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UNIVERSIDADE DE BRASÍLIA
INTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
“CRONOLOGIA E ORIGEM DO MAGMATISMO E METAMORFISMO
NA BORDA ORIENTAL DA PUNA AUSTRAL -NW DA ARGENTINA”
TESE DE MESTRADO
POR: JOSÉ MARÍA VIRAMONTE
BANCA EXAMINADORA: Orientador: Prof. Dr. Marcio M. Pimentel (UnB/IG)
Examinador Interno: Prof. Dr. José Affonso Brod (UnB/IG)
Examinador Externo: Miguel Stipp Basei (USP/IG)
2006
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UNIVERSIDADE DE BRASÍLIA
INTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
“CRONOLOGIA E ORIGEM DO MAGMATISMO E METAMORFISMO
NA BORDA ORIENTAL DA PUNA AUSTRAL -NW DA ARGENTINA”
TESE DE MESTRADO
POR: JOSÉ MARÍA VIRAMONTE
BANCA EXAMINADORA: Orientador: Prof. Dr. Marcio M. Pimentel (UnB/IG)
Examinador Interno: Prof. Dr. José Affonso Brod (UnB/IG)
Examinador Externo: Miguel Stipp Basei (USP/IG)
2006
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INDICE GERAL
Índice de Figuras i
Dedicatória ii
Agradecimentos iii
Abstract iv
Resumo v
1.0. Introdução 1
2.0. Objetivos 3
3.0. Metodología geral de trabalho 4
4.0. Localização e vías de acesso 5
5.0. Geologia Regional 6
6.0. Trabalhos anteriores e a evolução do conhecimento das rochas
graníticas e metamórficas da área de estudo 10 7.0.
Geologia Local 11
7.1. Petrografia 17
7.1.1. Unidade Vulcano-Sedimentar 17
7.1.1.1. Riolito protomilonítico 17
7.1.1.2. Filitos 18
7.1.1.3. Metagrauvacas 19
7.1.1.4. Metabasitos 20
7.1.1.5. Metariolitos e metadacitos 20
7.1.1.6. Grauvacas protomiloníticas 22
7.1.2. Unidade Plutônica 23
7.1.2.1. Sienogranitos porfiríticos 23
7.1.2.2. Enclaves 25
7.1.2.3. Sienogranitos equigranulares 26
7.1.2.4. Leucogranitos 27
8.0. Estrutura 29
8.1. Estruturas pré-ordovicianas 29
8.2. Estruturas paleozóicas 29
8.3. Estruturas cenozóicas 33
9.0. Geoquímica 34
10.0 Geocronologia 45
10.1 Dados U-Pb 46
10.2 Dados isotópicos de Nd e Sr 49
11.0. Discussão 52
12.0. Conclusões 54
13.0. Referências Bibliográficas 56
Apendice I.
-Procedimentos Analíticos 61
Apêndice II.
-Carta de aceitação do Journal of South American Earth Sciences 63
INDICE DE FIGURAS
-Figura 1. Distribuição das diferentes províncias geológicas do Noroeste Argentino 3
-Figura 2. Mapa de localização e vias de acesso 6
-Figura 3. Mapa regional da região Puna Argentina 9
-Figura 4. A)Vista panorâmica a sudeste do Filo de Oire Grande e Quebrada do Oculto.
B) Vista panorâmica a nordeste da Serrania de Ochaqui e Cerro Morro. 11
-Figura 5. Mapa geológico e perfil geológico na área da Quebrada do Oculto e Filo de
Oire Grande 12
-Figura 6. Mapa geológico na área da Serrania de Ochaqui e Cerro Morro 13
-Figura 7. Vista a sul da Quebrada do Oculto 14
-Figura 8. Contato entre os filitos e as metagrauvacas 15
-Figura 9. A) Interação entre o metariolito e os filitos. B) Detalhe do contato
C) Fragmento angulosos do metariolito 15
-Figura 10. Contato entre o Sienogranito equigranular e a Unidade Vulcano-
sedimentar. Setor leste da Quebrado do Oculto 16
-Figura 11. Contato entre o Sienogranito equigranular e o Sienogranito porfirítico.
Setor da Quebrada do Posto 16
-Figura 12. Contato entre o Leucogranito e a Unidade Vulcano-sedimentar.
Setor leste da Quebrado do Oculto 17
-Figura 13. Contato entre o Leucogranito e o Sienogranito porfiritico. Setor da Serrania
de Ochaqui. Note-se os agregados de turmalina 17
-Figura 14. Fotomicrografia. (Nicois X x 4).Riolito protomilonítico. 18
-Figura 15. Fotomicrografia. (Nicois X x 4). Riolito protomilonítico. Feldspato
potássico relicto (FK) hipidiomorfo 18
-Figura 16. A) Afloramento de Filitos acetinados com foliação penetrativa. B)
Fotomicrografía, (Nicois // x 10). 19
-Figura 17. A) Afloramento das metagrauvacas. B) Fotomicrografía, (Nicois X x 4).
Observa-se a textura sedimentar reliquiar com pouca deformação 19
-Figura 18. A-A´) Metabasitos intercalados nos filitos. B) Fotomicrografía,
(Nicois X x 4). 20
-Figura 19. Afloramentos de A) Metadacitos e B) Metariolitos. 21
-Figura 20. A) Fotomicrografía, (Nicois X x 10). Metadacito B) Fotomicrografía, 21
(Nicois X x 10). Metadacito C) Fotomicrografía, (Nicois X x 4).
Metariolito
-Figura 21. Grauvaca protomilonítica de aspecto placoso 22
-Figura 22. A) Fotomicrografía, (Nicois X x10). Grauvaca protomilonítica. B)
Fotomicrografía, (Nicois X x4) Grauvaca protomilonítica 23
-Figura 23. A e B) Sienogranito porfirítico com megacristais de feldspato potássico
idiomórficos de até 7 cm 24
-Figura 24. Grandes enclaves arredondados no sienogranito porfirítico 24
-Figura 25. Fotomicrografías, (Nicois X x10). Sienogranito porfirítico 25
-Figura 26. Grandes enclaves com fenocristais de feldspato potássico do sienogranito
Porfirítico 26
-Figura 27. Sienogranito equigranular 26
-Figura 28. Fotomicrografía, (Nicois X x 4) Desenvolvimento de textura gráfica no
Sienogranito equigranular 26
-Figura 29. Fotomicrografías, (Nicois // x 4). Leucogranito. Granada (Grt) com
diferentes formas e tamanhos 27
-Figura 30. Fotomicrografias, (Nicois X x 4). Leucogranito. Texturas microgranofíricas 28
-Figura 31. Diagrama de Streckesien (1976), QAP 28
-Figura 32. Mapa das principais estruturas da região de estudo. Perfil correlacionando
o Filo de Copalayo, a Quebrada do Oculto e o Filo de Oire grande 31
-Figura 33. Rede de Schmidt plotando polos da: a) foliação na borda ocidental da
Quebrada do Oculto, b) na borda oriental da Quebrada do Oculto 32
-Figura 34. Modelo hipotético do desenvolvimento da deformação na Quebrada do
Oculto 33
-Figura 35. Diagrama TAS (Lê Maitre, 1989) 36
-Figura 36. A) Diagrama de Mullen (1982). B) Diagrama de Miyashiro, (1975) 37
-Figura 37. Diagrama A=Na
2
O+K
2
O; F=Fe
2
O
3
t; M=MgO, (Irvine e Baragar, 1971) 37
-Figura 38. Diagrama Al
2
O
3
/(CaO+Na
2
O+K
2
O) vs. Al
2
O
3
/(Na
2
O+K
2
O), (Shand, 1929) 38
-Figura 39. Diagrama multielementar das rochas básicas normalizadas ao manto
primitivo (Taylor e Mc Lennan, 1985) 38
-Figura 40. Diagrama de elementos terras raras das rochas básicas normalizadas ao
condrito (Sun e Mc Donough, 1989) 39
-Figura 41. Diagramas de variação de óxidos de elementos maiores versus MgO 40
-Figura 42. Diagramas de variação de elementos traços versus MgO 41
-Figura 43. Diagramas multielementares normalizados ao manto primitivo
(Taylor e Mc Lennan, 1985) 42
-Figura 44. Diagrama de elementos de terras raras normalizadas ao condrito
(Sun e Mc Donough, 1989) 43
-Figura 45. Diagrama de elementos de terras raras normalizadas à média
da crosta continental (Rudnick e Gao, 2003) 44
-Figura 46. Diagrama de elementos terras raras normalizadas à amostra do
sienogranito porfirítico OCH-1 45
-Figura 47. Diagramas de concordia U-Pb ID-TIMS 48
-Figura 48. Diagrama ε
Nd
versus Tempo 51
-Figura 49. Diagrama de composições isotópicas de Sr e Nd 52
-Figura 50. Possivel modelo evolutivo da Puna Austral 53
AGRADECIMENTOS
São várias as pessoas às quais quero expressar meu agradecimento.
Ao meu orientador o Prof. Marcio Pimentel por todo o apoio e ajuda neste trabalho e na vida
em Brasília porque sem ele nada teria sido feito.
Ao Dr. Raúl Becchio da Universidade Nacional de Salta, pelo apoio no campo e discussões
sobre as rochas de estudo.
Ao pessoal do Laboratório de Geocronologia, Bárbara, Jorge, Sandrine, Sérgio, Giana e Osmar
pelo incansável apoio para fazer as analises e a amizade. Também quero agradecer ao
Professor José Affonso Brod e a Elisa pela ajuda com as analises químicas no Laboratório de
Geoquímica. Muito obrigado por tudo!!.
Ao Instituto GEONORTE da Universidade Nacional de Salta e a Ricardo Pereyra, Alejandro
Nieva, Ricardo Dominguez e Cristian Tenembaum do Laboratório de Geoquímica de Salta.
Ao pessoal da pós-graduação pela sua amizade e porque me fizeram sentir como em casa. (Não
coloco os nomes um por um porque são muitos os amigos da pós e posso esquecer de alguém)
Quero agradecer especialmente aos Professores Affonso Brod, Elton Dantas, Nilson Botelho,
Oswaldo de Araújo Filho e Claudinei Gouveia de Oliveira pela ajuda em todo momento que eu
precisei e boas discussões sobre o tema de estudo.
Aos meus amigos Argentinos (Mariana, Tomas, César e Caro) e Colombianos (Hernan,
Glorita, Glorita Cadavid, Carol e Guy) pela amizade e acompanhamento de tantos dias em
Brasília.
Um eterno agradecimento a Lourdes pelo apoio, o mais importante, e tranqüilidade em todo
momento. Por ser minha companheira e estar a meu lado sempre.
Quero agradecer a meu pai por tudo. Muito obrigado!!!
ABSTRACT
New field, petrological, geochemical and geochronological data (U-Pb and Sm-Nd) for
Ordovician rock units in the southeastern Puna, NW Argentina, allowed to recognize two
lithostratigraphic units in the eastern-northeastern border of salar Centenario: (i) a bimodal
volcano-sedimentary sequence affected by low grade metamorphism, comprising
metasediments associated with basic and felsic metavolcanic rocks, dated at 485 ± 5 Ma., and
(ii) a plutonic unit composed of syenogranites to quartz-rich leucogranites with U-Pb zircon
ages between 462 ± 7 and 475 ± 5 Ma. Felsic metavolcanic and plutonic rocks are
peraluminous and show similar geochemical differentiation trends. They have initial
87
Sr/
86
Sr
ratios of 0.7089-07349, ε
Nd
(T) values ranging from – 3.2 to – 7.5 and T
DM
model ages between
1.54 Ga. and 1.78 Ga., which suggest a derivation of the original magmas from older (Meso-
Paleoproterozoic) continental crust. Mafic rocks show flattened REE patterns, initial
87
Sr/
86
Sr
ratios of 0.7067 and ε
Nd
(T) ranging from + 2.3 to + 2.5, which suggests a mixture between a
depleted and enriched sources resulting in a T-MORB signature. The data presented here,
combined with those in the literature, suggest that an underplating of mafic magmas took place
at the base of the lower crust, which caused first ensialic extension in retroarc position, a
termic anomaly that triggered the partial melting of the middle crust with the generation of
felsic magmas and regional metamorphism. Also, our data suggest that the Ordovician
magmatism mainly recycles the pre-existing crust with minor addition of juvenile mantle-
derived material.
RESUMO
A partir de novos estudos de campo, petrológicos, geoquímicos e dados
geocronológicos (U-Pb e Sm-Nd) de unidades ordovicianas do sudeste da Puna, Noroeste
Argentino, se reconheceram duas unidades litoestratigráficas: (i) uma seqüência vulcano-
sedimentar bimodal afetada por metamorfismo de baixo grau, composta de metasedimentos
asociados a rochas metavulcânicas félsicas e máficas com idades de 485 ± 5 Ma. e (ii) uma
unidade plutônica integrada por sienogranitos a leucogranitos ricos em quartzo com idades U-
Pb em zircões e monazita de 462 ± 7 e 475 ± 3 Ma. As rochas metavulcânicas félsicas e
plutônicas são peraluminosas e apresentam “trends” de diferenciação geoquímica similares.
Apresentam razões inicias de
87
Sr/
86
Sr de 0.7089-07349, valores ε
Nd
(T) entre – 3.2 e – 7.5 e
idades modelo T
DM
entre 1.54 Ga. e 1.78 Ga. sugerindo que os magmas originais poderiam
derivar de uma crosta continental antiga (Meso-Paleoproterozoica). As rochas máficas
apresentam padrões de ETR horizontalizados, razões inicias de
87
Sr/
86
Sr de 0.7067 e valores
de ε
Nd
(T) entre + 2.3 e +2.5 o que sugere mistura de uma fonte empobrecida e uma outra fonte
enriquecida resultando em uma signatura T-MORB. Os dados apresentados nesse trabalho,
combinados com os da literatura, sugerem que um processo de “underplating” de magmas
máficos teve lugar na base da crosta continental, o que causou uma extensão no retroarco e
uma anomalia térmica importante que gera a fusão parcial da crosta média desenvolvendo
magmatismo félsico e metamorfismo regional. Nossos dados sugerem que o evento
Ordoviciano recicla principalmente crosta preexistente com menor adição de material
mantélico jóvem.
1
1. INTRODUÇÃO
A Puna Argentina foi definida como província geológica por Turner (1972) e abarca uma
área de aproximadamente 100.000 Km
2
no noroeste do território Argentino, ocupando a parte
ocidental das províncias de Jujuy, Salta e Catamarca (Figura 1). É uma região desértica cuja
paisagem dominante compreende extensas planícies aluviais, salinas e estratovulcões atingindo
altitudes de até 6000 metros. É o segundo platô mais alto do planeta com uma altitude média de
4000 metros acima do nível do mar. Nesta região a crosta continental tem espessura média de
aproximadamente 60 km em função do encurtamento tectônico e soerguimento termal sofrido
durante o Cenozóico, coincidente com o incremento na taxa de convergência das placas e do ângulo
de subducção (Isacks, 1988, James e Sacks, 1999).
