciones de isótopos de Hf en granos de circón de la Riolita Lihue Calel. Los cocientes 176Hf/177Hf de todos los cristales de circón medidos son similares y los datos produjeron valores negativos εHf (promedio -5.56; Tabla 2). La edad modelo Lu-Hf promedio de los circones es 1.64 Ga (Figura 5). Esto significa que la riolita aquí analizada fue cristalizada a partir de un fundido con importante contribución de corteza statheriana tardía (1.64 Ga). La coincidencia entre las dos edades modelo de las dos muestras (sienogranito y riolita) indica que es más probable la presencia de una corteza statheriana y que las edades modelo con 1.64 Ga no son el resultado de la fusión de rocas con diferentes edades.

Se ha realizado un estudio y revisión de las unidades magmáticas pérmicas-triásicas de la provincia de La Pampa, Argentina –con continuidad en el sur de las provincias de Mendoza y Buenos Aires– que integran lo que aquí denominamos el Corredor Magmático Intracratónico Pérmico-Triásico de La Pampa (CMPT-LP; Figura 1). Se dan a conocer nuevas edades U-Pb SHRIMP, composición isotópica de Hf en circones y composición química de algunas unidades integrantes del CMPT-LP.

Las nuevas edades aquí presentadas corresponden al Sienogranito Chacharramendi datado por el método U-Pb SHRIMP en circones, el que arrojó una edad de 254.7 ± 1.3 Ma (Pérmico Superior, Lopingiano) y una edad modelo Hf de 1640 Ma con un valor ε_Hf promedio de -5.68. Asimismo, una datación realizada también por el mismo método en circones de la Riolita Lihue Calel arrojó una edad de 239.3 ± 1.5 Ma (Triásico Medio), y una edad modelo Hf de 1640 Ma con un valor ε_Hf promedio de -5.56. Esto indica que las dos unidades datadas fueron cristalizadas, dentro del amplio rango permo-triásico, a partir de un fundido que incorporó corteza de edad statheriana tardía, lo cual también es consistente con la ocurrencia de circones heredados statherianos en la traquiandesita Cerro Centinela (1871 ± 13 Ma; Barrionuevo et al., 2013), del sector noroccidental del CMPT-LP (Figura 1). Tomando también en cuenta la edad modelo Nd de 1483 Ma y valores de ε_Nd de -5.6 obtenidos para el Granito López Lecube (258 ± 2 Ma; Pankhurst et al., 2006) ubicado en el extremo sudoriental del CMPT-LP (Figura 1), este corredor magmático en su conjunto se habría formado a partir de un fundido mantélico que incorporó corteza statheriana tardía-calymmiana.

Nuevos datos geoquímicos aquí aportados, analizados junto con datos geoquímicos previos, denotan la impronta o huella anorogénica –ambiente de intraplaca– del corredor magmático CMPT-LP, destacándose su consistencia con los granitos del tipo A₁ de Eby (1992) debido a la similitud de sus fuentes con aquéllas a partir de las cuales se forman los basaltos de islas oceánicas (Y/Nb <1.2), contrastante con los cocientes Y/Nb >1.2 hasta 5 de los granitoides de las dos fajas orogénicas lindantes del CMPT-LP (véase más abajo), i.e., fajas Sanrafaélica (Arco Choiyoi) y Gondwánides Nordpatagónicos (Figura 6f). La pertenencia de las rocas del CMPT-LP mayoritariamente al tipo de alto potasio también es consistente con su ocurrencia en un ambiente tectónico de intraplaca.

Figura 6 Figura 6 Diagramas de elementos traza y de discriminación de ambientes tectónicos para las rocas del Corredor Magmático Intracratónico Pérmico-Triásico de La Pampa (CMPT-LP). a) Diagrama de elementos de las tierras raras normalizado a OIB (Sun, 1980); b) Diagrama de variación multielemental normalizado alcondrito de Thompson (1982); c) diagrama geotectónico Rb vs. Y+Nb de Pearce et al. (1984); d) Diagrama de discriminación de granitoides de Whalen et al. (1987);e) Diagrama de TiO2 versus SiO2 de Maniar y Piccoli (1989); f) cociente Y/Nb para los campos del CMPT-LP y de los Arcos Choiyoi y Gondwánides. Referencia spara las figuras a-e: Campos de (1) riolitas a partir de Sruoga y Llambías (1992) (riolita Lihuel Calel) y Llambías et al. (2003) (riolita Cerro Colón); (2) granitos apartir de Llambías et al. (2003) (Algarrobo del Aguila y Chacharramendi) y Gregori et al. (2003) (López Lecube); (3) sienitas y traquitas a partir de Gregori et al.(2003) (López Lecube), Dristas et al. (1998) (Puesto Garro); y (4) trondhjemitas a partir de Sato et al. (2000). Referencias para la figura f: datos propios y de Kleiman y Japas (2009), Llambías et al. (2003), Rocher et al. (2015), Sato et al. (2015) y Varela et al. (2015).

