Mezcla de magmas en el complejo intrusivo Diablillos REVISTA MEXICANA DE CIENCIAS GEOLÓGICAS v. 32, núm. 3, 2015, p. 433-454 Mezcla de magmas en el arco magmático Famatiniano del noroeste de Argentina: ejemplo en el complejo intrusivo Diablillos, Puna Austral Néstor Suzaño, Raúl Becchio, Alexis Nieves, Alfonso Sola y Agustín Ortiz INENCO-CONICET, Universidad Nacional de Salta. Av. Bolivia 5150, 4400 Salta, Argentina. *[email protected] RESUMEN nodiorite and tonalite correspond to a mixing forming process between crustal and mantle-derived magmas. Magma mixing is observable in the En el borde oriental de la Puna Austral, sierra de Inca Viejo, no- field (microgranular mafic enclaves) and evidenced in the geochemical roeste de Argentina, aflora el complejo intrusivo Diablillos compuesto diagrams (magmatic evolution by no-cotectic line), however, a complex por rocas calcoalcalinas de arco representado por monzogranitos, magmatic evolution by processes of fractional crystallization and assi- granodioritas, tonalitas y dioritas. El monzogranito y rocas intermedias milation of country rocks, can not be ruled out. Contact relationships contienen abundantes enclaves y diques sinmagmáticos máficos. Las between the different lithological types and enclave-host, suggest that a relaciones de campo, estudios petrográficos y geoquímicos, sugieren magma chamber was formed by multiple pulses and was emplaced in que el principal mecanismo de diferenciación magmática es por mezcla middle levels of the continental crust. In a local and regional context, de magmas. Las rocas de composición intermedia, granodioritas y the geochemical affinities and the age of the Diablillos intrusive complex tonalitas, constituyen el producto de la mezcla (mixing) entre magmas (501±17 Ma, U/Pb on circon) are consistent with the magmatism of the de origen cortical y básico juvenil. La mezcla de magmas esta eviden- Oire eruptive complex. Magma mixing is one of the main mechanisms ciado a partir de observaciones de campo (enclaves microgranulares intervening in the origin and evolution of lower Paleozoic magmatism máficos), petrográficas (en plagioclasa manteada con hornblenda y in the Famatinian arc, associated to a subduction setting. biotita, cuarzo ocelli, fenocristales de feldespato potásico en enclaves máficos) y en las composiciones geoquímicas (línea de evolución Key words: Magmatic differentiation; magma mixing; lower Paleozoic; magmática no-cotéctica), sin embargo, no se descarta una evolución magmatism; Southern Puna. compleja acompañada por procesos de asimilación de roca de caja y cristalización fraccionada. Las relaciones de contacto entre los distintos tipos litológicos y enclave-hospedante, sugieren la construcción de una INTRODUCCIÓN cámara magmática por múltiples pulsos y emplazamiento en niveles medios de la corteza continental. En el contexto local y regional, las Las rocas plutónicas intermedias y silíceas calcoalcalinas de arco afinidades geoquímicas y la edad obtenida del complejo intrusivo magmático pueden resultar de la cristalización fraccionada a partir Diablillos (501±17 Ma, U/Pb en circón) son consistentes con la faja de magmas máficos en sistemas cerrados o abiertos (p.ej., De Paolo, magmática del complejo eruptivo Oire. La mezcla de magmas cons- 1981). Por otro lado, la mezcla de magmas de composiciones químicas tituye uno de los mecanismos actuantes en el origen y evolución del contrastadas es un proceso de diferenciación magmática de suma im- magmatismo paleozoico inferior en el contexto del arco Famatiniano, portancia, capaz de generar grandes volúmenes de magma de amplio asociado a un ambiente de subducción. espectro composicional en muchas suites de rocas magmáticas (Castro et al., 1990; Hibbard, 1991). La ocurrencia de enclaves microgranulares Palabras clave: Diferenciación magmática; mezcla de magmas; máficos (EMM) es común en muchos intrusivos intermedios a félsicos magmatismo; Paleozoico inferior; Puna Austral. calcoalcalinos y su origen todavía es un tema de debate (p.ej., Chappell et al., 1987; Chen et al., 1989; Barbarin y Didier, 1992; Blundy y Sparks, 1992; Barbarin, 2005; Vernon, 2014). La mayoría de los investigadores ABSTRACT concuerdan en un origen por procesos de magma mixing y mingling (p.ej., Didier, 1973; Didier y Barbarin, 1991; Vernon, 1983, 1990, 2014; On the eastern edge of the southern Puna, Inca Viejo range, NW Poli y Tomasini, 1991). Argentina, outcrops of the Diablillos intrusive complex are composed of En el noroeste argentino, la mezcla de magmas ha sido mencio- a series of calc-alkaline magmatic arc rocks represented by monzogranite, nado solo en trabajos regionales (p.ej., Poma et al., 2004; Coira et al., granodiorite, tonalite and diorite. The monzogranite and intermediate 2009a; Otamendi et al., 2010), sin embargo, no ha sido estudiada en rocks contain abundant enclaves and dismembered dikes. Field rela- detalle. La mezcla entre fundidos de origen juvenil y cortical es un tionships, petrographic and geochemical studies suggest that the main mecanismo utilizado en forma recurrente para explicar la naturaleza mechanism of magmatic differentiation of the magmas was by magma