A Puna é limitada a oeste pela Cordilheira Ocidental, onde se localiza o atual arco
magmático Andino, e a leste pela Cordilheira Oriental. A norte do paralelo 22°, a Puna se estende
até o Planalto Boliviano e para o sul termina na latitude 27°S, na chamada Cordilheira de San
Buenaventura (Figura 1). A região é dividida em duas subprovíncias geológicas (Puna Setentrional
ou Puna Norte e Puna Austral) através do alinhamento Calama-Olacapato-Toro.
O embasamento Pré-Andino nos Andes Centrais consiste principalmente de rochas ígneas-
metamórficas de idade Proterozóica-Paleozóica. Este embasamento estende-se desde o sul do Peru
(Craton de Arequipa) até o terreno alóctone da Precordilheira, aflorando descontinuamente por sob
a cobertura Mesozóica e Cenozóica. Diferentes autores têm proposto diversos modelos para
explicar a origem do embasamento Pré-Andino, onde dois ciclos orogênicos são reconhecidos: O
ciclo Pampeano (Precambriano Superior-Cambriano inferior) e o ciclo Famatiniano (Cambriano
superior- Siluriano inferior). Alguns modelos envolvem processos de subducção com formação de
arcos magmáticos seguidos de sucessivas colisões de terrenos alóctones ou para-autóctones (peri-
Gondwânicos), (Ramos et al., 1986; Ramos, 1988; Loewy, et al., 2004). Por outro lado, alguns
autores questionam esses modelos colisionais devido à falta de evidências e indicadores deste
processo (Becchio et al., 1999; Bock, et al., 2000; Lucassen, et al., 2000; Buttner, et al., 2005).
Lucassen et al. (2000) propõem para o embasamento dos Andes Centrais uma evolução de um
cinturão móvel onde a distinção entre os ciclos Pampeano e Famatiniano não é possível. Propõem
um único evento, compreendido entre aproximadamente 540 e 410 Ma. O cinturão móvel culmina
com metamorfismo de baixa P/alta T há ca. 520-500 Ma (Ciclo Pampeano), seguido por um longo
regime de alto gradiente termal até o Siluriano (Ciclo Famatiniano).
Unidades geológicas do Paleozóico Inferior têm uma ampla distribuição na província
geológica da Puna, com o predomínio de seqüências sedimentares caracterizadas pela presença de
2
importante registro magmático de idade ordoviciana (Ciclo Famatiniano). Este magmatismo se
distribui ao longo de duas “faixas” de direção N-S conhecidas como, Faixa Eruptiva da Puna
Ocidental (FEPOc) (Palma et al., 1986) e Faixa Eruptiva da Puna Oriental (FEPOr) (Méndez et al.,
1973). Estas faixas representam um dos mais bem expostos registros tectono-magmáticos para a
reconstrução geodinâmica da margem sudoeste de Gondwana durante o Ordoviciano. Os modelos
propostos para a evolução destas faixas diferem na existência ou não de terrenos alóctones na
margem de Gondwana. Esses modelos implicam que: (i) as duas faixas representam terrenos
alóctones acrecionados à margem sudoeste de Gondwana com subducção para leste (Coira et al.,
1982; Allmendinger et al., 1983; Dalziel e Forsythe, 1985; Ramos et al., 1986; Conti et al., 1996)
(ii) a faixa oriental seria produto de extensão ensiálica desenvolvida entre o craton Arequipa-
Antofalla a oeste e a plataforma Brasileira a leste (Aceñolaza e Toselli, 1984), (iii) uma margem
continental de longa vida com subducção, que gera as duas faixas magmáticas e metamorfismo em
um ambiente de cinturão móvel (Lucassen et al., 2000), (iv) em um estágio inicial de vulcanismo de
arco e retro-arco, a faixa ocidental se desenvolve durante o Cambriano tardio – Arenigiano. Em
seguida, em um estágio intermediário (Arenigiano-Llanvirniano), desenvolve-se a faixa oriental,
caracterizada por regime convergente oblíquo de subducção na Puna sul e de transcorrência na
Puna norte. Finalmente, em um estágio tardio de compressão, produto da Orogenia Ocloyica ~
Tacónica (Llanvirniano tardio- Caradociano), ocorre o fechamento de bacias, deformação, fim do
vulcanismo no nordeste e alojamento de plutons de origem colisional na faixa ocidental (Coira et
al., 1999; modelo tectônico do magmatismo Ordoviciano proposto principalmente para a região da
Puna Norte).
No presente trabalho são apresentados dados petrológicos, geoquímicos, geocronológicos e
isotópicos das rochas metavulcânicas e graníticas da Faixa Eruptiva da Puna Oriental pertencentes
ao ciclo Famatiniano (e.g. Aceñolaza e Toselli, 1976; Rapela et al., 1998) e expostas na Puna sul-
oriental, ao longo da borda leste -nordeste do salar Centenário.
3
Figura 1. Distribuição das diferentes províncias geológicas
do Noroeste Argentino.
2. OBJETIVOS
A evolução e gênese do magmatismo Ordoviciano na região da Puna, particularmente na
subprovincia geológica Puna Austral (Alonso et al., 1984) é ainda um tema de debate e
controvérsias. Apesar da importância que tem para o entendimento da evolução geológica dos
Andes Centrais, relativamente poucos dados geoquímicos, isotópicos, geocronológicos e
petrológicos existem para as distintas unidades geológicas que constituem a faixa magmática sul-
oriental. Neste sentido, o objetivo desta tese inclui diferentes aspectos, a partir da investigação de
uma área chave selecionada. Os objetivos específicos são:
- Aprimorar o conhecimento das diversas unidades magmáticas Ordovicianas que compõem a borda
NNE do salar Centenário na Puna Austral, incluindo as relações de campo, suas diferentes fácies e
relações temporais.
- Caracterizar a petrologia das rochas magmáticas e metamórficas mediante trabalho de campo e
estudos petrográficos.
- Determinar as idades absolutas de diferentes tipos de rochas selecionadas (mais representativas)
mediante datações radiométricas aplicando o método U-Pb.
4
- Estabelecer as características geoquímicas e isotópicas, para determinar a tipologia dos magmas e
possíveis ambientes de geração.
- Propor o modelo evolutivo para o magmatismo do Noroeste da Argentina a partir dos resultados
obtidos e dados da literatura de áreas vizinhas para aportar novos conhecimentos sobre a evolução
geotectônica da borda sudoeste da Gondwana durante o Paleozóico Inferior.
Adicionalmente, qualquer resolução dos debates sobre a existência ou não de terrenos
alóctones à margem de Gondwana, referidos no ítem anterior, necessita estudos petrogenéticos e
geocronológicos mais acurados nas duas Faixas Eruptivas e este trabalho pretende ser uma
contribuição ao tema para esta importante área da Puna suloriental.
3. METODOLOGIA GERAL DE TRABALHO
3.1 ATIVIDADES PRELIMINARES
Para essa etapa do trabalho foram realizadas a busca e compilação da bibliografia e
documentos cartográficos sobre a região estudada, assim como o processamento de imagens
ASTER mediante a aplicação de software específico para o posterior mapeamento das diferentes
unidades e utilização como base.
O mapeamento geológico foi realizado utilizando como base a folha geológica San Antonio
de los Cobres em escala 1:250.000 (Blasco e Zappettini, 1996), imagens de satélite e fotografias
aéreas em escala aproximada de 1:30.000.
3.2 ATIVIDADES DE CAMPO
Inicialmente foi realizado o reconhecimento da geologia regional entre os paralelos 24° 32´
54´´e 24° 54´ 29´´ e meridianos 66° 40´ 10´´e 66° 29´ 20´´, incluindo a identificação das principais
unidades geológicas e as relações estratigráficas entre elas. A coleta sistemática de amostras das
unidades foi georeferenciada com o uso de GPS. Durante os trabalhos de campo procurou-se coletar
amostras não intemperizadas, representativas dos tipos litológicos aflorantes na área.
3.3 ATIVIDADES DE LABORATÓRIO
Os estudos petrográficos foram realizados através de métodos óticos convencionais em 30
lâminas delgadas, com o objetivo de determinar a mineralogia e textura das amostras. Em rochas
com granulação muito grossa foram realizadas seções delgadas especiais de 6 cm de comprimento.
As análises modais nas rochas graníticas foram realizadas mediante contador em microscópio de
5
polarização Leitz com uma média de 1000 pontos por seção delgada. A percentagem de minerais
nas rochas metassedimentares foi feita a partir da planilha para estimativa de percentagem.
A partir do estudo das lâminas delgadas foram selecionadas amostras para análises químicas de
elementos maiores e traços, isotópicas (Nd e Sr) e geocronológicas. Foram preparadas e moídas
vinte e três amostras (10-20 Kg aproximadamente por amostra) para análises geoquímicas de
elementos maiores e alguns traços no Laboratório de Geoquímica da Universidade de Salta. Das
vinte e três amostras foram escolhidas nove para análises de elementos de Terras Raras e traços
determinados por ICP-MS no Laboratório de Geoquímica da Universidade de Brasília. As
determinações isotópicas de Nd foram realizadas em dezessete amostras enquanto as de Sr em treze
amostras. Por ultimo, concentrados de monazita foram obtidos a partir de uma amostra e de zircão a
partir de seis amostras para determinação de idades absolutas pelo método U-Pb ID-TIMS. Esta
separação foi realizada mediante concentração gravimétrica utilizando bateia, seguida de separação
magnética utilizando separador magnético isodinâmico “Franz” e, por último, seleção dos minerais
sob lupa binocular. Tanto as determinações isotópicas como geocronológicas foram realizadas no
Laboratório de Geocronologia da Universidade de Brasília. Os procedimentos analíticos utilizados
nos Laboratórios de Geoquímica e Geocronologia da Universidade de Brasília estão descritos no
apêndice 1.
3.4 ATIVIDADES DE ESCRITÓRIO
Os trabalhos de campo permitiram o aprimoramento do mapa geológico regional da região
da Puna (Figura 3) em escala 1:2.500.000 (Coira et al, 1999), bem como a elaboração de dois mapas
geológicos da área de estudo (Figuras 5 e 6) em escala 1:70.000, utilizando imagens de satélite
ASTER com combinação de bandas RGB 3-2-1 no subsistema VNIR e a elaboração de um perfil
geológico (A-B na Figura 5) na zona da Quebrada do Oculto. Por último, o processamento dos
dados (realização de gráficos e calibração dos dados analíticos), foram seguidos da interpretação e
elaboração do relatório final.
4. LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO
A área de estudo localiza-se na borda oriental-nororiental do salar Centenario entre os
paralelos 24° 32´ 54´´e 24° 54´ 29´´ e meridianos 66° 40´ 10´´e 66° 29´ 20´´, no estado de Salta,
República Argentina. A principal via de acesso é a rodovia nacional N° 51 que liga a cidade de
Salta à localidade de Santo Antonio dos Cobres depois de percorrer 160 Km ao longo da Quebrada
do Toro. Da Localidade de Santo Antonio dos Cobres, seguindo pela rodovia estadual N° 149 S que
percorre a Quebrada de Tajamar, Abra do Galo, a localidade de Santa Rosa dos Pastos Grandes e
6
Mina Sijes, se chega ao salar Centenário depois de 100 km de percurso. No salar Centenário
atualmente existe uma mina de boratos chamada “Mina Maggie” e explorada pela empresa BORAX
S.A. (Figura 2).
La Poma
Salta
Santo Antonio dos Cobres
Sao Salvador
de Jujuy
Purmamarca
CHILE
Olacapato
Sta Rosa
de Tastil
Tilcara
Humahuaca
Sta Rosa dos
Pastos Grandes
Salar do Rincón
Salar
do
Arizaro
Salar
do
Pocitos
Salar
Centenario
Salar
Pozuelos
Salar
do
Cauchari
Salar
do
Olaroz
Güemes
El Moreno
01020304050
escala em kilómetros
Piscuno
51
51
51
40
40
9
9
9
Salta
Jujuy
Cobres
Salinas
Grandes
zona de estudo
límite provincial
límite internacional
Mina
Maggie
149S
rodovia à zona de estudo
Argentina
Figura 2. Mapa de localização e vias de acesso.
5. GEOLOGIA REGIONAL
Sob o ponto de vista geotectônico, a área de estudo situa-se na província geológica da Puna,
mais precisamente, na subprovincia geológica da Puna Austral (Alonso et al, 1984a).
A Puna divide-se em duas subprovincias geológicas, Puna Norte e Puna Austral, separadas
pelo alinhamento Calama- Olacapato- Toro (Figura 3). Este alinhamento tem orientação NW-SE e é
definido como um sistema de falhas transcorrentes sinistrais desde a costa Pacífica do Chile até a
Cordilhera Oriental no NW Argentino.
Na Puna Norte o embasamento exposto está caracterizado por unidades do Precambriano
superior – Paleozóico inferior. Na região de San Antonio de los Cobres afloram unidades de baixo a
muito baixo grau metamórfico pertencentes à Formação Puncoviscana, de idade Precambriana
superior-Cambriana inferior, pouco expostas na região da Puna.
7
O embasamento na Puna Norte é constituído principalmente por seqüências sedimentares e
vulcano-sedimentares de idade Ordoviciana. Coira et al. (1999) definem as seqüências vulcano-
sedimentares, desde o alinhamento Calama- Olacapato- Toro até o limite com a Bolívia, como
Complexo Magmático Sedimentar Cochinoca-Escaya, o qual representaria a Faixa Eruptiva da Puna
Oriental na Puna Norte. Granitos de idade Ordoviciana só afloram na Serra de Tanque e Cobres.
Para melhor entendimento, a geologia da Puna austral é dividida em dois cinturões N-S,
concordantes com as faixas magmáticas ocidental e oriental, (FEPOc e FEPOr). O embasamento do
cinturão ocidental aflora na borda sul-oriental do salar de Pocitos e compreende arenitos quartzosos
pertencentes à Formação Tolar Chico (Zappettini et al., 1994), de idade Cambriana. A seqüência
Ordoviciana começa com pelitos escuros marinhos que contêm fósseis do Tremadociano inferior e
quantidades subordinadas de arenitos e tufos. Esta seqüência pertence à Formação Las Vicuñas
(Moya et al., 1993) e aflora na quebrada Los Medanos, no setor sudoeste do salar Rincon. A
sedimentação marinha continua com grauvacas e, em menor quantidade, arenitos (Formação
Tollilar; Zappettini et al., 1994). Estas seqüências estão sobrepostas concordantemente à Formação
Tolar Chico. Para o sul, o componente sedimentar inclui quantidades variáveis de rochas calci-
silicáticas assim como corpos máficos-ultramáficos expostos no salar de Pocitos e na Serra de
Calalaste. Os granitóides Ordovicianos da FEPOc são representados por granodioritos e
monzogranitos interpretados como magmatismo de arco com características metaluminosas e idades
K- Ar de 485 ±15 Ma (Granito Archibarca; Palma et al., 1986), Ar-Ar de 482 ± 8 Ma (Granito de
Macón; Koukharsky et al., 2002) e U-Pb de 476 ± 2 Ma (Complexo Pocitos; Kleine et al., 2004)
(Figura 3).