Queda claro por lo tanto que (1) los datos isotópicos indican que las fuentes magmáticas del CMPT-LP son predominantemente corticales, si bien datos isotópicos adicionales podrían dar indicios de una mayor heterogeneidad de las fuentes, como ocurre en el magmatismo anorogénico de otras localidades (p. ej., Baldo et al., 2006, 2008), y (2) que los datos geoquímicos del CMPT-LP indican su formación en un ambiente extensional durante el Pérmico tardío-Triásico Medio

El ambiente anorogénico del CMPT-LP contrasta con aquél de la etapa tardía del Grupo Choiyoi propiamente dicho, que si bien también está asociada a extensión pérmico tardía-triásico temprana, ocurre en el contexto orogénico propio del Arco Magmático Choiyoi (p. ej., Rocher et al., 2015). Asimismo, Hervé et al. (2014) han reportado que, durante esta etapa tardía, los equivalentes plutónicos del Grupo Choiyoi en la Cordillera Frontal de Chile tienen derivación mantélica según lo indican datos isotópicos de Hf y O (+2 < ε_Hf<+7, y δ18O = +4‰), por tanto, muy distintos a los datos isotópicos del CMPT-LP, siendo esta discrepancia otro indicio para desvincular el CMPT-LP del Grupo Choiyoi. La Tabla 4 esquematiza la subdivisión del magmatismo pérmico-triásico de La Pampa tal como se sugiere en el presente artículo, en el que se deslindan los productos y procesos asociados a la región cratónica, de aquéllos asociados a la región orogénica.

La gran similitud geoquímica e isotópica que hay entre el Granito López Lecube, ubicado en el extremo sudoriental del CMPT-LP y por lo tanto de indudable localización intracratónica (Figura 1), y el resto del CMP-LP refuerza la asignación de este corredor magmático –aún de su sector más cercano al ámbito orogénico pérmico-triásico del Arco Choiyoi– a un ambiente intracratónico.

Por otra parte, el ambiente cratónico en el que se desarrolló el CMPT-LP es consistente con la ausencia de deformación compresiva –Fase Orogénica San Rafael FOSR (Cisuraliano) ausente– en su roca de caja sedimentaria pérmica inferior, i.e., Formación Carapacha (p. ej., Tomezzoli y Melchor, 2002), según el uso de este término en su sentido restrictivo que abarca los afloramientos de conglomerados y areniscas subhorizontales de las sierras de Carapacha Chica y Gould (véase Chernicoff y Zappettini, 2004 y Chernicoff et al., 2008).

El ambiente estable que tuvo la sedimentación pensilvánicapérmica inferior en la cuenca de Carapacha también es observable en el sector más oriental de la cuenca de San Rafael (Limarino y Spalletti, 2006, Spalletti y Limarino, 2017), adyacente y aproximadamente contemporánea a la primera, por lo que probablemente el conjunto debería considerarse como parte de una cuenca intracratónica cuyo inicio extensional antecedería brevemente al corredor magmático CMPT-LP aquí estudiado.

En contraste, más hacia el noroeste, ya en la región orogénica, el sustrato sedimentario del Grupo Choiyoi propiamente dicho (Formación El Imperial, Pensilvánico-Pérmico muy temprano) fue sujeto a la deformación compresiva que ocasionó la FOSR en el segmento principal de la cuenca de San Rafael.

Este modelo es compatible con la serie de cuencas neopaleozoicas que acompañan el orógeno Gondwanides, incluyendo las cuencas de antepaís Karoo, Hesperides y Claromecó (p. ej., Pángaro et al. 2016, y otros autores allí citados), sedimentación que en el área de la provincia de La Pampa en parte pudo haberse superpuesto con los sedimentos intracratónicos de la cuenca de Carapacha-San Rafael oriental.

