Volcanismo de sin-rift de la Cuenca Neuquina, Argentina: relación con la evolución Triásico Tardía-Jurásico Temprano del margen Andino

Syn-rift volcanism of the Neuquén Basin, Argentina: relationships with the Late Triassic-Early Jurassic evolution of the Andean margin

Leandro D'Elia¹, Martin Muravchik², Juan R Franzese¹, Andrés Bilmes¹

¹Centro de Investigaciones Geológicas, Universidad Nacional de La Plata, Calle 1 No. 644 B1900TAC, La Plata—CONICET, La Plata, Argentina. ldelia@cig.museo.unlp.edu.ar; franzese@cig.museo.unlp.edu.ar; abilmes@cig.museo.unlp.edu.ar ]]> ² Department of Earth Science, University of Bergen, Allégaten 41, N-5007, Bergen, Norway. martin.muravchik@geo.uib.no

RESUMEN. La Cuenca Neuquina constituye uno de los rasgos más conspicuos desarrollados durante el Mesozoico en el margen Andino de Gondwana. El relleno de sin-rift inicial (Triásico Superior-Jurásico Inferior) de esta cuenca extensional ensiálica estuvo caracterizado por una profusa actividad magmática. Los depocentros del sector austral de la cuenca (Chachil, Catán Lil, Chacaico, Sañicó y Piedra del Águila) muestran excelentes exposiciones para realizar el estudio de las rocas volcánicas representantes de este ciclo magmático. El presente análisis tuvo lugar mediante la caracterización estratigráfica, litológica y geoquímica de las rocas volcánicas que componen hasta el 70% del total del relleno inicial. Las principales unidades lávicas y piroclásticas son diques, domos, coladas, conductos emisores e ig-nimbritas. La distribución espacio-temporal de las diferentes unidades muestra una evolución desde términos efusivos de composiciones intermedias a términos piroclásticos ácidos, desarrollados hacia la parte superior de la secuencia. La caracterización litológica y petrográfica sugiere que el sistema volcánico estuvo asociado a reservorios magmáticos multinyectados, donde tuvieron lugar procesos típicos de cámaras magmáticas superficiales. El estudio de las facies de alteración de la secuencia reveló ocho tipos diferentes dentro del relleno de sin-rift, principalmente de carácter sin-volcánico y minoritariamente posvolcánico. El análisis geoquímico mostró el carácter cogenético de las rocas lávicas y piroclásticas, con un dominio composicional desde términos intermedios a ácidos. Las rocas pertenecen a la serie sub-alcalina, mayoritariamente calcoalcalinas y transicionales, con patrones de elementos traza típicos de series orogénicas. Sin embargo, muestran algunas diferencias evolutivas y composicionales (>50% de términos diferenciados ácidos) con las series clásicas de arco. Los modelos actuales para generación de magmas en sistemas convergentes fueron discutidos (i.e., modelos de generación intracorticales y extracorticales), habiéndose optado por el modelo de generación extracortical para justificar los atributos composicionales y la evolución estratigráfica del Ciclo Precuyano. Este modelo implica la fusión parcial de un subplacado conformado por una 'pluma silícica fría' (i.e., mezcla de corteza oceánica y sedimentos provenientes de la losa subductada). El subplacado permitiría comprender la gran distribución del volcanismo Precuyano en sentido transversal al margen, mientras que en función del grado de fusión de la 'pluma', se explicarían las composiciones dominantes del ciclo: andesíticas y dacíticas-riodacíticas. Durante el inicio de la extensión se habría favorecido el ascenso de materiales de composiciones intermedias, mientras que en el clímax del 'rifting' o en las zonas de mayor extensión se habría facilitado el ascenso de los materiales ácidos viscosos. Finalmente, un esquema de segmentación Andino a los 40°S explicaría el desarrollo de un segmento extensional hacia el norte, en donde se localizó la Cuenca Neuquina, y el desarrollo de un arco magmático hacia el sur, representado por el Batolito Subcordillerano.

Palabras clave: Cuenca Neuquina, Argentina, Sin-rift, Volcanismo, Margen Andino.