No cinturão oriental o embasamento é constituído por rochas metamórficas de médio a alto
grau com idade de metamorfismo de baixa P-alta T de 525-500 Ma (Becchio et al., 1999; Lucassen
et al., 2000). Este embasamento é afetado, na Serra de Quilmes (Cordilhera Oriental Figura 3), por
um novo metamorfismo nas mesmas condições de pressão e temperatura, aos 470-440 Ma
(Lucassen et al., 2000; Buttner et al., 2005). As rochas compreendidas são, principalmente,
paragnaisses, ortognaisses de composição granítica, migmatitos, seqüências monótonas de xistos e
níveis calci-silicáticos (Becchio et al., 1999; Lucassen et al., 2000). Na borda oeste do salar
Centenário (Filo de Copalayo) e na Serra do Jote-El Peñon essas rochas se sobrepõem por falha de
empurrão a oeste, sobre seqüências metasedimentares Ordovicianas. Essa estrutura é chamada
“Frente Oclóyico” e pertence à fase de deformação homônima (Ordoviciano superior) (Hongn,
1992, 1994). O registro Ordoviciano é constituído por seqüências sedimentares, vulcano-
sedimentares e granitóides. Na zona de Água Castilla (Figura 3) os níveis sedimentares pelíticos
com intercalações de rochas vulcânicas são portadores de fauna graptolítica do Arenigiano
8
(Aceñolaza e Tosselli, 1984; Bahlburg et al. 1990). Na região do salar Centenário essas seqüências
são caracterizadas por magmatismo bimodal e são afetadas por metamorfismo de baixo grau
(Unidade vulcano-sedimentar), sem evidências paleontológicas. Os granitóides Ordovicianos da
FEPOr, em alguns casos, intrudem as seqüências vulcano-sedimentares e em outros estão em
contato por falha (Hongn, 1994). Esses granitóides compreendem sienogranitos porfiriticos,
equigranulares e leucosienogranitos, com características peraluminosas. Hongn (1994) descreve na
Puna austral estreitas (métricas) faixas miloníticas de orientação N-S e grande comprimento, além
de diferentes graus de deformação nesses granitóides e nas rochas metamórficas de baixo grau. O
mesmo autor reporta que as estruturas principais que têm vergência para oeste pertenceriam à fase
Oclóyica, já que afetam grande parte das rochas Ordovicianas e o embasamento metamórfico,
enquanto que as que têm vergência para leste seriam mais antigas (pré-Oclóyicas; pré-ordovicianas
no capitulo 8).
Por último, depósitos vulcânicos, vulcanoclásticos, aluviais e evaporíticos Cenozóicos
pertencentes ao ciclo Andino, formam grandes extensões cobrindo o embasamento metamórfico e
as rochas Ordovicianas.
As características petrológicas das rochas da Puna sugerem que para o sul estão expostos
níveis crustais mais profundos já que afloram rochas metamórficas de médio-alto grau e grandes
quantidades de rochas graniticas (Méndez et al., 1973; Alonso et al., 1984; Omarini et al., 1984;
Hongn, 1994).
9
10
6. TRABALHOS ANTERIORES E A EVOLUÇÃO DO
CONHECIMENTO DAS ROCHAS GRANÍTICAS E
METAMÓRFICAS DA AREA DE ESTUDO:
Os trabalhos de mapeamento de maior importância na zona de estudo são os de Turner
(1964a), Mendez et al., (1973) e Blasco e Zappettini (1996). Especificamente na área do presente
estudo, as descrições das diferentes unidades litológicas feitas por esses autores foram realizadas, de
forma geral, em escala macro a mesoscópica e, em menor medida, em escala microscópica.
Turner (1964a), na Folha Geológica “Nevado de Cachi” definiu as rochas graníticas que
afloram na Puna sudeste (Figura 3) como Formação Oire e classificou-as como migmatitos
graníticos com porfiroblastos de feldspato potássico e de origem migmatítico-anatética descrevendo
uma passagem transacional entre migmatitos e granitos. A idade proposta por esse autor foi
Precambriana.
Mendez et al. (1973) definiram como Faixa Eruptiva da Puna Oriental as rochas que
compõem um cinturão N-S de aproximadamente 500 Km de comprimento e 10-20 Km de largura
(Figura 3) Estende-se desde o limite com a Bolívia até a Cordilhera de San Buenaventura, no estado
de Catamarca. Esses autores classificam as rochas como pórfiros riodacíticos e granodioritos a norte
e sul do alinhamento Calama- Olacapato- Toro, respectivamente, com presença de quartzo azul e
megacristais de feldspato potássico como características distintivas. Cabe assinalar que o caráter
granodiorítico da Faixa Eruptiva da Puna Oriental coincide com a Formação Oire de Turner
(1964a). Segundo Mendez et al. (1973) a idade de toda a faixa é Siluriana. Datações radiométricas
realizadas por Omarini et al. (1984) na quebrada Tajamar e por Lork & Bahlburg (1993) na Serra
Cochinoca-Escaya e Serra de Cobres (Figura 3), permitiram definir uma idade Ordoviciana para
esses setores da faixa.
Blasco e Zapettini (1996) definem as rochas metamórficas que afloram a oeste e leste do
salar Centenário como Complexo Ígneo-Metamórfico Salar Centenário (CIMSC) e as descrevem
como as rochas mais antigas da região, de idade Precambriana. A margem ocidental (Filo de
Copalayo) do salar Centenário foi descrita como composta por ortognaisses, xistos micáceos e
cordieríticos com intercalações de orto-anfibolitos e para-anfibolitos, enquanto a margem oriental é
composta por xistos com intercalaçãoes de metabasitos. Os mesmos autores, com base na
diversidade litológica das rochas graníticas da Puna sudeste, redefiniram a Formação Oire (Turner
1964a) como Complexo Eruptivo Oire (CEO). Identificaram neste Complexo, rochas graníticas
com fácies porfiríticas e equigranulares, leucosienogranitos e corpos de aplitos.
11
Por último, Blasco e Zapettini (1996) definem formalmente uma seqüência de derrames de
metadacitos e metariodacitos que afloram na encosta oriental da quebrada do Oculto (Figura 5)
como Formação Burruyacu (FB). Tanto o CEO quanto a FB são assinaladas ao Ordoviciano.
7. GEOLOGIA LOCAL
A zona de estudo caracteriza-se por apresentar topografia muito escarpada e de difícil
acesso (Figura 4). Os afloramentos apresentam coberturas aluviais ou são muitas vezes cobertos por
clastos pequenos da mesma rocha gerados pela amplitude térmica da região.
Figura 4. A)Vista panorâmica a sudeste do Filo de Oire Grande e Quebrada do Oculto.
B) Vista panorâmica a nordeste da Serrania de Ochaqui e Cerro Morro.
A partir da Folha Geológica San Antonio de los Cobres (1:250.000) foram feitas
modificações com base em mapeamento de maior detalhe na região a E-NE do salar Centenário
(Figuras 5 e 6). De acordo com todos os dados em conjunto obtidos no presente trabalho
reconheceram-se duas unidades principais com orientação NNE-SSW: (i) Unidade vulcano-
sedimentar (CIMSC+FB, de Blasco e Zappettini, 1996), localizada entre o salar Centenário e o
Filo de Oire Grande aflorando em ambos flancos da quebrada do Oculto (Figura 5) e (ii) Unidade
plutônica (CEO, de Blasco e Zappettini, 1996) aflorando no Filo de Oire Grande (Figura 5), Cerro
Morro e Serrania de Ochaqui (Figura 6 ).
12
Figura 5. Mapa geológico e perfil geológico na área da Quebrada do Oculto e
Filo de Oire Grande
13
Figura 6. Mapa geológico na área da Serrania de Ochaqui e C° Morro
14
A unidade vulcano-sedimentar compreende rochas sedimentares com intercalações de
rochas vulcânicas félsicas e básicas (magmatismo bimodal), afetadas por metamorfismo de baixo
grau associado a uma zona de cisalhamento apresentando diferentes graus de deformação. Esta
unidade se encontra dobrada segundo um anticlinório, aparentemente suave e simétrico. Esta
estrutura é reconstruída a partir da repetição de algumas rochas em ambos lados da Quebrada do
Oculto, já que a região da charneira e parte superior dos flancos encontra-se totalmente erodida
(Figura 7) desenvolvendo o vale (“quebrada”). As rochas expostas envolvidas na dobra são: (i)
bancos de 0.50-3.0 m de espessura de riolitos protomiloníticos, metagrauvacas e metabasitos
intercalados em ~60 m de filitos (Figura 8). Na base dos metariolitos, no contato com os filitos, há
evidências de brechação do metariolito onde o quartzo se encontra entre os pedaços fragmentados
(angulosos) da lava (Figura 9); (ii) no setor oriental da Quebrada do Oculto sobre os filitos afloram
~25 m de metariolitos e metadacitos; (iii) no setor ocidental da Quebrada também sobre os filitos
afloram ~30 m de grauvacas protomiloníticas com intercalações de bancos de 2 metros de
metabasitos. Os contatos entre as rochas não são sempre visíveis, mas a orientação da foliação (S
1
)
e dos contatos visíveis (S
0
) permitem definir que as relações entre as rochas são concordantes (Ver
capitulo 8).
Figura 7. Vista a sul da Quebrada do Oculto
15
Figura 8. Contato entre os filitos e as metagrauvacas
Figura 9. A) Interação entre o metariolito e os filitos. B) Detalhe do contato
C) Fragmento angulosos do metariolito
16
A unidade plutônica não está afetada por metamorfismo e é constituída por sienogranitos
porfiríticos, sienogranitos equigranulares e leucosienogranitos. O sienogranito porfirítico é a rocha
mais abundante na região de estudo e é caracterizada por megacristais de feldspato potássico de até
7.0 cm de comprimento. A relação entre estas rochas e a unidade volcano-sedimentar não é
conhecida em função da cobertura de depósitos aluviais. Os sienogranitos equigranulares intrudem
os metariolitos e matadacitos da unidade vulcano-sedimentar na área de Cerro Negro (Figura 10) e
o sienogranito porfirítico na Quebrada del Puesto (Figura 11), mostrando contatos frios nos dois
locais. Os leucosienogranitos afloram como corpos arredondados, elípticos ou alongados com
diferentes tamanhos. Um desses corpos com características de dique (alongado-pseudotabular)
intrude o topo da unidade volcano-sedimentar, no setor oriental da Quebrada do Oculto,
apresentando contatos frios e deformando a rocha encaixante (Figura 12). Na Serrania de Ochaqui,
corpos de leucosienogranitos intrudem o sienogranito porfirítico, onde o contato parece gradacional
em alguns centímetros e apresenta grandes agregados de turmalina (Figura 13).
Figura 10. Contato entre o Sienogranito equigranular e a Unidade Vulcano-sedimentar.
Setor leste da Quebrado do Oculto
Figura 11. Contato entre o Sienogranito equigranular e o
Sienogranito porfiritico. Setor da Quebrada do Posto
17
Figura 12. Contato entre o Leucogranito e a Unidade Vulcano-sedimentar.
Setor leste da Quebrado do Oculto
Figura 13. Contato entre o Leucogranito e o Sienogranito porfiritico
Setor da Serrania de Ochaqui. Note-se os agregados de turmalina
7.1 Petrografia
7.1.1 UNIDADE VULCANO-SEDIMENTAR
7.1.1.1 Riolito protomilonítico
Essa unidade apresenta-se como um corpo de direção NNE com espessura entre 1,5-2,0 m. É
predominantemente cinza e de granulação fina. Encontra-se entre os filitos com os quais os contatos
não são visíveis por causa do material aluvial. Apresenta textura porfírica reliquiar, evidenciada por
fenocristais de feldspato potássico, quartzo e plagioclásio. A matriz apresenta-se totalmente
recristalizada e é composta por biotita, sericita e quartzo desenvolvendo a foliação e delimitando os
fenocristais reliquiares. O quartzo se apresenta em duas formas: (i) recristalizado com tamanhos
variáveis, formas xenomórficas, bandas de extinção ondulante, bordos suturados e desenvolvimento
de subgrãos; preenchem sombras de pressão desenvolvidas por fenocristais de feldspato potássico e
18
quartzo, (ii) fenocristais reliquiares, com tamanhos entre 1.0 e 2.0 mm, formas hipidiomórficas e
leve extinção ondulante. Em alguns fenocristais se observam golfos de corrosão (Figura 14). O
feldspato potássico encontra-se como fenocristais com tamanhos de ~1,7 mm de comprimento,
hipidiomórfos e correspondem a cristais reliquiares (Figura 15). Em alguns casos se observa
geminação de Carlsbad e sericitização. O plagioclásio (An
10-25,
segundo o método de Michel-Levy)
encontra-se como fenocristais reliquiares com geminação segundo a lei de Albita, formas hipidio-ou
idiomórficas e, em alguns casos, com alteração para mica branca.
Figura 14. Fotomicrografia. (Nicois X x 4). Figura 15. Fotomicrografia. (Nicois X x 4).
Riolito protomilonitico. Quartzo (Qz) relicto Riolito protomilonitico. Feldspato potássico
com embaiamento de corrosão e recristalização relicto (FK) hipidiomorfo.
em sombras de pressão.
7.1.1.2 Filitos:
Esta rocha aflora em ambos os lados da quebrada do Oculto formando camadas com
espessura de até 60 m. Apresenta coloração cinza clara acetinada, com granulação fina e foliação
penetrativa bem desenvolvida (Figura 16 A). A golpe de martelo se separa em lajes de 1-2 cm de
espessura. A textura é granolepidoblástica com domínios lepidoblásticos de biotita+muscovita e
domínios granoblásticos de quartzo. Compõe-se de quartzo (40%), biotita (25-30%), muscovita e
como acessórios são observados minerais opacos alongados associados à biotita. O quartzo é
alongado, xenomórfico com bordas suturadas. Porções quartzosas formam veios pré-metamórficos
onde se observa crescimento da biotita (Figura 16 B). A biotita é marrom escuro e forma lamelas
junto à muscovita que em parte encontram-se anastomosadas.
19
Figura 16. A) Afloramento de Filitos acetinados com foliação penetrativa. B) Fotomicrografía,
(Nicois // x 10). Note-se a foliação S1 e blátesis de biotita (Bt) na veia de quartzo.
7.1.1.3 Metagrauvacas:
Esta rocha, da mesma forma que os filitos, aflora em ambos os lados da quebrada do Oculto.
Tem uma coloração parda castanha a cinza e granulação fina (Figura 17 A). Apresenta textura
sedimentar original dada por clastos de quartzo, feldspato potássico e plagioclásio enquanto que a
matriz é fracamente lepidoblástica formada por biotita e muscovita (Figura 17 B). Esta rocha é
composta por quartzo (50%), biotita (30-35%), plagioclásio, feldspato potássico e muscovita. Como
acessórios são observados minerais opacos e zircão de grande tamanho. A foliação é fracamente
desenvolvida e marcada por biotita e muscovita que rodeiam os cristais de quartzo, feldspato
potássico e plagioclásio. O quartzo tem uma leve orientação preferencial segundo a foliação,
apresentando extinção ondulante e em alguns casos, subgrãos poligonais e bordas suturadas. O
feldspato potássico e o plagioclásio são hipidiomórficos, sendo que o último apresenta geminação
segundo a lei de albita.