calcoalcalina máfica e intermedia de magmas ordovícicos de la Puna mixing and mingling. Rocks of intermediate composition, such as gra- (p.ej., Viramonte et al., 2007; Otamendi et al., 2010). La hipótesis de Suzaño, N., Becchio, R., Nieves, A., Sola, A., Ortiz, A., 2015, Mezcla de magmas en el arco magmático Famatiniano del noroeste de Argentina: ejemplo en el complejo intrusivo Diablillos, Puna Austral: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, v. 32, núm. 3, p. 433-454. RMCG | v. 32 | núm. 3 | www.rmcg.unam.mx 433 Suzaño et al. mezcla de magmas está basada principalmente en la firma geoquímica, cuarzo ocelli, presencia de EMM) y rocas de composición intermedia composiciones isotópicas (Sr-Nd) y presencia de EMM en las unidades compatibles con una evolución magmática por procesos de mezcla de ígneas que constituyen el arco magmático Famatiniano de la Puna. magmas como mecanismo principal. En este estudio, se aportan datos En inmediaciones del salar de Diablillos, borde oriental de la Puna petrológicos, geoquímicos, geocronológicos y relaciones de campo de Austral (Figuras 1 y 2), aflora el complejo intrusivo Diablillos (CID, las unidades ígneas del CID que constituyen la sierra de Inca Viejo, Becchio et al., 2011), caracterizado por sus excelentes afloramientos noroeste de Argentina. El análisis de los resultados es esencial para que permiten observar en forma directa la interacción entre magmas comprender la secuencia relativa de los eventos ígneos, los mecanismos de composición química contrastada. De la interacción entre magmas de mezcla de magmas actuantes y el origen de los magmas. Además, máficos y félsicos, se genera una serie de texturas, estructuras (p.ej., se examina en términos composicionales local y regional, rocas ígneas 68° 24° Salares 67° Ortogneises y granitoides Famatinianos (490–440 Ma) Complejo Eruptivo Oire S. de Pocitos Metamorfitas de bajo a muy bajo grado ordovícicas Rocas metamórficas de variado TASTIL grado ordovícicas (Puna) Intrusivos graníticos (500–470 Ma) Cordillera Oriental Batolito Tastil (540–500 Ma) Cordillera Oriental Metamorfitas de muy bajo a alto grado (Fm Puncoviscana y equivalentes) Rocas metamórficas de mediano a alto grado (Puna) 1 25° Rocas metamórficas de mediano a alto CACHI grado (sierra de Quilmes) Zona de Fallas Estudio 2 UBICACIÓN GEOGRÁFICA a 3 APuusntraaPu nla SeptentCroieodnilallera OrienStiearlras Subandinasco-Pampeana Anto6fall 5 4 MOLINOS a h C a anitam Sierras Llanur Cerro aF Pampenas Galán CAFAYATE Valle Fértil 7 La Huerta BOLIVIA 8 Jujuy E CHIL 11 10 Salta 9 Catamarca 27° N 27° 68° 67° 66° 5 0 km Figura 1. Distribución de unidades de basamento, metamorfitas de bajo, medio y alto grado, ortogneises, granitos del la Puna y Cordillera Oriental del Proterozoico superior-Paleozoico inferior. (1) Salar Centenario, (2) Salar de Ratones-Diablillos, (3) Salar de Hombre Muerto, (4) Cumbre de Luracatao, (5) Cerro Blanco, (6) Salar Antofalla-Sierra de Campo Negro, (7) Calalaste, (8) El Jote-El Peñón, (9) Sierra de la Laguna Blanca, (10) Sierra Chango Real, (11) Sierra de Quilmes. Recuadro mayor rojo indica la zona de estudio. Modificado de Becchio (2000). 4 34 RMCG | v. 32 | núm. 3 | www.rmcg.unam.mx Mezcla de magmas en el complejo intrusivo Diablillos de similares características que permitan evaluar su implicación en GEOLOGÍA DE LA SIERRA DE INCA VIEJO el marco de la evolución petrogenética del magmatismo paleozoico inferior del borde oriental de la Puna Austral en el contexto del arco La sierra de Inca Viejo es la unidad orográfica que separa los sa- magmático Famatiniano. lares Ratones-Centenario y Diablillos (Figura 2). Becchio et al (2011) identifican un complejo intrusivo de rocas granítico-dioríticas y de- finen el CID. Sobre la base de su posición geográfica y características GEOLOGÍA REGIONAL mesoscópicas (p.ej., presencia de cuarzo azul, Seifert et al., 2011), el CID ha sido asociado con los granitoides ordovícicos del CEO (Hongn El CID constituye la sierra de Inca Viejo y está ubicado en el bor- y Seggiaro, 2001). El CID intrusiona rocas metamórficas de bajo a me- de oriental de la Puna Austral, entre los salares Centenario-Ratones diano grado que afloran en el borde oriental y occidental de la sierra y Diablillos (Figura 1). Los antecedentes de estudios petrológicos y de Inca Viejo (Figura 2). geoquímicos de detalle de la zona, son escasos y en general son de En la zona norte y sur de la sierra, se observan cuerpos subvolcá- índole regional (Hongn, 1992; Blasco et al., 1996; Viramonte et al., nicos miocenos con desarrollo de alteraciones hidrotermales y con- 1993; Becchio et al., 1999a, 1999b; Hongn y Seggiaro, 2001; Lucassen centración de metales de interés económico (Cu-Au-Mo). Finalmente, y Becchio, 2003; Viramonte et al., 2007; Coira et al., 2009a entre otros). las rocas de basamento y los intrusivos subvolcánicos están cubiertos Estos autores describen la petrología, la geoquímica, determinan la por rocas volcánicas (Andesitas Ratones y Formación Incahuasi) y edad y condiciones P-T de unidades metamórficas (mediano-alto depósitos cuaternarios aluviales, fluviales y salares de particular interés grado) e intrusivos