Es posible que la orientación ca. NO-SE en la que se desarrolló el corredor magmático CMPT-LP esté relacionada a la dirección del esfuerzo tensional principal, asociado a la subducción pensilvánicapérmica inferior oblicua (.NO-SE) al margen continental (p. ej., Kleiman y Japas, 2009), propagado desde la región orogénica hacia el área cratónica. La orientación NO-SE de los diques bostoníticos aflorantes en el lecho del río Salado en la proximidad de la localidad de Puelches (Figura 1) es consistente con esta dirección de esfuerzo tensional.

Tabla 4 Tabla 4 Subdivisión del magmatismo permo-triásico de La Pampa –región cratónica y región orogénica–, con indicación de los procesos y productos asociados.

Ulteriormente, esta dirección pudo haber actuado como anisotropía condicionante de los desplazamientos transcurrentes oblicuos a las cuencas de rift del Cretácico Inferior ubicadas en el deslinde Pampia-cratón del Río de la Plata (Uliana et al., 1989; Zappettini et al., 2015), como ocurre por ejemplo en las cuencas de General Lavalle y Macachín, particionadas en pequeños depocentros desplazados por fallas transcurrentes con dirección .NO-SE (p. ej., Webster et al., 2004; de Elorriaga, 2010). El CMPT-LP, que es cortado oblicuamente por este rosario submeridianal de cuencas de rift del Cretácico Inferior, puede ser considerado análogo a este último por su carácter intracratónico y extensional.

El CMPT-LP se localiza dentro de un área limitada por dos fajas orogénicas Gondwánicas: la Faja Sanrafaélica por el oeste, y la faja Gondwánides Nordpatagónicos por el sur. Aunque mayormente se considera que hay una evolución transicional entre estas dos fajas (Kleiman y Japas, 2009, Pángaro et al., 2016, entre otros), una revisión de sus contextos tectónicos indica que entre las mismas hay un contraste evolutivo que permite separarlas temporal y espacialmente. A saber:

Faja Sanrafaélica, de carácter acrecional; la subducción asociada a esta Faja de orientación submeridiana ocurrió entre el Pensilvánico (Pennsylvaniano) y el Pérmico inferior (Cisuraliano), con una polaridad hacia el Este (p. ej., Sato et al., 2015). Hacia el norte del Bloque San Rafael, esta Faja continúa en el noroeste argentino y, aún más al norte, hasta el sector central de Perú (véase sección de Magmatismo Gondwánico).

Tradicionalmente, ambas fajas son integradas en la denominación genérica de Gondwánides desde los trabajos pioneros de Keidel (1916) y Du Toit (1927), hasta los más recientes como los de Llambías et al. (2003), Kleiman y Japas (2009), Rocha-Campos et al. (2011), López-Gamundi et al. (2013), Poma et al. (2014), Rocher et al. (2015), Sato et al. (2015), Pángaro et al. (2016), entre otros. Estos trabajos tienen en común que sostienen la existencia de una única faja orogénica paleozoica superior –los Gondwánides–, de la que en esta sección sólo nos ocupamos del segmento que abarca las Fajas Sanrafaélica y de los Gondwánides Nordpatagónicos.

Consideramos que la diferencia que hay entre los estadios evolutivos de estas dos últimas fajas Gondwánicas –p. ej., claramente contrastaste durante el período Guadalupiano a Lopingiano/Triásico Inferior– podría no ser el resultado de un progresivo diacronismo a lo largo de una faja continua –p. ej., Kleiman y Japas (2009): “magmatismo y deformación progresivamente más jóvenes hacia el sudeste, desde la Faja Sanrafaélica hasta los Gondwánides Norpatagónicos”–, sino de una discontinuidad o quiebre espacio-temporal entre estas dos fajas Gondwánicas, discontinuidad que se localiza en la región central, anorogénica, de la provincia de La Pampa, Argentina, que nos ocupa en este trabajo, y que se muestra en la Figura 1.

Sucintamente, el contraste evolutivo en el período Guadalupiano a Lopingiano/Triásico Inferior se evidencia, por ejemplo, en que

mientras en la Faja Sanrafaélica (o Arco Magmático Choiyoi) aún continuaba la subducción de la placa paleopacífica bajo el margen continental Gondwánico (p. ej., Charrier et al., 2014 y referencias allí citadas), el retroarco Choiyoi era sometido a extensión (p. ej., Rocher et al., 2015);

Por lo antedicho, el contraste evolutivo entre la Faja Sanrafaélica y la Faja Gondwánides Nordpatagónicos no parece poder ser explicado satisfactoriamente por rotación a escala subcontinental, como ha sido propuesto previamente (p. ej., Kleiman y Japas, 2009).