Figura 17. A) Afloramento das metagrauvacas. B) Fotomicrografía, (Nicois X x 4).
Observa-se a textura sedimentar reliquiar com pouca deformação
20
7.1.1.4 Metabasitos:
Esta rocha aflora em ambos os lados da quebrada do Oculto formando camadas de 3-4 m de
espessura. É de cor verde escuro a preta, com estrutura maciça e granulação muito fina (Figura 18 A
e A´). Apresenta textura subofítica reliquiar onde os minerais não possuim nenhuma orientação
preferencial. É composta por anfibólio (actinolita), plagioclásio, clorita, epidoto e, em menor
quantidade, quartzo. Como mineral acessório encontra-se titanita hipidiomórfica que em alguns
locais desenvolve formas de seta grosseiras. O anfibólio é de cor verde oliva, pseudoacicular, hábito
fibroso e encontra-se junto à clorita. O plagioclásio apresenta formas tabulares com tamanhos de até
0,35 mm, disposto sem orientação. Pelas características da rocha, a mesma teria sofrido
retrometamorfismo em fácies de xisto verde com grande participação de fluidos (Figura 18 B). Em
todos os afloramentos a rocha apresenta as mesmas características, sendo que em um dos
afloramentos do lado oriental da quebrada do Oculto, os cristais de plagioclásio apresentam maior
tamanho.
Figura 18. A-A´) Metabasitos intercalados nos filitos. B) Fotomicrografía, (Nicois X x 4). Note-se
que os minerais não apresentam orientação.
7.1.1.5 Metadacitos e metariolitos
Estas rochas afloram no lado leste da quebrada do Oculto com espessuras de até 25 m sobre
os filitos. No afloramento observa-se textura porfirítica conformada por fenocristais de feldspatos e
quartzo azul imersos em uma matriz afanítica de coloração escura (Figura 19 A e B). Constituem
uma das rochas encaixantes do sienogranito equigranular da unidade plutônica. Cabe assinalar que a
distinção entre estas rochas foi feita a partir da contagem de fenocristais e análises químicas.
Os metadacitos estão constituídos por cerca de 65 % de matriz e 35 % de fenocristais
enquanto que nos metariolitos, a matriz representa 60 % e os fenocristais 40 %. Ao microscópio o
metadacito apresenta textura porfirítica reliquiar e é constituído por fenocristais de quartzo (25%),
plagioclásio (65%) e, em menor quantidade, feldspato potássico (Figura 20 A). A rocha é
holocristalina, sendo a matriz totalmente recristalizada e representada por um agregado
granolepidoblástico com domínios lepidoblásticos de biotita e sericita e domínios granoblásticos de
21
quartzo e plagioclásio. Zircão e apatita representam os minerais acessórios. Quartzo ocorre como
fenocristais e também como parte da matriz. No primeiro caso, possui tamanhos de até 1,5 cm,
extinção ondulante, formas hipidiomórficas e golfos de corrosão (Figura 20 B). Na matriz encontra-
se com formas xenomórficas, bordas irregulares e de pequeno tamanho. Os fenocristais de
plagioclásio (An
35
) são hipidio- ou idiomórficos, com tamanhos de até 1,5 cm, apresentando, em
alguns indivíduos, geminação de Albita. Alguns fenocristais apresentam zonação. Inclusões de
sericita se dispõem seguindo essa zonação com maior concentração da alteração no núcleo do
cristal. A biotita apresenta forte pleocroismo de cor pardo claro ao marrom intenso e formas
xenomórficas e alongadas junto a sericita marcando a foliação.
A B
Figura 19 B) Metariolito com fenocristais
de feldspato e quartzos azuis
As características texturais do metariolito são muito similares às do metadacito, entretanto
predominam fenocristais de feldspato potássico (40%) em relação aos de o plagioclásio (An
10-25
)
(15%). Os fenocristais de quartzo (50%) ocorrem com tamanhos de até 7,5 mm. conservando
formas idiomórficas, pseudohexagonais (Figura 20 C). Os fenocristais de feldspato potássico
ocorrem com tamanhos de até 9 mm, formas hipidio ou idiomórficas, geminação de Carlsbad e
alguns indivíduos apresentam pertitas em cordões. O plagioclásio tem tamanhos de até 5,0 mm,
com formas hipidio-ou idiomórficas, geminação segundo a lei de Albita e alguns fenocristais
apresentam alteração a sericita.
Figura 20. A) Fotomicrografía, (Nicois X x 10). Metadacito mostrando fenocristal relicto idiomorfo
de plagioclásio (Plg) em uma matriz recristalizada. B) ) Fotomicrografía, (Nicois X x 10). Quartzo
(Qz) relicto com embaiamento de corrosão no metadacito. C) Fotomicrografía, (Nicois X x 4).
Metariolito com quartzo (Qz) e plagioclásio (Plg) relictos conservando as suas formas.
Figura 19 A) Metadacito com fenocristais
de fel
d
s
p
ato e
q
uartzos azuis
22
7.1.1.6 Grauvaca protomilonítica:
Esta rocha aflora no lado ocidental da Quebrada do Oculto sobre os filitos. O contato não é
visível, mas a passagem de uma rocha a outra é aparentemente brusca. É predominantemente de
coloração castanha, granulação média a fina e apresenta foliação marcada (Figura 21). A golpe de
martelo se separa em lajes de 3-4 cm de espessura. Compõe-se de biotita, muscovita, sericita e
clorita (35-40%), quartzo (25-30%), feldspato potássico e plagioclásio. Apresenta textura
protomilonítica com porfiroclastos hipidiomórficos de feldspato com tamanhos entre 0,25 e 0,45
mm. Lamelas de biotita, muscovita, clorita e sericita marcam uma foliação anastomosada formando
sigmóides e delimitando os porfiroclastos. A clorita encontra-se preferencialmente nas bordas dos
sigmóides (Figura 22 A). O quartzo apresenta forte extinção ondulante, constituindo subgrãos
alongados segundo a foliação e com bordas suturadas e contatos serrilhados, produto de
recristalização e migração dos limites dos grãos, assim como descrito em Passchier e Trouw (1996).
Em alguns locais o quartzo encontra-se estirado em meio aos filossilicatos. Os porfiroclastos de
feldspato potássico apresentam fraturas preenchidas por quartzo indicando cristalização estática em
zonas de menor pressão. (Figura 22 B). Em alguns casos se observa biotitização e sericitização do
feldspato potássico. As características petrográficas indicam que os porfiroclastos seriam pré-
cinemáticos com um comportamento rúptil frente à deformação, enquanto o comportamento do
quartzo foi dúctil.
Figura 21. Grauvaca protomilonítica de aspecto placoso.
23
Figura 22. A) Fotomicrografía, (Nicois X x10). Grauvaca protomilonítica. Agregados de micas.
Note-se a extinção ondulante e migração de limites dos grãos do quartzo (Qz). B) Fotomicrografía,
(Nicois X x4) e desenho esquemático do Feldspato (FK) fraturado aonde cristaliza estáticamente o
quartzo (Qz) mostrando junções tríplices.
7.1.2 UNIDADE PLUTÔNICA:
7.1.2.1 Sienogranito porfirítico:
Esta rocha aflora em diferentes locais da Puna austral. No presente trabalho foram estudados
os afloramentos de Cerro Morro, Serrania de Ochaqui e parte do Filo de Oire Grande. O
sienogranito porfirítico é a rocha mais abundante e representativa da área de estudo apresentando
orientação geral N-S. Tem coloração alaranjada-rosada e caracteriza-se por apresentar megacristais
de feldspato potássico contidos em uma matriz de granulação grossa. Os megacristais apresentam
hábitos prismáticos idiomórficos com tamanhos de 5,0 a 7,0 cm (Figura 23 A e B). Não apresentam
orientação preferencial e representam 40 % da rocha.
Esta rocha contém uma importante quantidade de enclaves de diferentes formas e tamanhos
que chegam a até 1 m de diâmetro (Figura 24). Em geral têm formas arredondadas e alguns
enclaves apresentam megacristais de feldspato potássico.
A rocha é holocristalina, fanerítica, de granulação grossa, hipidiomórfica inequigranular. A
matriz é constituída por quartzo (30%), feldspato potássico (26%), plagioclásio (20%) e biotita.
Minerais acessórios são zircão, monazita, apatita e opacos. A clorita e a muscovita estão presentes
como minerais secundários, produtos da alteração da biotita e feldspato potassico. A turmalina é
muito escassa, sem formas bem definidas e sua coloração varia de verde a levemente azul,
sugerindo origem hidrotermal. O feldspato potássico, sejam megacristais ou constituintes da matriz,
24
apresentam características similares, entretanto, de maneira geral, os megacristais apresentam
formas idiomórficas enquanto que os cristais da matriz têm formas hipidiomórficas. Ocorrem com
geminação em grade (microclínio), pertitas em cordões e intercrescimentos gráficos (Figura 25). Os
megacristais localmente são poiquilíticos com inclusões de biotita hipidio-ou idiomórfica sem
orientação preferencial, muscovita com formas hipidiomórficas, plagioclásio com tamanhos de até
1,2 mm e formas hipidio-ou idiomórficas e quartzo xenomórfico desenvolvendo texturas gráficas. O
quartzo na matriz apresenta-se com formas hipidiomórficas ou xenomórficas, esses últimos
intersticiais. Em alguns locais apresentam leve extinção ondulante e bordas irregulares
possivelmente devido à deformação localizada.
Os cristais de plagioclásio (An
25-30
) são hipidio-ou idiomórficos com tamanhos de até 8,0mm, com
geminação segundo a lei de Albita. Em alguns indivíduos se observam inclusões de mica branca.
A biotita possui tamanhos de até 5,0 mm com pleocroismo de pardo claro ao marrom escuro e
hábito tabular. Alguns indivíduos contêm zircão ou apatita com grandes halos pleocróicos.
Figura 23. A e B) Sienogranito porfirítico com megacristais de feldspato potássico idiomórficos de
até 7 cm.
Figura 24. Grandes enclaves arredondados no sienogranito porfirítico.
25
Figura 25. Fotomicrografías, (Nicois X x10). Sienogranito porfirítico Textura pertítica em cordões
e gráfica nos megacristais de feldspato potássico (KF).
7.1.2.2 Enclaves:
No sienogranito porfiritico, é comum a presença de enclaves como o mostrado na Figura 24.
Os mais abundantes são os de coloração escura, formas arredondadas e granulação fina a média.
Três enclaves de composição monzogranítica, granodiorítica e tonalítica foram selecionados para
estudo (Figura 31). São rochas holocristalinas, faneríticas e inequigranulares.
O enclave monzogranítico é composto de quartzo intersticial (47 %), plagioclásio
idiomórfico (22 %), feldspato potássico (16 %) e biotita.
O enclave granodiorítico compõe-se de quartzo com leve extinção ondulante e bordas
irregulares (45%), cristais hipidiomórficos de plagioclásio de até 3,5 mm (24%), feldspato potássico
xenomórfico com geminação em grade (12 %) e biotita. Apresenta muscovita junto à biotita como
mineral secundário.
Por último, o enclave tonalítico é constituído por quartzo xenomórfico (48 %), plagioclásio
hipidiomórfico (34 %) e cristais hipidiomórficos de biotita parda a marrom escura (17 %). O
feldspato potássico, encontra-se nas bordas do enclave (Figura 26) e apresenta características
similares aos feldspatos da rocha encaixante e poderiam representar um processo de mistura de
magmas. Há que ter em conta que para assegurar esta hipótese se teria que realizar um estudo de
química mineral detalhado. Cabe assinalar que os cristais de feldspato potássico não se
consideraram na contagem modal.
26
Figura 26. Grandes enclaves com fenocristais de feldspato
potássico do sienogranito porfirítico
7.1.2.3 Sienogranito equigranular:
Na área de estudo esta rocha aflora no Cerro Negro (a leste da quebrada do Oculto) e na
Quebrada del Puesto. É de coloração alaranjada, holocristalina, fanerítica, hipidiomórfica
equigranular (Figura 27) e composta de quartzo (42%), microclínio (35%), plagioclásio (11%) e
biotita. Clorita e muscovita encontram-se junto à biotita como minerais secundários. Zircão ocorre
como acessório. O quartzo tem formas hipidio-ou xenomórficas, sendo que esses últimos
apresentam extinção ondulante e bordas irregulares, possivelmente produto de uma incipiente
deformação. O feldspato potássico apresenta formas hipidiomórficas, geminação em grade, pertitas
em cordões e tamanhos médios de 4,0 mm. O intercrescimento deste mineral com o quartzo
desenvolve texturas gráficas (Figura 28). Alguns cristais apresentam caolinita como produto de
alteração. O plagioclásio apresenta formas hipidio-ou idiomórficas, tamanhos de 3,0-3,5 mm e
maclas polissintéticas segundo a lei de Albita. Alteração para mica branca é comum em alguns
indivíduos. A biotita é abundante, com pleocroismo de verde oliva a pardo, hábito tabular e contém
inclusões de cristais de zircão que geram halos pleocróicos. Alguns cristais estão cloritizados.
Figura 27. Sienogranito equigranular
Figura 28. Fotomicrografía, (Nicois X x 4)
Desenvolvimento de textura gráfica no
Sienogranito equigranular.
27
7.1.2.4 Leucosienogranitos:
Foram investigados os corpos que afloram no setor norte da Serrania de Ochaqui na borda
oriental da quebrada do Oculto no topo da unidade volcano-sedimentar e na quebrada del Puesto.
Estas intrusões apresentam formas arredondadas a elípticas com tamanhos que variam de 20 x 100m
até 1000 x 1000m. O corpo que aflora no topo da unidade volcano-sedimentar tem forma
pseudotabular de direção NNE-SSW, com características de dique.
Os leucosienogranitos são holocristalinos, faneríticos, brancos a rosados e apresentam
granulação média. Nas bordas do corpo localizado na Serrania de Ochaqui são observados
agregados de turmalina.
Ao microscópio as rochas constituintes dos corpos da Serrania de Ochaqui e Quebrada del
Puesto apresentam textura hipidiomórfica inequigranular sendo compostas por quartzo, microclínio,
plagioclásio, biotita e muscovita. Minerais secundários são clorita e sericita e acessórios zircão e
escassa turmalina de aspecto esquelético e levemente azul. O corpo aflorante na Serrania de
Ochaqui apresenta também granada como mineral acessório.
O microclínio apresenta tamanhos de até 3,0-4,0 mm, formas idiomórficas a hipidiomórficas e
geminação em grade bem desenvolvida. Alguns cristais apresentam alteração a sericita. A biotita é
pouco abundante, com tamanhos de 2,0 mm, hipidiomórfica e castanha clara a marrom escura.
Contêm grandes zircões gerando halos pleocróicos. Em alguns locais apresenta alteração para
clorita. A muscovita ocorre de duas formas, uma crescendo a partir da biotita e outra aparentemente
primária apresentando formas hipidiomórficas e tamanhos comparáveis com os outros minerais. No
corpo da Serrania de Ochaqui, a granada ocorre como cristais hipidio-ou idiomórficos com
tamanhos de 0.3-1.2 mm. Encontram-se junto ao feldspato potássico, biotita e muscovita em
equilíbro textural (Figura 29).