asociados. para extracción de salmueras ricas en litio y boratos. En las inmediaciones de los salares Centenario-Ratones-Diablillos (Figura 1), afloran principalmente rocas de basamento metamórfico de Unidades metamórficas (roca de caja) bajo a alto grado (Neoproterozoico-Paleozoico inferior) intrusionado Rocas metamórficas de bajo grado afloran en el extremo norte y por granitoides del complejo eruptivo Oire (CEO en el sentido borde oriental de la sierra de Inca Viejo (Figura 2). Están compuestas de Hongn y Seggiaro, 2001) del cinturón magmático de la Faja por una secuencia rítmica de metapelitas (filitas, filitas moteadas) Eruptiva de la Puna Oriental (Méndez et al., 1973). El basamento y metagrauvacas con metamorfismo regional en facies de esquistos neoproterozoico-cámbrico tiene una estructura interna compleja y está verdes (Chl+Ms+Bt+Qz+Gr+And, abreviaturas de Whitney y Evans, constituido por pizarras, filitas, metacuarcitas y esquistos sillimaníticos 2010). Se destaca la ocurrencia de potentes secuencias de metacuarcitas del complejo metamórfico Río Blanco (Hongn y Seggiaro, 2001) y de grano fino a medio intercaladas con filitas. En la proximidad esquistos, ortogneises y paragneises de la Formación Pachamama. de los intrusivos con filitas, se sobreimpone un metamorfismo de Becchio et al. (1999a) y Lucassen y Becchio (2003) indican un pico contacto con generación de motas de biotita (Chl+Ms+Qz+Bt). metamórfico regional de alta temperatura y baja a mediana presión En la mismas zonas, las filitas son inyectadas concordantemente de aproximadamente 510 Ma (isócrona Sm/Nd en minerales y U/Pb respecto del bandeado composicional por cuerpos magmáticos en titanitas). diferenciados (Ms+Qz+Pl+Kfs) de espesor inferior a 1 m y deformados El basamento ordovícico (Figura 1) está representado por la intensamente. Formación Falda Ciénaga (Llanvirniano-Llandeiliano, Aceñolaza et En el borde occidental de la sierra de Inca Viejo (Figura 2) afloran al., 1976) compuesta por secuencias marinas intercaladas con rocas secuencias de rocas gnéisicas compuestas por Kfs+Pl+Bt+Qz. Sobre volcánicas afectadas por un metamorfismo de bajo a muy bajo grado. la base de la naturaleza del protolito, Becchio (2000) los diferencia en En contacto tectónico (Mon y Hongn, 1996) con la Formación Falda para y ortogneises (Figura 3a). Los ortogneises exhiben una marcada Ciénaga, se apoyan unidades metamórficas de mediano a alto grado foliación, de grano fino y están intrusionados por diques básicos, en intrusionadas por ortogneises granítico, granodiorítico y tonalítico con general concordantes con la foliación regional (N-S aproximadamente). una edad U/Pb 467±10 Ma en circones (Domínguez et al., 2006). En el borde oriental del salar Centenario, afloran rocas metamórficas de Complejo intrusivo Diablillos bajo grado intercaladas con metariolitas, metadacitas y metabasaltos El CID tiene forma elongada en dirección norte-sur (Figura 2) y el (magmatismo bimodal, Becchio et al., 1999a), intrusionadas por contacto con las rocas encajonantes es intrusivo neto (Figura 3b). Está sienogranitos y leucogranitos del CEO. Viramonte et al. (2007) indican constituido por monzogranitos, granodioritas, tonalitas y dioritas de edades (U/Pb en circón) de cristalización de metariolitas entre 485 grano fino a medio y de textura porfídica a equigranular. Fajas discretas y 472 Ma y edades de emplazamiento entre 462 y 475 Ma para las de deformación dúctil (dirección de buzamiento 256/35, lineación unidades plutónicas del CEO. Además, estos autores sugieren que 274/15), de reducido espesor inferior a 2 m y cinemática inversa, afectan los magmas derivaron por reciclaje de corteza continental (meso- a los intrusivos con desarrollo de milonitas. En general, las rocas del paleoproterozoica) con escasa participación de materiales juveniles CID son de aspecto masivo y localmente se observa una leve foliación (εNd entre +2.3 y +2.5 de metabasaltos). En adición, Insel et al. magmática evidenciada por la orientación preferencial de EMM e (2012) indican una edad U/Pb en circones de 481±4 Ma para los intrusiones de fundidos pegmatíticos sinmagmáticos. granitoides. El magmatismo paleozoico inferior de la Puna ha sido Las facies del CID tienen una distribución irregular, donde las vinculado con el desarrollo del arco magmático Famatiniano (cámbrico facies predominantes representadas por granodioritas y tonalitas, tardío-ordovícico), generado por subducción en el borde occidental constituyen el núcleo de la sierra (Figura 2). En la zona norte y borde de Gondwana. El arco Famatiniano constituye una faja magmática oriental de la sierra, afloran monzogranitos intrusionados por diques expuesta por unos 1500 km a lo largo del rumbo de los Andes centrales básicos y pequeños stocks de dioritas. Los monzogranitos del borde modernos (22° y 33° S). En la región de la Puna, el arco Famatiniano oriental conforman pequeños cuerpos globulares a elongados (<700 está representado por rocas ígneas plutónicas emplazadas en niveles m de longitud) dispuestos en forma subparalela al sentido de la someros de la corteza (Coira et al., 1999; Viramonte et al., 2007) sierra. Se caracterizan por contener