Figura 29. Fotomicrografías, (Nicois // x 4). Leucogranito. Granada (Grt) com diferentes formas e
tamanhos junto ao feldspato potássico (KF), biotita (Bt) e muscovita (Ms). Note-se o cristal de
turmalina levemente azul.
28
O corpo localizado no topo da unidade vulcano-sedimentar apresenta textura de
intercrescimento granofírico bem marcada (Figura 30), indicativa de rápido resfriamento e níveis
rasos de alojamento. A rocha é composta de quartzo, plagioclásio hipidio-ou idiomórfico com
tamanhos de até 4,0 mm e feldspato potássico hipidio-ou xenomórfico apresentando micropertitas
em alguns cristais.
O diagrama de Streckesien (1976) (Figura 31) mostra que as rochas graníticas vão
enriquecendo-se em quartzo com relativamente igual quantidade de feldspato, desde os termos
sienograníticos até os leucosienogranitos.
Figura 30. Fotomicrografias, (Nicois X x 4). Leucogranito. Texturas microgranofíricas. Texturas
mirmequíticas nas interfaces entre o plagioclásio (Plg) e o feldspato potássico (KF).
Figura 31. Diagrama de Streckesien (1976), QAP.
29
8. ESTRUTURA:
Como é indicado nos objetivos, este trabalho tem como foco principal o estudo petrológico,
geoquímico e isotópico das rochas metavulcânicas e plutônicas, razão pela qual não foi realizado
uma exaustiva análise estrutural. Além disto, para os fins de ter a descrição completa das diferentes
rochas, são apresentadas neste capítulo as informações de campo e um hipotético modelo estrutural
da área de estudo.
O embasamento pré-Siluriano registra diferentes estruturas correspondentes a diversos
eventos de deformação superimpostos, que geraram uma ampla variedade de estilos estruturais
muito complexos. Em relação à idade das deformações existe um consenso geral entre os autores
que realizaram os últimos trabalhos de síntese (Blasco e Zappettini, 1996; Hongn e Seggiaro, 2001)
em distinguir estruturas pré-Ordovicianas, das Paleozóicas e das Cenozóicas.
8.1. Estruturas pre-ordovicianas
Adota-se o nome de estruturas pré-Ordovicianas àquelas consideradas anteriores à fase
Guandacol (Arenig. tardio; Salfity et al., 1984a) e Oclóyica (Ashgill.; Moya et al., 1993). A escala
regional Hongn, (1994) postula que as mesmas são estruturas maiores que separam faixas do
embasamento com sucessivas reativações durante diferentes períodos de tempo. Segundo Hongn e
Seggiaro (2001), estas estruturas foram originadas pela fase de deformação “Tilcárica” (Turner e
Méndez, 1975) a qual é considerada como o limite entre os ciclos Pampeano e Famatiniano (520 a
500 Ma). Na região de estudo existem duas estruturas desse tipo (Figura 32). Uma, definida como
Frente Púnico (Salfity et al., 1975), e limita os afloramentos do embasamento leptometamórfico
(Fm. Puncoviscana-Cordilhera Oriental) do embasamento de médio-alto grau (Puna).
Com respeito à outra estrutura desse tipo, Hongn (1994) sugere uma possível falha de
empurrão, que atualmente existiria embaixo do salar Centenario, onde essa estrutura colocaría as
rochas de maior grau metamórfico (Borda ocidental do salar Centenario, Filo de Copalayo) acima
das rochas de baixo grau (Borda oriental do salar Centenario).
8.2. Estruturas Paleozóicas
As estruturas paleozóicas mais importantes são aquelas originadas pela fase Oclóyica
(Turner e Méndez, 1975) durante o Ashgilliano (Moya et al., 1993). Segundo Blasco e Zappettini
(1996) existem estruturas estabelecidas como produto da deformação Oclóyica, que é provavel que
tenham se originado durante a fase Guandacol (Arenigiano tardío). Esses autores opinam que,
embora as relações entre as fases Guandacol e Oclóyica não sejam conhecidas com precisão,
30
seguramente existem estruturas que evoluíram de maneira contínua entre ambos eventos. Os
depósitos do Siluriano- Devoniano da Formação Salar do Rincón que afloram em discordância
angular sobre as rochas ordovicianas deformadas (Donato e Vergani, 1985; Moya et al., 1993),
indicam a idade mínima da deformação Oclóyica. Por outro lado, níveis do Caradociano com
deformação paleozóica (Bahlburg, 1990; Hongn, 1994) indicam que a deformação Oclóyica ocorreu
no Ashgilliano. Essa fase desenvolveu zonas de cizalhamento rúpteis e dúcteis, que afetaram tanto o
embasamento como as formações paleozóicas. Essas estruturas têm orientação N – S a NNE – SSW
e inclinação suave para E–SE. Com respeito à influência da deformação paleozóica do
embasamento cristalino, Mon e Hongn (1992) e Hongn (1994) asseguram que esta afetou o
embasamento rígido segundo faixas de deformação localizadas. As estruturas oclóyicas têm
principalmente vergência para oeste e constituem estruturas principais na configuração tectônica da
região e aparentemente marcam zonas de fragilidade crustal com atividade tectônica superimposta,
o que teria gerado condições apropriadas para a penetração de corpos subvulcânicos cenozóicos
com alterações hidrotermais mineralizadas (Hongn, 1994). Na borda ocidental do salar Centenario,
uma estrutura oclóyica, põe em contato tectônico o embasamento cristalino com as rochas
sedimentares - leptometamórficas ordovicianas (Hongn, 1994),. Segundo esse autor, a estrutura
continua para o sul na Puna de Catamarca conformando uma estrutura chamada “Frente Oclóyico”
(Figura 32). Os milonitos associados às zonas de cizalhamento dúctil oclóyicas, afloram desde o sul
da Puna até o norte com variações no grau e condições de deformação e em muitos locais
apresentam um desenho anastomosado que, por exemplo, na zona do salar de Diablillos (25-35 Km
a sul do salar Centenario) são horizontais a subhorizontais (Hongn et al., 1996). Esse autor, nessa
mesma zona, descreve que a foliação tem direção geral N– S com variações locais a NE – SW
descrevendo estruturas S-C que indicam que o bloco superior sofreu deslocamento para oeste,
cinemática compativel com a “Frente Ocloyico” que aflora na borda oeste do salar Centenario.
31
Figura 32. Mapa das principais estruturas da região de estudo. Perfil correlacionando
o Filo de Copalayo, a Quebrada do Oculto e o Filo de Oire grande.
32
Na Quebrada do Oculto (unidade volcano-sedimentar), se observa que os diferentes tipos de
rochas apresentam distintos graus de deformação. As rochas que afloram na base e no topo da
sequência são classificadas como protomilonitos já que mostram feições de deformação dúctil,
enquanto aquelas que se encontram entre a base e o topo apresentam menor grau de deformação ou
deformação nenhuma (metabasaltos).
Na borda ocidental da Quebrada do Oculto a orientação geral da foliação é 315º/43º
(DBz/Ibz) , enquanto na borda oriental é 130º/48º (DBz/Ibz) (Figura 33 a e b respectivamente).
Assim pode-se inferir que a sequência exposta é a expressão de uma dobra aproximadamente
simétrica.
Figura 33. Rede de Schmidt plotando polos da: a) foliação na borda ocidental da Quebrada do
Oculto, b) na borda oriental da Quebrada do Oculto.
A partir das observações de campo e a petrografía se pode sugerir que a faixa de
cisalhamento foi de baixa temperatura, já que o único mineral que recristaliza é o quartzo, enquanto
os feldspatos se quebram fragilmente. Isto é consistente com o metamorfismo de baixo grau
desenvolvido na unidade vulcano-sedimentar. Um cenário hipotético para a deformação dessas
rochas pode ser a geração de zonas de cisalhamento anastomosadas gerando máxima deformação
nas bordas dos sigmóides (grauvacas e riolitos protomiloníticos) e zonas de preservação ou mínima
deformação (metariolitos-metadacitos-metabasitos-metagrauvacas-filitos) no interior dos sigmóides
(Figura 34). Ao mesmo tempo, desenvolve uma foliação S
1
horizontal-subhorizontal (paralela a S
0
)
que posteriormente é dobrada por outra fase de deformação gerando a dobra localizada na Quebrada
do Oculto (Figura 34). É possível que essa última fase tenha sido de pouca intensidade já que não
desenvolve foliação de plano axial.
33
Figura 34. Modelo hipotético do desenvolvimento da deformação na Quebrada do Oculto.
8.3 Estruturas Cenozoicas
As diferentes fases identificadas nos movimentos andinos (Salfity et al., 1984b) estão
representadas com diferentes graus de definição na área da borda oriental da Puna Austral. Com a
fase Incaica iniciou-se a deposição das seqüências geralmente denominadas como Terciário (Salfity
et al., 1984b), as quais formaram-se em sistemas de bacias de antepaís. A deformação cenozóica
mais importante está relacionada com a fase Quechua do Mioceno. Os principais efeitos dessa fase
foram o encurtamento crustal e soerguimento da Puna-Planalto Boliviano e da Cordilhera Oriental
(Jordan e Alonso, 1987). As estruturas relacionadas com a fase Diaguita (Plioceno Superior)
mostram distribução areal irregular. Durante essa fase, foram reativadas estruturas prévias e se
definidos os principais cordões montanhosos que caracterizam o relevo atual.
34
9. GEOQUÍMICA:
Sob o ponto de vista geoquímico, foram estudadas as rochas metavulcânicas félsicas,
máficas e os granitóides. Realizaram-se 20 análises geoquímicas de elementos maiores (SiO
2
,
Al
2
O
3
, Fe
2
O
3,
MnO, MgO, CaO, Na
2
O, K
2
O, P
2
O
5
, TiO
2
) e traços (Ba, Rb, Sr, Zr,Y, Nb, Co, Ni,
Cr, V) por Fluorescência de Raios X (FRX) no laboratório de Geoquímica da Universidade de
Salta. Os elementos de terras raras (La-Lu) e traços (Ta, Hf, Ga, Th, U, Ba, Rb, Sr, Zr,Y, Co, Ni,
Cr, V) foram determinados em nove amostras por Espectrometria de Massa (ICP-MS) no
laboratório de Geoquímica da Universidade de Brasília. Cabe assinalar que os valores dos
elementos determinados por FRX foram similares aos valores obtidos para a mesma amostra por
ICP-MS. Os resultados das analises são apresentados na tabela 2 e os procedimentos de preparação
das amostras e métodos analíticos no Apêndice 1.
Tabela 2. Análises geoquímicas de elementos maiores, traços e terras raras.
Tabela 2. (Continuação)
Rocas 1 1 2 2 2 3 3 3 3 3 3
Amostras PSC3 SC-05-12 PSC4 PSC26 SC-05-10 PSC8 OCH5 OCH6 MO1 OCH-1 SC-05-07
SiO
2
67.36
67.70
74.7 73.34
71.924
72.51 67.34 68.95 73.57
67.27 71.80
TiO
2
0.65
0.56
0.31 0.30
0.411
0.41 0.69 0.51 0.37
0.58 0.43
Al
2
O
3
14.64
14.73
12.88 13.74
13.998
13.76 15.13 15.66 13.18
15.8 14.24
Fe
2
O
3
T 5.2 4.26 2.47 2.39 2.882 3.26 4.65 3.33 2.91 4.27 3.10
MnO 0.08
0.074
0.04 0.04
0.05
0.06 0.07 0.05 0.05
0.05 0.05
MgO 2.08
1.45
0.91 0.94
1.11
1.25 1.6 1.11 1.01
1.79 1.18
CaO 1.56
2.02
0.72 0.54
1.062
1.12 1.41 1.48 1.16
1.82 1.15
Na
2
O 2.50
4.34
2.35 3.58
2.588
2.56 2.75 2.85 2.60
2.43 2.68
K
2
O 3.89
3.33
5.14 5.09
4.742
4.54 5.44 5.70 4.56
4.96 4.59
P
2
O
5
0.22
0.19
0.18 0.08
0.147
0.19 0.32 0.21 0.18
0.18 0.17
LOI 1.46
0.57
0.96 0.75
0.81
0.94 1.22 0.92 0.76
0.71 1.04
Total 99.64
99.24
100.66 100.79
99.72
100.60 100.62 100.77 100.35
99.85 100.44
Ba 434
270
236 718
399
354 433 660 287
799 357
Rb 135
113
198 128
198
179 221 189 219
149 200
Sr 127
157
71 106
81
103 85 130 81
187 99
Zr 175
203
123 259
210
182 227 154 148
187 177
Y 36 39 41 46 44 43 55 41 42 35 40
Nb 13
9
13 11
12
13 17 13 12
10 11
U 1
3
1 1
2
n/d n/d n/d n/d
n/d 3
Th 10
9
10 9
15
8 14 8 8
12 11
Co 50
39
72 74
64
60 68 85 57
43 54
Ni 32
14
13 6
17
19 19 19 11
15 21
Cr 46
21
25 14
23
37 27 13 19
30 26
V 86
123
45 28
67
66 64 42 59
106 78
Hf -
5.34
-
6.77 -
- - -
4.79 7.25 5.98
Ta -
1.31
-
1.56 -
- - -
2.37 1.67 1.69
La -
26.68
-
27.22
- - - -
30.39 42.18 32.60
Ce -
60.78
-
61.20
- - - -
67.75 91.90 76.25
Pr -
6.92
-
6.81
- - - -
7.82 10.42 8.44
Nd -
28.34
-
28.89
- - - -
30.90 44.17 34.48
Pm -
-
-
-
- - - -
- - -
Sm -
5.96
-
5.97
- - - -
6.33 8.34 6.90
Eu -
1.12
-
0.84
- - - -
0.86 1.61 0.99
Gd -
5.68
-
5.63
- - - -
5.54 6.94 5.96
Tb -
0.98
-
1.09
- - - -
1.02 1.15 1.04
Dy -
6.05
-
6.44
- - - -
6.19 6.15 6.17
Ho -
1.26
-
1.50
- - - -
1.37 1.30 1.31
Er -
3.64
-
4.42
- - - -
3.89 3.52 3.57
Tm -
0.53
-
0.66
- - - -
0.54 0.50 0.54
Yb -
3.55
-
4.41
- - - -
3.65 3.10 3.38
Lu -
0.55
-
0.73
- - - -
0.58 0.49 0.51
35
Tabela 2 (Continuação)
Nota . 1= Metadacitos 2=Metariolitos 3= sienogranitos 4=Leucosienogranitos 5=Metabasitos 6= Enclaves.
n/d=não determinado. - = não analizado.
Nota: 1= Metadacitas 2= Metariolitas 3= Sienogranitos 4= Leucosienogranitos 5=Metabasitas 6=Enclaves.
n/d=No detectado. - = No determinado
As rochas vulcânicas félsicas e os granitóides apresentam variação de teores de SiO
2
entre
67,2 a 77,7 % peso e de Al
2
O
3
entre 12,2 e 15,8 % peso. Na maioria das amostras as concentrações
de Na
2
O são menores que 3,2% e os valores de K
2
O são de 5%. A razão K
2
O/ Na
2
O destas rochas
varia entre 1,4 e 2,18. Os valores mais elevados que 3,2% de Na
2
O e razão K
2
O/ Na
2
O menor que
1,0 referem-se a amostras de dois leucosienogranitos, (SC05-15 e SC05-24).
As rochas básicas apresentam valores de SiO
2
entre 50,8 a 54,1 % peso e de Al
2
O
3
entre 14,1
e 15,1 % peso. A amostra mais primitiva (PSC-13) tem concentrações de Cr e Ni de 424 ppm e 144
ppm, respectivamente.
No diagrama TAS (total álcalis x sílica; Figura 35) tanto as rochas básicas como as félsicas
plotam no campo subalcalino e definem dois grupos bem diferenciados, sem a presença de rochas
com composições intermediárias, indicando um magmatismo bimodal. Cabe assinalar que esse
magmatismo bimodal se desenvolve só na seqüência vulcano-sedimentar sem envolver as rochas
graníticas. As rochas vulcânicas félsicas projetam-se nos campos do dacito e riolito, enquanto que
as rochas básicas são equivalentes a basaltos e andesito basálticos. Neste gráfico estão representadas
também as rochas plutônicas, que correspondem composicionalmente a granitos e granodioritos. A
Rochas 4 4 4 4 5 5 5 5 6
Amostras OCH20N OCH21N SC-05-15 SC-05-24 PSC13 SC-05-13 PSC22 SC-05-06 OCH3
SiO
2
76.77 77.56 77.30 74.98 51.29 54.16 50.88 51.32 71.09
TiO
2
0.10 0.09 0.077 0.13 0.82 0.84 1.01 0.742 0.61
Al
2
O
3
12.70 12.63 12.21 14.64 15.79 14.84 14.01 15.94 13.86
Fe
2
O
3
T 1.13 1.21 0.98 1.08 8.66 9.21 10.36 8.33 3.942
MnO 0.07 0.03 0.01 0.04 0.17 0.17 0.18 0.16 0.049
MgO 0.39 0.39 0.16 0.35 7.63 5.88 7.34 8.12 1.256
CaO 0.43 0.32 0.66 0.81 9.63 7.69 10.98 10.40 1.152
Na
2
O 3.04 3.17 4.58 4.65 2.12 3.83 2.12 1.69 2.394
K
2
O 5.08 4.79 3.03 2.16 1.35 1.18 0.94 1.20 5.461
P
2
O
5
0.19 0.18 0.03 0.389 0.12 0.11 0.11 0.08 0.24
LOI 0.55 0.54 0.24 0.94 1.91 1.11 1.24 2.04 0.78
Total 100.45 100.91 99.28 100.16 97.58 99.06 97.97 100.0 100.0
Ba 56 110 349 165 77 180 131 93 311
Rb 326 315 76 136 58 43 30 52 200
Sr 17 30 62 77 163 199 90 125 85
Zr 67 59 139 63 47 72 50 41 220
Y 33 28 55 22 24 26 25 22 50
Nb 10 9 9 12 3 2 2 1 13
U 1 n/d 4 1 N/D 1 n/d 1 n/d
Th n/d n/d 17 2 N/D 2 1 1 16
Co 85 87 91 88 60 54 58 64 51
Ni 6 6 13 9 144 31 37 141 13
Cr 9 4 n/d 7 424 52 124 466 12
V 11 22 17 28 198 242 260 208 80
Hf 2.65 - 3.34 - - 2.33 1.95 - -
Ta 1.62 - 1.08 - - 0.52 0.26 - -
La 8.16 - 27.53 - - 6.091 5.7 - -
Ce 19.08 - 64.32 - - 14.47 12.8 - -
Pr 2.25 - 7.01 - - 1.880 1.8 - -
Nd 8.91 - 27.51 - - 8.796 9.4 - -
Pm - - - - - - - -
Sm 2.42 - 6.18 - - 2.735 3.0 - -
Eu 0.20 - 0.46 - - 0.886 1.0 - -
Gd 2.45 - 5.63 - - 3.345 3.5 - -
Tb 0.57 - 1.13 - - 0.674 0.7 - -
Dy 3.67 - 6.86 - - 4.518 4.3 - -
Ho 0.80 - 1.57 - - 1.087 1.0 - -
Er 2.41 - 4.64 - - 3.021 2.9 - -
Tm 0.40 - 0.67 - - 0.437 0.4 - -
Yb 2.78 - 4.76 - - 3.126 2.7 - -
Lu 0.43 - 0.77 - - 0.520 0.5 - -
36
disposição das amostras neste diagrama têm um alto grau de correlação com a análise modal
(Figura 31-QAP).
As amostras foram plotadas nos diagramas da figura 36 A e B, propostos respectivamente
por Mullen (1983) e Miyashiro (1975 a) com o objetivo de avaliar as eventuais modificações no seu
quimismo causadas por processos de alteração e metamorfismo. Na figura 36 A as rochas básicas
não são quimicamente comparáveis com espilitos e na figura 36 B, tanto as rochas básicas como as
félsicas localizam-se no campo das rochas não alteradas. Dessa maneira, ambos os diagramas
indicam que os processos de alteração pós-magmática não afetaram substancialmente a composição
química dessas rochas. A amostra que apresenta maior dispersão é a SC-05-13.
Figura 35. Diagrama TAS (Lê Maitre, 1989).
37
Figura 36. A) Diagrama de Mullen (1982) para discriminação de rochas
espilitizadas das não espilitizadas. B) Diagrama de Miyashiro, (1975), para
discriminação de rochas alteradas por processos pós-igneos.
No diagrama AFM (Figura 37) as rochas félsicas definem uma linha coerente de evolução,
refletindo características calcio-alcalinas, enquanto as rochas máficas apresentam as características
mais primitivas dentre as amostras estudadas com tendências toleíticas.
Em termos das razões molares de Al
2
O
3
/(K
2
O+Na
2
O) e Al
2
O
3
/(K
2
O+Na
2
O+CaO), as rochas
félsicas são peraluminosas (Figura 38) com valores do ISA (Índice de Saturação de Alumina) mais
elevados que 1.1.
Figura 37. Diagrama A=Na
2
O+K
2
O; F=Fe
2
O
3
t; M=MgO, (Irvine e Baragar, 1971)
38
Figura 38. Diagrama Al
2
O
3
/(CaO+Na
2
O+K
2
O) vs. Al
2
O
3
/(Na
2
O+K
2
O), (Shand, 1929).
As rochas básicas no diagrama de multielementar (Figura 39) mostram enriquecimento nos
elementos LIL e moderado empobrecimento em elementos HFS.
No diagrama de ETR (Figura 40) as rochas básicas apresentam padrões horizontalizados
como é evidenciado pelas razões La/Sm
N
e La/Yb
N
entre 1,23-1,43 e 1,39-1,48 respectivamente e
aproximadamente 10 vezes enriquecidos em relação ao condrito. O padrão horizontalizado de
ETRP sugere que a fusão destas rochas ocorreu a profundidades rasas do manto, fora do campo de
estabilidade da granada e similar às fontes dos T-MORB (MORB transicional).
Figura 39. Diagrama multielementar das rochas básicas normalizadas
ao manto primitivo (Taylor e Mc Lennan, 1985)
39
Figura 40. Diagrama de elementos terras raras das rochas básicas normalizadas
ao condrito (Sun e Mc Donough, 1989).
Habitualmente nos diagramas de variação de rochas félsicas se utiliza como índice de
diferenciação os teores de SiO
2
(diagramas Harker). Ao plotar as amostras nestes diagramas, se
observou que as rochas menos evoluídas não são facilmente distinguidas umas das outras,
(amostras OCH-1, OCH-5, PSC-3 e SC-05-12; SiO
2
= ~67%) pois não apresentam um intervalo
suficientemente amplo de variação de SiO
2
. Ao mesmo tempo, se determinou que SiO
2
e MgO
apresentam boa correlação negativa ao longo de todo o espectro composicional das rochas
estudadas. Este comportamento pode dever-se ao fato de que a diferenciação seja controlada por um
mineral máfico (biotita). Deste modo, nos diagramas de variação, os teores em MgO foram
utilizados como índice de diferenciação (Figura 41).
De modo geral, verifica-se que com a diminuição de MgO as concentrações de Al
2
O
3,
Fe
2
O
3,
CaO e TiO
2
também diminuem, enquanto SiO
2
aumenta, o que é compatível com um processo de
diferenciação. Os álcalis não mostram boa correlação com a variação de MgO, possivelmente pela
mobilidade desses elementos.
As variações dos elementos traço versus o MgO (Figura 42) mostra que o Sr e o Ba
apresentam uma leve correlação positiva. A diminuição das concentrações do Zr com a diminuição
do MgO sugere fracionamento do zircão a partir de 1.5% MgO. Nesse diagrama as amostras PSC-
26 (metavolcanito) e SC-05-15 (leucogranito) estão deslocadas do “trend”, o que poderia estar
40
relacionado a uma acumulação de zircão nessas rochas. O Rb, possivelmente pela sua mobilidade,
apresenta valores bem diferentes entre as rochas, sendo difícil inferir uma linha de evolução.
Figura 41. Diagramas de variação de óxidos de elementos maiores
versus MgO ( % peso).
41
Figura 42. Diagramas de variação de elementos traços (ppm)
versus MgO (% peso).
Os resultados das análises das rochas vulcânicas félsicas e graníticas foram plotados em
diagramas multielementares normalizados ao manto primitivo (Figura 43 A, B e C). Nas figuras 43
A e B são apresentadas os sienogranitos e vulcânicas félsicas, as quais mostram um padrão muito
homogêneo, com anomalias negativas de Ba, Sr e Ti. As anomalias de Ba e Sr devem refletir
fracionamento de feldspato enquanto que a anomalia de Ti está provavelmente relacionada a
fracionamento de ilmenita. Os leucosienogranitos (Figura 43 C) apresentam padrão similar aos das
rochas descritas acima, apresentando as mesmas anomalias, mas com maior intensidade, o que
sugere fracionamento precoce de feldspato e ilmenita por parte das rochas menos evoluídas,
empobrecendo os termos mais evoluídos.
42
Figura 43. Diagramas multielementares normalizados ao manto primitivo
(Taylor e Mc Lennan, 1985). A) Sienogranitos. B) Rochas metavulcânicas félsicas.
C) Leucosienogranitos.
Os elementos terras raras (ETR) primeiramente foram normalizados ao condrito (Figura 44).
Nesse diagrama, as rochas vulcânicas félsicas e graníticas têm padrões uniformes, com
enriquecimento de ETRL em relação aos ETRP (La
N
/Sm
N
=2.17-3.26 Gd
N
/Lu
N
=0.94-1.47), com
exceção da amostra OCH-20N que apresenta padrão empobrecido em ETR e mais horizontalizado
com razões La
N
/Sm
N
de 2.17 e Gd
N
/Lu
N
de 0.70. As anomalias negativas de Eu, quantificadas pela
relação Eu/Eu
*
= Eu
N
/[Sm
N
*
Gd
N
]
1/2
e interpretadas como remoção de plagioclásio, caracterizam
todas as amostras e suas magnitudes variam com a diferenciação, com a razão Eu/Eu
*
decrescendo
de 0.64 (Sienogranito OCH-1; SiO
2
= 67.3%) a 0.24 (Leucogranito OCH-20N; SiO
2
= 76.7 %).
43
Figura 44. Diagrama de elementos de terras raras para rochas graníticas e metavulcânicas
félsicas normalizadas ao condrito (Sun e Mc Donough, 1989)
Em função das características das rochas estudadas, com afinidades crustais, os teores de
ETR foram também normalizados à média da crosta continental (Rudnick e Gao, 2003) (Figura 45).
Dos padrões de distribuição de ETR neste diagrama, pode-se observar que a rocha menos evoluída
(OCH-1), com exceção da anomalia de Eu, ajusta-se paralelamente à linha de referencia da crosta
continental. A anomalia de Eu nessa amostra pode estar relacionada a um processo de fusão parcial
de crosta já empobrecida em Eu, com permanência de plagioclásio no resíduo.
Assim mesmo, pode-se analisar que os ETRL apresentam um comportamento compatível,
enquanto ETRP têm um enriquecimento (com exceção da amostra OCH-20N) com a diferenciação.
O comportamento da amostra OCH-20N e dos ETRL das demais amostras se contradiz com o
conceito de que a ΣETR deve incrementar com o incremento no conteúdo de SiO
2
. Entretanto,
mecanismos como a remoção de minerais ricos em ETR, tem sido propostos para explicar o
empobrecimento em ETRL e Eu em rochas graníticas diferenciadas (e.g. Pimentel e Charnley,
1991).
44
Figura 45. Diagrama de elementos de terras raras das rochas graníticas e metavulcânicas
félsicas normalizadas ao promedio da crosta continental (Rudnick e Gao, 2003)
Como alternativa para visualizar melhor esse comportamento dos ETR todas as análises
foram normalizadas aos valores de ETR da rocha menos evoluída (OCH-1) (Figura 46). Deste
diagrama percebe-se que, a partir da amostra OCH-1 ocorre um processo de cristalização fracionada
onde o Eu e os ETRP se comportam coerentemente com a diferenciação a partir da remoção de
feldspato e biotita, enquanto a cristalização de uma fase rica em ETRL como a monazita, resulta
num progressivo empobrecimento desses elementos no magma residual. Este comportamento nas
rochas mais evoluídas tem repercussão na determinação das idades modelo T
DM
.
45
Figura 46. Diagrama de elementos terras raras das rochas graníticas e metavulcânicas félsicas
normalizadas à amostra do sienogranito porfirítico OCH-1
10. GEOCRONOLOGIA
Com a finalidade de complementar os dados obtidos através de trabalhos de campo, estudos
petrográficos e geoquímicos descritos nos capítulos precedentes, foram realizadas seis datações
mediante o método radimétrico U-Pb ID-TIMS, nove análises isotópicas de Sr e dezessete de Sm-
Nd. Além disso, foram re-examinados os dados geocronológicos prévios existentes para as faixas
magmáticas da Puna (Tabela 3.). Para a área de estudo, em particular, não existiam dados
geocronológicos disponíveis na literatura. É por isto, que neste capitulo são apresentadas novas
idades U-Pb em zircão e monazita, bem como dados isotópicos de Sr e Sm-Nd nos granitóides e nas
rochas vulcânicas da Faixa Eruptiva Oriental. O principal objetivo foi o de caracterizar, através dos
dados U-Pb, a sucessão dos eventos geradores das diferentes fácies magmáticas de forma a permitir
limitar a idade do metamorfismo que afeta a seqüência vulcano-sedimentar. Adicionalmente, o
método Sm-Nd possibilita uma avaliação das idades modelo das diversas litologias e informam
sobre as características das áreas fontes dos magmas.
Os procedimentos de laboratório e analíticos para as análises U-Pb e Sm-Nd são
apresentados no Apêndice 1.