abundantes enclaves de variada y rocas eruptivas (CEO), mientras que los niveles más profundos composición, textura (EMM, granodioritas y tonalitas) y cuerpos de están expuestos actualmente en la región de Valle Fértil (28° a 33° S, dioritas desmembrados (Figura 3c). Las relaciones de contacto entre Otamendi et al., 2012). los distintos intrusivos del CID varían desde netos a transicionales. RMCG | v. 32 | núm. 3 | www.rmcg.unam.mx 435 Suzaño et al. ³ 66°48'W 66°44'W (( S 8' S 25° 5°8' 2 Ubicación 55 51 Inca Viejo Salar Ratones 0 0.5 1 2 47 km 78 25°12'S 25°12'S 35 Referencias rio Salares no Andesita na Derrubios ge Ratones ater Formación Neó Inca Viejo 37 u Incahuasi C or - EO Gder agnriatnoos yg rgureasnoodioritas erioC Granitos y granodioritas upcic de grano fino a medio co sdiví Facies de diques básicos Salar Diablillos mbriOrD FFaacciieess ddee dgiroarniotad iaonrfiitba ólica 57 Cá CI y tonalita 61 Facies de monzogranito SFacies de monzogranito Neoproterozoi25°16'ccoon- enclaves Lineamientos Cerro Blanco64 25°16'S Cámbrico Q Roca de caja MBGaerjatoad cogu rmaardecoditiao FcFRCeoaíanolllmiosaazscion iióioncnsvaesrsas uebrada Diablillos 66°48'W 66°44'W Figura 2. Mapa geológico de la sierra de Inca Viejo y zonas aledañas. Referencias mapa: CEO complejo eruptivo Oire, CID complejo intrusivo Diablillos. Un conjunto de cuerpos tabulares pegmatíticos (<1 m de espesor) Facies de monzogranito (MB) intrusionan indistintamente a las rocas del CID y en conjunto con los Está integrada por monzogranitos de grano medio a grueso y diques básicos del borde occidental de la sierra (Figura 2), representan de textura porfídica a equigranular. Aflora en el extremo norte y en las etapas póstumas del evento magmático (Figura 3d). el borde centro-oriental de la sierra de Inca Viejo (Figuras 2). Los De acuerdo con las características litológicas dominantes, la monzogranitos constituyen cuerpos en general de aspecto masivo y petrografía, las relaciones intrusivas y la posición geográfica de los ocasionalmente se observa el desarrollo de una foliación magmática. distintos cuerpos del CID, se reconocieron las siguientes unidades: Las rocas presentan color gris claro a oscuro debido a la variación del facies de monzogranitos; facies de granodiorita y tonalita; facies de contenido de biotita en la matriz. Se caracterizan por contener abun- diorita anfibólica y diques básicos. dantes enclaves y cuerpos de dioritas desmembrados de geometría 4 36 RMCG | v. 32 | núm. 3 | www.rmcg.unam.mx Mezcla de magmas en el complejo intrusivo Diablillos a) b) EMM Gr c) d) Mf Gr Gr Figura 3. Complejo intrusivo Diablillos y Mf su relación con la roca de caja. a) Gneis del Mf borde occidental de la sierra. b) Contacto Pg intrusivo neto del monzogranito (Gr) con la roca de caja. c) Afloramientos de sieno- granitos (Gr) con diques básicos desmem- brados (Mf). d) Pegmatita (Pg) intrusionada Mf en forma discordante respecto de granitos y diques desmembrados. tabular (Figura 3c). Los monzogranitos y cuerpos desmembrados de reconocen EMM zonados compuestos por un núcleo diorítico rodeado dioritas son intrusionados en forma discordante por cuerpos tabulares por una fase hibrida de composición granodiorítica a tonalítica. El de pegmatitas (<1 metro) en contacto transicional (Figura 3d). La contacto entre monzogranito y los enclaves de tonalitas y granodioritas pegmatita se caracteriza por contener soles y agregados fibro-radiales es neto y ocasionalmente difuso (Figura 4b). Se destaca la ocurrencia de epidota y turmalina. de procesos de migración mecánica de fenocristales desde el hospe- Las relación fenocristales/matriz de los monzogranitos puede dante hacia la zona híbrida de EMM zonados (Figura 4b) indicando la variar en pocos metros y en algunos sectores los fenocristales están contemporaneidad de los magmas. Los fenocristales subredondeados prácticamente ausentes (texturas equigranulares). El monzogranito de feldespato potásico, plagioclasa y cuarzo son incorporados en los porfídico está compuesto por fenocristales de feldespato potásico (<2 EMM resultando en texturas típicas de mezcla de magmas (Hibbard, cm, predominando 1 a 1.5 cm) y plagioclasa inmersos en una matriz 1991) del tipo plagioclasa manteada y cuarzo ocelli. de grano medio a grueso de feldespato potásico, plagioclasa, cuarzo azul y abundante biotita. El monzogranito del norte de la sierra de Facies de granodiorita y tonalita (GT) Inca Viejo, a diferencia del monzogranito del borde centro-oriental, El intrusivo tiene forma elongada en sentido norte sur y una contienen enclaves de aplitas y escasos EMM. extensión de 7.5 km de largo por 2 km (Figura 2). Las granodioritas Los cuerpos de dioritas desmembrados y enclaves contenidos en afloran en la parte media de la ladera oriental de la sierra de Inca Viejo los monzogranitos son de variado tamaño, morfología y en general y están en contacto transicional con monzogranitos al este y tonalitas de distribución irregular. Los enclaves tienen formas redondeadas a hacia el oeste. Las granodioritas tienen una textura porfídica (Figuras elípticas y tamaños de hasta 1.5 m. Los contactos con el hospedante son 5a y 5b) con fenocristales de cuarzo azul, feldespato potásico y pla- netos a transicionales, lobulados, convexo hacia el encajante (Figuras 4a gioclasa inmersos en una matriz de grano medio. Los fenocristales y 4b) y varían desde granodioritas hasta dioritas (EMM). Los cuerpos de feldespato potásico y plagioclasa tienen formas subredondeadas mayores desmembrados son esencialmente de composición diorítica. con bordes irregulares e inclusiones de biotita. En algunos sectores la Los enclaves de granodiorita están compuestos por fenocristales de granodiorita ocurre con abundantes EMM (similares a los alojados en feldespato potásico, plagioclasa y cuarzo de similares características a el monzogranito) y ocasionalmente se observan enclaves de tonalitas fenocristales que ocurren en el hospedante. Los enclaves de tonalita son equigranulares y xenolitos de metagrauvacas en menor medida. Los de textura levemente porfídica a equigranular de grano fino a medio. EMM tienen formas globulares, textura equigranular a porfídica, tama- Los EMM y cuerpos de dioritas desmembradas tienen textura equi- ños entre 5 a 50 cm y contactos neto a transicional con el hospedante. granular de grano fino a porfídica en menor medida (Figuras 4c y 4d). En los contactos transicionales (Figura 5b), se observa una zona híbrida La diorita porfídica se caracterizan por la presencia de xenocristales de (<10 cm) con características texturales de ambas facies involucradas, es feldespatos subredondeados y cuarzo azul ocelli inmersos en una matriz decir, fenocristales de feldespato potásicos de la granodiorita y matriz de grano muy fino de color verde oscuro. En menor proporción, se re- afanítica con características similares a los EMM. conocen dioritas porfídicas con fenocristales de plagioclasa subhedral. Las tonalitas conforman la parte alta de la sierra de Inca Viejo En los EMM con contactos transicionales se observa un borde de y son de textura equigranular a levemente porfídica de grano fino reacción (<2 cm) de color pardo enriquecido en biotita (Figura 4c). Se compuestas por plagioclasa, cuarzo y abundante biotita (Figura 5c). RMCG | v. 32 | núm. 3 | www.rmcg.unam.mx 437 Suzaño et al. a) b) Gd Gd Gd Mf Tn Gr Gr Tn c) d) Borde rico en Bt Mf Mf Gr Figura 4. Tipos de enclaves y contactos en monzogranitos. a) Granito (Gr) porfídico con enclaves microgranulares máficos (EMM) (Mf), granodiorita (Gd) y tonalita de grano fino (Tn). b) Contactos neto entre enclaves de granodioritas (Gd) – tonalitas equigranular (Tn) y difuso entre granodioritas (Gd) y el hospedante; las flechas indican migración de fenocristales desde zonas estrechas hacia zonas más abiertas; las zonas estrechas se deprimen en fenocristales dando lugar a texturas equigranulares. c) Contacto transicionales entre los EMM (Mf) y el hospedante (Gr); la zona de transición se encuentra enriquecida en biotitas. d) Contacto neto entre cuerpos de dioritas desmembrados con monzogranitos. La tonalita levemente porfídica contiene fenocristales de cuarzo y es de grano fino, color verde oscuro y ocurren principalmente como plagioclasa y se caracteriza por desarrollar “parches” leucocráticos EMM y cuerpos desmembrados (Figuras 6c y 6d). Las cuarzo-dioritas alrededor de cristales de biotita de grano grueso (Figura 5d). Las levemente porfídicas se caracterizan por contener feno-xenocristales tonalitas contienen abundantes EMM (<2m), enclaves de tonalita de feldespato potásico subredondeados (Figura 6c) y cuarzo azul (<5cm) con bordes difusos, intrusiones menores de granodioritas y ocelli (Figura 6e) inmersos en una matriz de grano muy fino de color diques pegmatíticos. Además, se observan cuerpos de dioritas des- verde oscuro. La diorita porfídica está compuesta por fenocristales membrados, interpretados como diques sin-magmáticos, de forma de plagioclasa de hasta 1 cm y ocasionalmente feno-xenocristales de globular hasta 2 m de tamaño (Figura 5c). Localmente, ocurren feldespato potásico (Figura 6f) y cuarzo inmersos en una matriz de cuerpos de pegmatitas (<30 cm de espesor) en contacto transicional grano muy fino. con las tonalitas y ocasionalmente conforman series de intrusiones El contacto con el hospedante varía desde neto a transicional, interconectadas. Las pegmatitas están compuestas por feldespato lobulado y crenulado. En los contactos transicionales de los EMM- potásico, cuarzo, turmalina, epidota y contienen xenocristales de hospedante se observa una zona de hibridación donde actúan procesos biotita, similar a aquellas que ocurren en la facies de monzogranito de transferencia de masa (Figura 6c) y un relicto central de diorita (Figura 3d). del EMM (Figura 6d). En algunos casos la hibridación de los EMM es completa (Figura 6d) dando lugar a texturas levemente porfídica Facies de diorita anfibólica (DA) (Figura 6c). Por otro lado, se observan cuerpos de cuarzo-dioritas que La diorita es la facies de menor extensión areal, sin embargo, tienen engloban enclaves de monzogranito con contactos neto a transicional. amplia distribución en el CID como EMM y cuerpos desmembrados Los enclaves de monzogranitos tienen formas redondeadas a irregulares alojados en las facies de monzogranito (Figuras 6a y 6b) y en facies de y en menor medida con geometría tabular de hasta 1m de espesor. Los granodiorita y tonalita (Figura 4). En la ladera centro-oriental de la glóbulos de granito pueden desmembrar e incorporar parte de las facies sierra de Inca Viejo, ocurren cuerpos globulares y elongados de hasta máficas y conformar EMM o bien una fase híbrida. 