46
Tabela 3. Resumo das idades apresentadas em trabalhos prévios nas Faixas magmáticas da Puna
Faixas Tipo de rocha Idade
(Ma)
Método Referencias
Puna Suloriental (Acazoque) Granito
471±12
Rb/Sr (Rocha total) Omarini et al., (1984)
Puna Nororiental (Cochinoca-
Escaya)
Unidade Dacitica
467±7
U/Pb (monazita) Lork and Bahlburg (1993)
Puna Nororiental (Sierra de
Tanque)
Granito
467±2
U/Pb (monazita) Lork and Bahlburg (1993)
Puna Sulocidental (Archibarca) Granito
485±15
K/Ar (biotita) Palma et al., (1986)
Puna Sulocidental (Comp.
Ígneo Pocitos)
Monzonito
494±20
470±17
K/Ar (anfibólio)
K/Ar (biotita-anfibólio)
Blasco et al., (1996)
Puna Sulocidental (Sierra de
Macon)
Granodiorito
482±8
Ar/Ar (anfibólio) Koukharsky et al., (2002)
Puna Sulocidental (Comp.
Ígneo Pocitos)
Monzogranito
476±2
U/Pb (esfeno) Kleine et al., (2004)
10.1 Dados U-Pb
As seguintes unidades geológicas foram selecionadas para datação pelo método U-Pb: o
riolito (amostra PSC-26) que aflora na base da seqüência vulcano-sedimentar, o leucogranito da
Serrania de Ochaqui (amostra OCH-20N) e duas amostras do sienogranito porfirítico (amostras
OCH-6 e OCH-1). Para comparação e correlação foram também realizadas datações nas rochas de
Agua Castilla (AC) e Quebrada Tajamar (TA), localizadas a aproximadamente 60 Km a norte da
zona de estudo (Figura 3).
A localização das amostras datadas encontra-se nos mapas das figuras 5 e 6, e os resultados
das diferentes frações analisadas estão na Tabela 4.
O riolito apresenta grãos de zircão prismáticos, alongados (10:1 a 5:1), rosados e limpos. Os
resultados de três frações de zircão definem uma discórdia com uma idade de intercepto superior de
485 ± 5 Ma (Figura 47 A). Esta idade é interpretada como a idade de cristalização da rocha e
conseqüentemente da deposição da seqüência sedimentar.
O sienogranito porfiritico (OCH-6) apresenta pequenos grãos de zircão prismáticos
alaranjados. As três frações analisadas são concordantes ou quase concordantes indicando idade de
intercepto superior de 463 ± 7 Ma, a qual é interpretada como idade de cristalização (Figura 47 B).
A amostra OCH-1 a qual também representa o sienogranito porfiritico foi analisada mediante
monazita. As três frações estudadas forneceram análises concordantes indicando a idade de 465 ± 2
Ma. (Figura 47 C) Esta idade interpretada como de cristalização é idêntica àquela da amostra OCH-
6, o que indica que o corpo de quase 24 Km cristalizou ao mesmo tempo.
Os grãos de zircão do leucogranito (OCH 20N) são alongados, prismáticos e transparentes
onde duas frações de zircões definem uma idade concordante de 475 ± 5 Ma (Figura 47 D),
interpretada como a idade de cristalização do pluton. Esta idade contradiz a seqüência de intrusão
47
definida no campo, mas a idade do leucogranito está dentro do erro quando comparada com a
calculada para o sienogranito porfirítico. A interpretação mais adequada até o momento é que essas
duas unidades são aproximadamente contemporâneas.
A amostra de Agua Castilla (AC) é um riodacito intercalado em sedimentos. Os grãos de
zircão analisados desta amostra formam pequenos cristais prismáticos com uma razão de
comprimento: largura de ~ 2:1. Três frações definem uma discórdia com idade de intercepto inferior
de 472 ± 6 Ma, a qual pode ser interpretada como a idade de cristalização e uma idade de intercepto
superior de 1967 ± 88 Ma (Figura 47 E) sugerindo herança a partir de crosta continental
Paleoproterozóica. A idade do intercepto inferior é coerente com a evidência paleontológica já que
os sedimentos com os quais se intercala esta rocha vulcânica é portadora de fauna graptolítica do
Arenigiano. Finalmente, os grãos de zircão analisados do granito Tajamar formam pequenos
prismas limpos e de coloração rosada. Cinco frações de zircão definem uma discordia fornecendo
uma idade de intercepto inferior de 465 ± 4 Ma, interpretada como idade de cristalização e uma
idade de intercepto superior de 1905 ± 64 Ma, indicando uma possível herança Paleoproterozóica
(Figura 47 F).
48
Figura 47. Diagramas de concordia U-Pb ID-TIMS de (A) Metariolito. (B) Sienogranito
Porfirítico. (C) Sienogranito Porfirítico (Monazita). (D) Leucogranite.
(E) Riodacito de Agua Castilla e (F)Granito porfirítico de Quebrada de Tajamar.
49
Nota: OCH-1= Frações de monazita.
10.2 Dados isotópicos de Nd e Sr
Treze análises isotópicas de Sr e dezessete de Sm-Nd em rocha total foram realizadas. Os
valores iniciais de
87
Sr/
86
Sr e ε
Nd(t)
foram recalculados utilizando as idades U–Pb obtidas e também
através das relações de campo.
A natureza bimodal do magmatismo desenvolvido na área de estudo é clara a partir dos dados
obtidos (Tabela 5).
As rochas metavulcânicas félsicas e graníticas, apresentam razões iniciais de
87
Sr/
86
Sr entre 0,7089
e 0,7349. Mostram valores de ε
Nd
(t) negativos, variando de – 3,1 a –7,5 e idades modelo T
DM
em
um intervalo entre 1,50 e 1,75 Ga (Tabela 5). Os altos valores das razões iniciais
87
Sr/
86
Sr, assim
como os valores de ε
Nd
(t) e T
DM
indicam uma fonte crustal mais antiga (Meso – Paleoproterozóica)
para esses magmas.
As rochas básicas mostram valores positivos de ε
Nd
(t), entre + 1,4 a + 2,5, indicando uma fonte do
manto empobrecida em elementos LIL comparada com o CHUR. A amostra PSC-13 mostra valor
de ε
Nd
(t) levemente negativo (-0.3). A razão inicial
87
Sr/
86
Sr determinada em uma amostra (PSC-22)
apresenta valor de 0.7067. As variações nos valores de ε
Nd
(t) podem ser devidas a diferentes graus
de contaminação crustal. As idades modelo T
DM
das rochas básicas não estão apresentados na tabela
5 devido aos altos valores das razões
147
Sm/
144
Nd. Estas idades (T
DM
) nos leucosienogranitos são
Tabela 4. Resultados das frações de zircão e monazita analisadas.
Sample / Weight U Pb
206
Pb /
207
Pb*/ (pct)
a 206
Pb*/ (pct)
b
(ρ)
207
Pb*/ (pct)
c 206
Pb*/
207
Pb*/
207
Pb*/ (Ma) **
Fraction (mg) ppm ppm
204
Pb
235
U
238
U
206
Pb
238
U Age
235
U Age
206
Pb Age
PSC 26/
11 0.021 934.41 73.032 982.16 0.5540 3.22 0.0697 3.10 0.98087 0.0576659 0.21 434.2 447.6 517.1 27.0
PSC 26/
13
0.035 771.12 64.277 2031.43 0.5972 0.62 0.0759 0.60 0.97118 0.0570315 0.15 471.9 475.5 492.7 3.3
PSC 26/
14
0.029 820.94 70.109 1429.51 0.6051 2.17 0.0769 2.07 0.95677 0.0570167 0.63 478.0 480.5 492.2 14.0
OCH-6/ 1 0.040 251.75 18.819 607.17 0.5773 1.16 0.0744 1.50 0.47840 0.0562690 2.77 462.7 462.7 463.0 61.0
OCH-6/ 2 0.023 508.12 37.961 507.87 0.5712 1.23 0.0731 0.91 0.74274 0.0566386 0.82 455.1 458.8 477.5 18.0
OCH-6/ 4 0.039 949.41 70.789 956.29 0.5683 1.32 0.0724 1.14 0.86870 0.0569016 0.65 450.8 456.9 487.7 14.0
OCH1/1 0.026
1711.0
826.4
2964.60
0.57623
1,19
0.07425
1.09
0.910427
0.0562839
0.494
461.7
462.0
463.5
11
OCH1/2
0.037
1008.20
666.77
3059.76
0.57932
1.26
0.0744999
1.09
0.86844
0.0563986
0.622
563.2
464.0
568.1
14
OCH1/3
0.049
1947.40
990.07
5639.00
0.58198
0.583
0.0748946
0.571
0.980982
0.0563586
0.113
465.5
465.7
466.5
2.5
OCH20N/1 0.021 1260.00 99.720 1451.00 0.5970 1.00 0.0766 0.88 0.915 0.055355 0.30 475.4 475.3 475.2 8.0
OCH20N/2 0.033 691.12 64.000 2310.00 0.5969 0.62 0.0763 0.60 0.971 0.057012 0.15 474.8 475.5 485.8 6.0
AC/ 6 0.039 211.00 18.011 276.18 0.5645 1.27 0.0747 1.19 0.60218 0.0548049 1.82 464.4 454.4 404.3 41.0
AC /9 0.050 233.88 22.225 533.03 0.8297 0.94 0.0884 0.71 0.79296 0.068022 0.57 546.4 613.4 869.2 12.0
AC /10 0.045 312.25 25.059 527.4 0.5783 2.21 0.0750 1.40 0.65878 0.0558798 1.66 466.5 463.3 447.6 37.0
TA /12 0.025 395.36 32.939 546.79 0.6553 1.58 0.0786 1.30 0.82722 0.0604375 0.89 488.0 511.7 619.3 19.0
TA/ 13 0.030 410.30 70.414 114.05 1.1143 1.51 0.1038 0.72 0.55774 0.0778711 1.26 636.5 760.2 1143.6 25.0
TA/ 14 0.031 341.09 31.257 363.26 0.7080 1.33 0.0819 0.93 0.73081 0.0626742 0.91 507.6 534.6 697.2 19.0
TA/ 15 0.025 305.86 25.109 531.38 0.6830 1.22 0.0806 1.19 0.97158 0.0614456 0.29 499.8 528.6 654.8 6.2
50
muito elevadas e não têm nenhum significado geológico. Isto é coerente com a cristalização de uma
fase mineral rica em ETRL, o que resulta num progressivo empobrecimento desses elementos no
magma residual e o conseqüente incremento da razão Sm/Nd e valores T
DM
com a progressiva
diferenciação, conforme descrito em Pimentel e Charnley (1991).
Tabela 5. Dados isotópicos de Nd e Sr.
A figura 48, mostra a evolução isotópica do ε
Nd
das rochas sienograníticas e vulcânicas
félsicas. Os dados são comparados com aqueles da literatura para o embasamento metamórfico e
rochas plutônicas Ordovicianas da Puna Austral. Pode-se observar que as rochas estudadas no
presente trabalho têm um padrão de evolução isotópica do Nd muito similar ao embasamento
metamórfico da Puna suloriental e ao granito de Serra de Macón, apresentando idades modelo
(T
DM
) entre 1.5 e 2.1 Ga (Becchio et al., 1999; Lucassen et al., 2000; Poma et al., 2004).
Coincidentemente, esses valores de idades modelo são coerentes com as idades de intercepto
superior interpretadas como herança das amostras de Agua Castilla e Quebrada Tajamar (Figura 47
E-F ).
As idades modelo do Complexo Igneo Pocitos (CIP) variam entre 0.73 a 0.98 Ga. Kleine et
al., (2004) conclui que a sistemática isotópica de Sr, Nd e Pb indicam uma contribuição tanto de
fonte mantélica como crustal nos magmas do Complexo. Por isto, as idades modelo representam
uma mistura entre uma fonte juvenil Ordoviciana e uma componente crustal Meso-
Amostras Tipo de
rocha
Sr ppm Rb
ppm
87
Rb/
86
Sr
87
Sr/
86
Sr m
± 2SE
87
Sr/
86
Sr i Sm
ppm
Nd
ppm
147
Sm/
144
Nd
143
Nd/
144
Nd
± 2σ
ε
Nd(T)
T
DM
(Ga)
Granitos T=470
Ma
MO-1 Porfiritico 81 219 7.88 0.790019+/-3 0.7372 6,.21 28.9 0,1296
0,512140(±09)
- 5.7 1.62
OCH-1 Porfiritico 187 149 2,31 0,737596+/-1 0,7222 6,64 32,7 0,1227
0,512138(±07)
- 5,3 1,50
OCH- 6 Porfiritico 112 173 4,49 0,76506+/-1 0,7349 10.2 48.2 0.1285
0.512170(±05)
-5.1 1.54
PSC- 8 Equigranul 103 179 5.05 0.760589+/-3 0.7267 6.51 30.4 0.1304
0.512123(±11)
-6.0 1.67
SC-05-07 Equigranul 99 200 5,87 0,763931+/-8 0,7254 5,41 25,2 0,1298
0,512124(±12)
- 6.1 1.65
OCH-20N Leucogran 17 326 57,72 1,11813+/-2 0,7274 2.11 7.43 0.1718
0.512276(±06)
-5.5
-
SC-05-15 Leucogran 62 76 3,55 0,738715+/-1 0,7154 6,83 29,5 0,1397
0,512287(±06)
- 3,5 1.54
SC-05-24 Leucogran. 77 136 5,13 0,7560+/-3 0,7216 1,47 5,93 0,1501
0,512168(±07)
- 6,38
-
Meta-
volcanitas
T=485
Ma
PSC- 2 Metabasito
4.65 14.5 0.1942
0.512750(±30)
2.3
-
PSC- 13 Metabasito
2.48 7.95 0.1888
0.512593(±10)
-0.3
-
PSC- 22 Metabasito 90 30 0,96 0,713183+/-2 0,7067 2.62 7.56 0.2100
0.512810(±05)
2.5
-
SC-05-13 Metabasito 2,83 9,01 0,1903
0,512729(±19)
2,1
-
SC-05-06 Metabasito 2,24 6,78 0,1997 0,512721+/-5 1,4
-
PSC- 3 Metadacito 127 135 3,08 0,73261+/-1 0,7119 6.55 31.4 0.1260
0.512028(±42)
-7.5 1.75
SC-05-12 Metadacito 157 113 2.08 0,72869+/-3 0.7147 5,64 25,4 0,1339 0,512247+/-7 - 3.7 1.51
PSC- 26 Metariolito 106 128 3,50 0,73240+/-2 0,7089 5.34 22.9 0.1411
0.512299(±07)
-3.1 1.54
SC-05-10 Metariolito 81 198 7.11 0,773591+/-3 0.7259 7,17 33,8 0,1281 0,512104+/-13 - 6.2 1,66
51
Paleoproterozóica. O mesmo processo poderia ser atribuído aos metabasitos do Cerro Plegado, os
quais se plotam no campo do CIP. Por outro lado, as amostras dos paragnaisses e ortognaisses de
Antofalla, do granito Arita e uma amostra do granito de Serra de Macón têm idades modelo
intermediárias entre o CIP e as rochas da Puna suloriental. O contraste nas características isotópicas
das rochas da Puna sulocidental e suloriental é , portanto, marcante.
Figura 48. Diagrama ε
Nd
versus Tempo mostrando as composições isotópicas de Nd das
rochas graníticas e vulcânicas félsicas estudadas como assim também diferentes tipos de
rochas expostas na Puna Austral. A barra cinza indica o ε
Nd
(t) para diferentes rochas
ordovicianas. Note-se a similaridade entre as idades T
DM
do embasamento da Puna Austral e
as idades de herança das a mostras Água Castilla e Tajamar.
No gráfico ε
Nd
(t) versus
87
Sr/
86
Sr
i
(Figura 49) observa-se que todas as rochas vulcânicas
félsicas e graníticas plotam no quadrante da crosta continental (fonte enriquecida) localizando-se
dentro do campo do embasamento da Puna. Isto sugere que o embasamento pode ser uma fonte
potencial dos magmas félsicos na região estudada.
52
Figura 49. Composições isotópicas de Sr e Nd das rochas graníticas e vulcânicas félsicas
estudadas comparadas com o embasamento da Puna Austal. Todos os valores foram
recalculados a 470 Ma.
11. DISCUSSÃO
A pesar da limitada extenção areal onde foi desenvolvido o presente trabalho, os resultados
obtidos e as comparações realizadas com outras áreas de similares características, permitem realizar
algumas considerações de aplicação geral sobre a evolução geológica do Paleozóico Inferior para a
região da Puna Argentina. (Figura N° 50 a-b-c-d).
Durante o Cambriano superior-Ordoviciano inferior, a margem sul-ocidental da Gondwana,
possivelmente assistiu ao início de um processo de ”underplating” de grandes quantidades de
magmas máficos que se alojaram na base da crosta gerando uma importante anomalía térmica. Ao
mesmo tempo se desenvolve uma bacia ensiálica extensiva aonde se dá a deposição de sedimentos
(Buttner et al., 2005).
A anomalía térmica afetaria os níveis médio-inferiores da crosta continental, gerando fusão
parcial da mesma e produzindo migmatitos e magmas félsicos (Becchio et al., 1999; Lucassen et al.,
2000; Viramonte et al., 2005).
Entre os 485 ± 5 e 472 Ma, esses magmas félsicos chegam até a superficie intercalando-se
com os sedimentos. Simultaneamente, pequenos volumes de magmas basálticos de origem profunda
e possivelmente representantes do material acumulado na base da crosta, também se interdigitam
nos sedimentos constituindo assim uma unidade vulcano-sedimentar bimodal. A deformação dúctil
53
e o metamorfismo de baixo grau registrado nesta seqüência se desenvolvem entre os ~480 Ma
(riolito protomilonítico) e os ~462 Ma (sienogranito porfirítico sem metamorfismo). Esse
metamorfismo pode estar relacionado à proeminente anomalía térmica e a uma transferência
advectiva de calor devida aos fundidos intrusivos (conforme descrito em Lucassen et al., 2000) em
níveis rasos da crosta continental, durante o extenso magmatismo Ordoviciano.
Os corpos de rochas graníticas representam um periodo intrusivo com idades de cristalização
entre os ~475 e ~462 Ma e representaríam, da mesma forma que as rochas metavulcânicas félsicas,
diferentes pulsos de magmas gerados por fusão parcial de rochas do embasamento.
Figura 50.A-B-C-D. Possivel modelo evolutivo na Puna Austral.
54
Os dados geoquímicos nos diagramas de variação e de multielemento mostram na sua
maioria, coerência com um processo de cristalização fracionada. No entanto, os dados isotópicos
não sustentam esse processo. Tanto as rochas metavulcânicas como os granitóides apresentam
valores distintos das razões inicias
87
Sr/
86
Sr e razões
143
Nd/
144
Nd, pelo que se pode sugerir que
representaríam pulsos de magmas produzidos por fusão parcial de diferentes fontes crustais.
A partir da comparação entre as Faixas Eruptivas Ocidental e Oriental pode-se observar que
as características petrológicas, geoquímicas e isotópicas são bastante diferentes, enquanto que as
idades absolutas se superpõem entre rochas de uma faixa e de outra. Por isto e a partir dos dados da
literatura, é possível sugerir que a Faixa Eruptiva Ocidental estaría associada a um arco magmático
relacionado à subducção, enquanto a Faixa Eruptiva Oriental poderia estar relacionada a um regime
extensional de trás-arco aonde são importantes os processos de fusão parcial da crosta. Cabe
assinalar que para realizar um estudo mais acurado sobre a petrogênese e evolução dessas faixas, é
necessária uma maior quantidade de dados, especialmente para a Faixa Ocidental.
Finalmente, tendo em conta todos os processos desenvolvidos na Puna Oriental durante o
Paleozóico Inferior se pode introduzir o conceito de “Orógenos Quentes”, (Collins, 2002a), (Hongn
et al., 2005).
Os Orógenos Quentes (Collins, 2002a) evoluem por meio da influência de uma anomalía
térmica prolongada e podem ocorrer em ambientes dominados por extensão Collins (2002b) ou
contração (Cruden et al., 2003). Nesses orógenos ocorrem, entre outras coisas, fenômenos de
reciclagem crustal, deformação com cinemáticas complexas e magmatismo bimodal. Assim, uma
anomalía térmica prolongada (Lucassen et al., 2000; Lucassen e Becchio, 2003) e os fenômenos de
sedimentação (Bahlburg e Hervé, 1997), deformação (Hongn, 1994; Hongn et al., 1996),
magmatismo (Coira et al., 1999; Viramonte et al., 2005) e metamorfismo (Lucassen et al., 2000;
Lucassen e Becchio, 2003) sugerem que a borda oriental da Puna podería ter sido parte de um
“Orógeno Quente” desde ~ 500 até 440 Ma.
12. CONCLUSÕES
-
Na área de estudo, foram reconhecidas duas unidades principais: (i) uma unidade vulcano-
sedimentar bimodal (basaltos - riolitos) afetada por uma faixa de deformação dúctil e metamorfismo
de baixo grau e (ii) uma unidade plutônica sem metamorfismo composta de três fácies ricas em
silica (sienogranitos porfiríticos e equigranulares - leucosienogranitos).
-Os dados geoquímicos e isotópicos sugerem que os magmas básicos representam uma fonte
mantélica empobrecida em elementos LIL comparada com o CHUR e de tipo T-MORB, enquanto
55
os magmas félsicos representam magmas produzidos por fusão crustal, aonde o embasamento
constitui uma fonte potencial para essas rochas. Os padrões particulares de ETR das rochas félsicas
podem estar relacionados à remoção de feldspato e biotita e uma fase rica em ETRL como a
monazita.
-As características das rochas félsicas são muito similares às unidades félsicas reportadas na
Puna Norte por Coira et al., (1999), sugerindo uma evolução comum de toda a Faixa Eruptiva
Oriental e corroborando a conclusão que as diferenças nas caracteristicas geológicas entre a Puna
Austral e Puna Norte são principalmente devidas a distintos níveis crustais, aflorando os mais
profundos para o sul.
-A partir dos dados geocronológicos, se determinou que as rochas metamórficas expostas
entre o salar Centenario e a Quebrada do Oculto (parte da unidade vulcano-sedimentar) pertencem
ao Ordoviciano e não ao Precambriano, contrariamente às ideias sugeridas em trabalhos prévios
(e.g. Blasco and Zappettini, 1996). Ao mesmo tempo, conclui-se que o metamorfismo da unidade
vulcano-sedimentar desenvolveu-se entre os ~485 e os ~465 Ma.
-Os novos dados obtidos neste trabalho, como assim também aqueles da literatura sugerem
um processo que recicla material crustal antigo sem geração de grandes volumes de nova crosta
(Becchio et al., 1999; Lucassen et al., 2000).
56
13. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
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- Turner, J. M., 1972. Puna. En Geología Regional Argentina. Academia Nacional de Ciencias, 91-
116. Córdoba.
-Turner, J. C. , Mendez, V. 1979. Puna. Segundo Simposio de Geología Regional Argentina.
Academia Nacional de Ciencias de Córdoba, 13-56. Córdoba.
- Viramonte, J.M., Viramonte, J.G., Becchio, R., Pimentel, M., Martino, R., 2005. New U-Pb and
Sm-Nd data for the Ordovician magmatism on the eastern border of Southern Puna. XVI Congreso
Geológico Argentino, Actas. La Plata, Argentina.
-Zappettini, E.O., Blasco, G., Villar, L.M., 1994. Geología del extremo sur del salar de Pocitos. XII
Congreso Geológico Chileno, Concepción, Actas 1, 220-225.
61
APENDICE 1:
PROCEDIMENTOS ANALITICOS:
Os analises químicas foram realizadas em amostras de rocha total pelo método de
Espectrometria de Fluorescência de Raios X, no Laboratório de Geoquímica do Instituto
GEONORTE da Universidade Nacional de Salta. Este laboratório conta com um equipamento
marca Rigaku 2000, dispersivo em longitude de onda, com tubo de Rh, detector de centelha SC e
fluxo gasoso PC e cristais monocromadores, LIF, PET, TAP, y GE.
As amostras foram moídas em britador a mandíbula e uma vez quarteadas, foram
pulverizadas em moinho tipo Herzog. As determinações de perda ao fogo foram realizadas em
mufla a 950º C até peso constante. Com esse instrumental os elementos majoritários foram
determinados sobre pastilhas fundidas com tetraborato de lítio (relação 1g. amostra em 6g.
fundente). A fusão realizou-se em um equipamento automático marca Claisse Fluxy. As
concentrações de elementos traços foram determindadas sobre pastilhas prensadas, com agregado
de aglomerante (elvacite/acetona, 20/80) a uma pressão de 1.400 Kg/cm
2
. As análises foram
efetuadas usando curvas de calibração medidas sobre padrões de rocha do Geological Survey of
Japan e United States Geological Survey. Os elementos maiores estão expressos em percentagem
em peso de óxidos.
Para os elementos traços, foram utilizados padrões obtidos do Geological Survey of Japan,
United States Geological Survey, Grupe de Recherches Petrographique et Geochimiques,
Association National de la Recherce Technique e Canadian Certified Reference Material Project.
Os elementos traço estão expressos em ppm. As concentrações de elementos terras raras e alguns
elementos traço foram determinadas no Laboratório de Geoquímica da Universidade de Brasília e
consiste da fusão da amostra e posterior dissolução da mesma, a partir do seguinte procedimento:
-Pesou-se 1,0000g de amostra e 3,0000g de fundente (metaborato de lítio) em um cadinho
de platina.
-A amostra foi homogeneizada com espátula e levada ao forno mufla a 950°C por 30
minutos.
-O cadinho foi retirado e seu material despejado em uma placa de grafite, para que a amostra
formasse um agregado vítreo.
-Após secar, o vidro foi triturado, e desse se pesou 0,1000g de material para dissolução.
-O material foi colocado m balão volumétrico de 50ml, e adicionou-se 25ml de HNO3 3,5%.
O material oi misturado até total solubilização.
-Adicionou-se 2ml da solução de 5000 ppb de In (padrão interno - spike)
-O volume do balão foi completado com HNO3 3,5% e homogeneizado.
62
Para as análises U-Pb convencionais foram dissolvidas frações em ácido HF e HNO
3
(HF:
HNO
3
= 4:1) utilizando microcápsulas em bombas tipo Parr. Uma mistura de
205
Pb -
235
U foi usada
como "spike". A extração química seguiu a técnica padrão de troca iônica, usando microcolunas de
teflon e seguindo o procedimento de Krogh (1973) modificado. O chumbo e urânio foram
depositados conjuntamente sobre um filamento único de Re, com H
3
PO
4
e sílica gel. As análises
isotópicas foram levadas a cabo no Laboratório de Geocronologia da Universidade de Brasília,
utilizando espectrômetro de massa multicolector Finigamm MAT-262 equipado com um
multiplicador de elétrons secundários. Os brancos de Pb ao tempo das análises foram melhores que
20 pg. Os programas PBDAT (Ludwig, 1993) e ISOPLOT-Ex (Ludwig, 2001) foram utilizados para
a redução dos dados e cálculo da idade. Os erros para as relações isotópicas são 2σ.
As análises isotópicas Sm-Nd foram realizadas no Laboratório de Geocronologia da
Universidade de Brasília seguindo o método descrito por Gioia e Pimentel (2000). As amostras de
rocha total (∼50 mg) foram misturadas com ∼30 mg de spike
(
149
Sm-
150
Nd ) e
dissolvidas em recipientes do tipo savillex (limpos e secos) através de uma série de ataques com
ácidos fluorídrico, nítrico e clorídrico. A extração e purificação do Sm e Nd são realizadas seguindo
técnicas convencionais de troca catiônica em colunas de Teflon (primária e secundária) contendo a
resina LN-Spec. As amostras de Sm e Nd foram depositadas em filamentos de Re para posterior
leitura no espectrômetro de massa multicoletor Finnigan MAT 262 operado em modo estático. As
incertezas 2σ nas razões
147
Sm/
144
Nd e
143
Nd/
144
Nd são melhores que 0.1% e 0.005%,
respetivamente, de acordo com análises repetidas em padrões de rocha internacionais BHVO-1 e
BCR-1. As razões
143
Nd/
144
Nd são normalizadas a
146
Nd/
144
Nd = 0.7219, e a constante de
decaimento utilizada é 6.54x10
x12
a
-1
. Os valores T
DM
foram calculados utilizando o modelo de De
Paolo (1981).
63
Journal of South American Earth Sciences
James N. Kellogg, Editor-In-Chief
Elisabeth Nevins Caswell, Production Editor
Amy C. Moragues, Manuscript Manager
Department of Geological Sciences
University of South Carolina
Columbia, SC 29208, USA
Telephone: (803) 777-4501
Fax: (803) 777-9133
October 20, 2006
“Ordovician igneous and metamorphic units in southeastern Puna: New U-Pb and Sm-
Nd data and implications for the evolution of northwestern Argentina”
by J.M. Viramonte, R.A. Becchio, J.G. Viramonte, M.M. Pimentel, R.D. Martino
Dear Dr. Viramonte,
I am pleased to inform you that your revised paper “Ordovician igneous and
metamorphic units in southeastern Puna: New U-Pb and Sm-Nd data and implications
for the evolution of northwestern Argentina” is accepted for publication in the Journal of
South American Earth Sciences. Your revisions improved the manuscript. This paper
presents interesting new U-Pb zircon age data, Nd isotope ratios and chemical analyses of
Ordovician metavolcanic and plutonic rocks from the southern Puna, NW Argentina.
I have forwarded your manuscript to Elisabeth Caswell, Production Editor, for final
copyediting at enevins1@yahoo.com
. Thank you for your fine submittal to the Journal of
South American Earth Sciences.
Sincerely,
James Kellogg, Editor-in-Chief
Journal of South American Earth Sciences
Andean Geophysical Laboratory , Department of Geological Sciences
University of South Carolina, Columbia, South Carolina 29208
803-777-4501; FAX: 803-777-9133; [email protected]
Department of Geological Sciences Elsevier Science Ltd.
University of South Carolina, USA Oxford
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