300 y 500 m de diámetro respectivamente (Figura 2). En función de la textura y composición mineralógica se han Facies de diques básicos (DB) distinguido dos grupos: cuarzo-diorita equigranular a levemente por- Aflora en el borde occidental de la sierra de Inca Viejo y alcanzan fídica y diorita porfídica con fenocristales de plagioclasa. La primera hasta 40 metros de espesor. Intrusionan a granitos del CID (Figura 2) 4 38 RMCG | v. 32 | núm. 3 | www.rmcg.unam.mx Mezcla de magmas en el complejo intrusivo Diablillos a) b) Mf Fig. B Gd Gd Mf Mf Mf c) d) Tn Mf Mf Bt Mf Figura 5. Granodiorita (Gd) y tonalita en relación con enclaves microgranulares máficos (EMM). a) Aspecto de la granodiorita con abundante EMM. b) Detalle del recuadro de la Figura 5a donde se observa el contacto transicional EMM-hospedante; nótese la transferencia de fenocristales de feldespato (flecha) potásico desde la granodiorita hacia el EMM (Mf). c) EMM equigranulares (Mf) de grano fino en tonalita equigranular (Tn); notar la forma subredondeada de los EMM y contacto neto. d) Tonalita equigranular de grano fino con “parches” lecucocráticos (círculo) asociados a cristales de biotita (Bt). y a unidades de mediano grado metamórfico en sentido NE-SO. Los patos potásicos son subredondeados, de bordes irregulares y contienen diques básicos tienen texturas porfídicas a equigranulares de grano inclusiones de plagioclasa euhedral, cuarzo, biotita y muscovita. fino. La facies porfídica está constituida por fenocristales de plagioclasa inmersos en una matriz de grano fino de color verde oscuro. Facies de granodiorita y tonalita La granodiorita tiene textura porfídica y está constituida por fenocristales de plagioclasa, cuarzo, ortoclasa pertítica y microclino PETROGRAFÍA inmersos en una matriz de grano medio compuesta por cuarzo, plagioclasa, abundante biotita (~30% modal), muscovita y feldes- Las observaciones realizadas en las diferentes facies que consti- pato potásico. Los accesorios son circón, titanita, apatita, minerales tuyen el CID, apuntan a características texturales generales y aquellas opacos y epidota. Los fenocristales de microclino (0.5–1.5 cm) son que se consideran esenciales para las interpretaciones de los procesos subredondeados y contienen inclusiones de plagioclasa euhedral, de mezcla actuantes. Las modas de las fases minerales (Figura 7) se cuarzo y biotita. En algunos casos, los fenocristales de microclino obtuvieron por método de conteo de puntos (250–300 por muestra) desarrollan un borde de plagioclasa definiendo una textura rapakivi y clasifican en los campos de monzogranito, granodiorita, tonalita, (Hibbard, 1991) (Figura 8c). La ortoclasa pertítica es subhedral a cuarzo diorita y diorita-gabro. anhedral y contiene inclusiones de plagioclasa. Los fenocristales de plagioclasa son de forma subhedral (2–4 mm) y frecuentemente Facies de monzogranito conforman glomeropórfidos. En menor medida, se observan feno- Se reconocieron texturas equigranular a porfídica de grano medio cristales de plagioclasa zonados, manteados con biotita y sobrecreci- a grueso, compuesto por ortoclasa pertítica, microclino, cuarzo y pla- miento de un borde límpido. Los fenocristales de cuarzo (4 mm) son gioclasa como minerales esenciales (Figura 8a). La biotita, muscovita, subredondeados y se observan bordes interdigitados con la matriz. apatita, titanita, minerales opacos y circón ocurren como accesorios. Se reconocieron tonalitas de textura porfídica a equigranular de La biotita es abundante (hasta ~25% modal), de forma subhedral, grano fino a medio. Las primeras están compuestas por fenocristales frecuentemente conforma agregados cristalinos. La muscovita ocurre de plagioclasa inmersos en una matriz de grano medio (<1 mm) com- con formas subhedral y en agregados de grano fino. puesta por biotita, plagioclasa, cuarzo, circón, apatita, epidota, anfíbol El monzogranito porfídico se caracteriza por contener fenocris- y minerales opacos. Los fenocristales de plagioclasa (hasta 3 mm) tales de ortoclasa, microclino (0.5–1.0 cm) y plagioclasa. Se observan ocurren como cristales individuales y glomeropórfidos. Se observa fenocristales de plagioclasa con sobrecrecimientos que engloban feldes- plagioclasa manteada por biotita, con patrones de zonación compleja pato potásico de la matriz, en algunos casos zonados y constituyendo y en tamiz. La biotita, al igual que en los monzogranitos y granodio- glomeropórfidos. La plagioclasa desarrolla zonas de reabsorción y ritas, es el mafito más abundante y es común la ocurrencia de glome- crecimiento de nuevos bordes (Figura 8b). Los fenocristales de feldes- rocristales con inclusiones de minerales opacos y epidota euhedral. RMCG | v. 32 | núm. 3 | www.rmcg.unam.mx 439 Suzaño et al. Aa) b) Mf Mf Mf Gd Gr Mf Mf Gr Mf c) d) Tn Mf Mf Gr Gr Mf Mf Kfs Mf Gr Mf e) f) Pl Tn Kfs Mf Mf Figura 6. Características generales y tipos de ocurrencia en dioritas. a) Cuerpos dioríticos (Mf) desmembrados en monzogranito (Gr). b) Cuerpos dioríticos sub- verticales desmembrados en contacto neto con el hospedante monzogranítico (Gr); se indica la escala con flecha de color blanca. c) Aspecto de las dioritas (Mf) con textura porfídica; nótese la transferencia de fenocristales de feldespatos (kfs) indicada por flecha amarilla. d) Enclaves microgranulares máficos alojados en monzogranitos con distintos grados de hibridación. e) Xenocristal de cuarzo ocelli (circulo blanco) en cuarzo-diorita. f) Aspecto general de la diorita porfídica; nótese las formas euhedrales de los fenocristales de plagioclasa y feldespato potásico ovoidal. La tonalita equigranular (Figura 8d) se caracteriza por contener cuarzo abundantes fenocristales de plagioclasa manteadas con hornblenda poiquilítico con inclusiones de plagioclasa euhedral a subhedral, biotita y sobrecrecimientos de un borde límpido, comúnmente asociados a subhedral, abundante apatita acicular, escaso anfíbol y epidota. zonas de contacto con rocas más evolucionadas (Figura 8g). En la zona de contacto con granitoides, se genera un delgado borde donde los Facies de diorita anfibólica anfíboles de la diorita son reemplazados por biotitas (Figura 8g). Los Se reconocieron cuarzo-diorita (Figura 8e) y diorita (Figura 8f). La feno-xenocristales de cuarzo son escasos, de forma subredondeada, en- cuarzo-diorita tiene textura porfídica a equigranular con fenocristales golfados y con corona de reacción de hornblenda y biotita (Figura 8e). de plagioclasa y cuarzo en una matriz de grano muy fino compuesta La diorita porfídica contiene fenocristales de plagioclasa inmersos por abundante hornblenda (45–50 % modal), plagioclasa, escasa bio- en una matriz de grano muy fino compuesto por plagioclasa, anfíbol, tita, cuarzo, minerales opacos, circón, apatita y epidota. Se observa escasa biotita y cuarzo. Texturalmente, es similar a los diques básicos y 4 40 RMCG | v. 32 | núm. 3 | www.rmcg.unam.mx Mezcla de magmas en el complejo intrusivo Diablillos Q probable origen cortical de las facies más evolucionadas del CID. Facies de granodiorita y tonalita Las rocas graníticas y dioríticas del CID corresponden a la serie 1 - sienita cuarzolita calcoalcalina de acuerdo con el diagrama AFM (Irvine y Baragar alcali-feldespática Facies de monzogranito 1971). Los diques básicos grafican en el campo de las toleítas (Figura Facies de diorita 2 - cuarzo-diorita 9a). Según el diagrama SiO vs. KO (LeMaitre et al., 1989) los EMM 2 2 cuarzo-gabro y diques básicos corresponden a la serie con contenidos bajo a medio cuarzo-anortosita granitoide rico en cuarzo de K2O, mientras que las facies intermedias a acidas (2.21–5.38 % 3 - diorita, gabro en peso) corresponden al campo de medios a altos (Figura 9b). El enriquecimiento de KO en las facies mas evolucionadas (granodiorita granito alcali-feldespáticgsoireannoit-o mgroannzitoo- gdrioanriota- tonalita seyrpaien ommll ataeáo iclFls niadioorczirneooamsa ggo darra b aaoclnmaii eósaint an dol a oKe)P lscp u COoranomEl tcvcOopoe2ss.asv y orSip saisecoOd ndara enccs. e oaaLcn)snoa.it jnm auLt jernoienoltssacod ccam eidosón eonsncfidtii medanan eleicel inroadsor n ouedctsnsaie n dad dbu eeteie a V ocKn ytaad2i jlOtclaeaeo n( Fmdeycéqi epafrluet ocCiilvlsdo,iIa neecDlssiteopti nnasnatrouteeínoaass cuarzo- 2 2 cuarzo-sienita sienita cuarzo- q-monzodiorita similares entre los miembros extremos del CID con los del CEO es alcali- feldespática monzonita q-monzogabbro 2 claramente visible en el gráfico propuesto por Debon y Le Fort (1983) A 1 sienita monzonita 3 P (flecha punteada y campos composicionales en la Figura 9c). Las rocas del CID se diferencian de fundidos experimentales y leucotonalitas Figura 7. Diagrama de clasificación QAPF (Streckeisen, 1976) de las distintas derivados de migmatitas máficas de Valle Fértil (Otamendi et al., 2009) facies del complejo intrusivo Diablillos. por su mayor contenido en FeOt+MgO y KO (Figura 9b). Según el 2 diagrama Rb vs. Y+Nb (Pearce et al., 1984) las rocas del CID grafican en se caracteriza por contener una gran variedad de fenocristales de pla- el campo de las rocas de arco volcánico (VAG) con una leve tendencia gioclasas y feldespato potásico ovoidal. Se reconocieron al menos tres al campo de granitoides de intraplaca (WPG) (Figura 9d). poblaciones de fenocristales de plagioclasa; (1) cristales individuales Las granodioritas, tonalitas y monzogranitos son peraluminosas con textura poiquilítica, (2) límpidos, zonados (grupo más abundante) (compatible con magmas tipo S) con índices de saturación ASI >1 y un tercer grupo constituye (3) glomeropórfidos simplectíticos con (1.02–1.45) mientras que las rocas dioríticas y diques básicos (magmas exsoluciones de cuarzo. La matriz está compuesta de plagioclasa fina tipo I) corresponden al campo metaluminoso (0.76–0.69) evidenciando prismática, anfíbol, escasa biotita y cuarzo intersticial. un enriquecimiento en componente anortítico en las plagioclasas (>% CaO) (Figura 9e). De modo similar a la Figura 9c, el CID y CEO definen una tendencia continua. GEOQUÍMICA Diagramas de variación de elementos mayores y traza Se realizaron 18 análisis geoquímicos de elementos mayores y El contenido de AlO (16.3–13.9 %.) y el PO (0.1–0.3 %) no varía 2 3 2 5 traza en roca total de las distintas facies del CID y sus enclaves (Tabla significativamente en todas las facies que componen el CID (Figura 1). Los análisis fueron realizados vía fluorescencia de rayos X con 10), y excepcionalmente el AlO puede llegar a 20.2 % para los EMM 2 3 un equipo marca Rigaku 2000 en el Laboratorio de Espectrometría y 15.53 % en monzogranitos. Los granitoides porfídicos tienen conte- de Rayos X, LANAIS-Instituto Geonorte, Universidad Nacional de nidos relativamente homogéneos de SiO (70.0–62.8 %) mientras que 2 Salta. Los elementos mayores fueron determinados a partir de pastillas las rocas intermedias a máficas tienen un amplio espectro de variación fundidas con tetraborato de litio. La fusión se realizó en un perlador (61.4–51.1 %). Los EMM y las intrusiones máficas contienen bajos semiautomático marca Claisse Fluxy. Las concentraciones de elementos contenidos en SiO (50.9–54.9 %) y altos contenidos de CaO (6.2–10.5 2 traza (ppm) fueron determinadas sobre pastillas prensadas, con %), MgO (4.1–5.9 %), TiO (1.1–2 %) y FeO (7.8–10.7 %) en relación 2 2 3 agregado de aglomerante (elvacite/acetona – 20/80) a una presión de a sus hospedantes de composición monzogranítico-granodiorítica. Las 1,400 kg/cm2. Se utilizaron curvas de calibración medidas sobre muestras de granodiorita y tonalita presentan valores intermedios de patrones de roca standard del Servicio Geológico de Japón y de Estados sílice (61.3–66.3 %) y sus valores porcentuales más altos de SiO están 2 Unidos. próximos a las facies más evolucionadas (monzogranito). Se grafican las composiciones (Figura 9) de rocas ígneas de En los diagramas de variación de óxidos mayores vs. SiO, las rocas 2 Valle Fértil y complejo eruptivo Oire (granitoides, vulcanitas y rocas del CID y sus enclaves de variada composición, definen una correlación básicas del borde oriental de la Puna, Hongn y Seggiaro, 2001) de lineal negativa continua para MgO, MnO y FeOt, siendo este compor- similares características que aquellas que ocurren en el CID. Otamendi tamiento aun más acentuado para el CaO (Figura 10). El KO y NaO 2 2 et al. (2009; 2012) proponen a la mezcla de magmas como uno definen una tendencia, en general, lineal positiva leve para miembros de los principales procesos de diferenciación magmática de rocas máficos mientras que para tonalitas, granodioritas y monzogranitos, intermedias de Valle Fértil. Se destaca que la diferencia principal del la distribución es dispersa. El TiO disminuye con el aumento de 2 magmatismo de Valle Fértil respecto de la Puna y del CID, reside en SiO, sin embargo, se observan equivalencias (patrón disperso) en el 2 el nivel cortical de emplazamiento y volumen de magmas básicos. Las contenido de miembros máficos e intermedios (tonalita-granodiorita). rocas de Valle Fértil representan las paleo-raíces del arco Famatiniano El AlO y PO muestran una buena correlación lineal prácticamente 2 3 2 5 (p.ej., Otamendi et al., 2012) mientras que los magmas del Paleozoico horizontal respecto de SiO, excepto las muestras d-950911 y SD-11-07 2 temprano de borde oriental de la Puna se emplazan en niveles corticales respectivamente (Tabla 1). Los elementos traza Rb, Ba, V y Zr vs. SiO, 2 medios a superiores (p.ej., Lucassen et al., 2000). Además, se incluyen definen tendencias no lineal positiva mientras que es negativa para el composiciones de rocas de origen cortical de Cordillera Oriental (Sola Sr. El Y adquiere la forma de curva segmentada con tendencia positiva et al., 2013) y de fundidos experimentales a partir de esquistos fértiles hasta los ~63 % de SiO (tonalitas con abundante contenido de apatita) 2 (Patiño Douce y Harris, 1998; a 6–8 Kbars) con el fin de evaluar el y luego decrece abruptamente hasta los monzogranitos. RMCG | v. 32 | núm. 3 | www.rmcg.unam.mx 441 Suzaño et al. a) b) Kfs Qz Pl Bt Bt Pl Bt Kfs Qz Pl Pl Pl Bt Kfs 1 mm 4 mm Ms c) d) Bt Pl Kfs Ep Bt Bt Pl Qz Qz Qz Bt Hbl 1 mm Pl 1 mm Pl e) f) Pl Hbl Pl Qz 1 mm 4mm g) Bt Pl Hbl Bt 2 mm Figura 8. Características petrográficas de las facies del complejo intrusivo Diablillos. a) Aspecto general del monzogranito con fenocristales de feldespato potásico (Kfs) y abundante biotita (Bt); nicoles cruzados (Nx). b) Detalle de plagioclasa (Pl) zonada y zonas de reabsorción (flecha) con sobrecrecimiento de un nuevo individuo y borde límpido (Nx). c) Fenocristal de microclino (Kfs) con sobrecrecimiento de plagioclasa (Pl) y parcialmente rodeados por biotita en granodiorita porfídica (Nx). d) Tonalita equigranular de grano fino con tablillas de plagioclasa (Pl), abundante biotita (Bt), cuarzo (Qz) y honrblenda (Hbl) (Nx). e) Detalle de un xenocristal de cuarzo ocelli en cuarzo-diorita (Nx). f) Aspecto de la diorita porfídica con fenocristales de plagioclasa euhedral (Nx). g) Contacto cuarzo-diorita (a la derecha)–granito (a la izquierda), donde se observa el reemplazo de Hbl por Bt. Nótese la concentración de Bt en la zona de contacto y Pl manteada con Hbl; nicoles paralelos. 4 42 RMCG | v. 32 | núm. 3 | www.rmcg.unam.mx