ABSTRACT. The Neuquén Basin constitutes one of the most conspicuous features of the Andean margin of Gondwana during Mesozoic times. The initial syn-rift infill (Late Triassic-Early Jurassic) of this ensialic extensional basin involved a profuse magmatic activity (Precuyano Cycle). Outcrops of the southern depocentres of the basin (Chachil, Catán Lil, Chacaico, Sañicó y Piedra del Águila) were studied in order to analyze the characteristics of this magmatic cycle. Shallow intrusive, lava flow and pyroclastic accumulation units of the syn-rift sequence conform up to 70% of the total infill. The syn-rift sequence shows a particular spatial-temporal evolution from mainly intermediate volcanic rocks at the base to mainly acidic pyroclastic rocks to the top. Volcanic feeding-systems were characterized by shallow and multiple-injection magmatic chambers. Eight main alteration facies related to syn- and post-volcanic stages were determined. Trace element data show that the lava and pyroclastic products share a co-magmatic trend, dominated by intermediate to acid products. Rocks belong to the sub-alkaline series, mostly calc-alkaline and transitional, and in a lesser extent tholeiitic, with orogenic signature. Nevertheless, the stratigraphical and compositional features (>50% of acid volcanic products) suggest some differences with typical arc-series. Recent models to explain the magmatic systems in complex convergent margins were discussed (i.e., intra-crustal and extra-crustal models), being chosen an extra-crustal model to justify the compositional and stratigraphical features of the Precuyano Cycle. According to this model the partial melting of an underplating 'silicic cold plume' (metasediment-oceanic crust mélanges derived from subducted slab) would explain the wide distribution transversal to the margin of the Precuyano volcanism, whereas the degree of partial melting of the 'plume' would explain the prevailing composition of the cycle: andesitic and dacitic-rhyodacitic compositions. The onset of extension made possible the rising of the initial andesitic volcanism, whereas during either the rifting climax or along the sites with major crustal extension, the high viscosity acid magmas would have been preferentially risen. Finally, an Andean segmentation at 40°S would explain the development of an exten-sional segment towards the north, where the Neuquén basin was developed, and the magmatic arc towards the south, represented by the Subcordilleran Batholith.

Keywords: Neuquén basin, Argentina, Syn-rift, Volcanism, Andean margin.

1.       Introducción

La evolución tectónica del sector andino nor-patagónico durante el intervalo Pérmico-Jurásico Inferior ocurrió dentro de un escenario complejo en el que se registran varios procesos yuxtapuestos y relacionados entre sí. Diversos autores han propuesto diferentes historias evolutivas ligadas a procesos geodinámicos de primer orden. Entre ellos cabe incluir: a. el colapso gravitatorio del orógeno Gondwánico (Kay et al., 1989) o b. el pasaje a un segmento de subducción de alto ángulo (Ramos y Folguera, 2005; Ramos, 2009), c. el desarrollo de una provincia ígnea gigante (Choiyoi+Chon Aike) que registra la transición de un ambiente orogénico a anorogénico (Kay et al., 1989; Mpodozis y Ramos, 1989; Mpodozis y Kay, 1992; Llambías y Sato, 1995), d. la formación de cuencas extensionales atribuidas a diferentes mecanismos de formación, desde rifts intracontinentales a cuencas marginales (Charrier, 1979; Gust et al., 1985; Uliana y Biddle, 1988; Uliana et al., 1989; Tankard et al., 1995; Legarreta y Uliana, 1996; Franzese y Spalletti, 2001; Franzese et al., 2003; Mpodozis y Ramos, 2008; Ramos, 2009), y e. el desarrollo del arco magmático Andino a partir del Jurásico Inferior (Mpodozis y Ramos, 2008; Ramos, 2009). Uno de los fenómenos más relevantes ocurrido en el área durante ese lapso es el inicio de la Cuenca Neuquina. Esta cuenca, desarrollada en el margen andino entre los 32°S y los 40°S, se generó como una cuenca extensional ensiálica entre el Triásico Superior y el Jurásico basal, en íntima vinculación con una profusa actividad magmática (Legarreta y Uliana, 1996; Franzese y Spalletti, 2001; Howell et al., 2005). La etapa de sin-rift de la cuenca constituye el mayor registro estratigráfico derivado del marco tectónico asociado al margen occidental de Gondwana en tiempos mesozoicos. Los grábenes iniciales de la cuenca fueron rellenados en su mayor parte por secuencias volcánicas y volcanoclásticas asociadas a productos sedimentarios epiclásticos y en menor proporción carbonáticos, reunidas dentro de un ciclo estratigráfico (Ciclo Precuyano; Gulisano et al., 1984). Resulta destacable el importante volumen de material lávico e ignimbrítico presente en la megasecuencia de sin-rift. Estas acumulaciones magmáticas proveen valiosa información sobre la caracterización del marco tectónico activo al inicio de las acumulaciones. Si bien existen numerosas contribuciones sobre el tema (Gulisano y Pando, 1981; Gulisano et al., 1984; Franzese y Spalletti, 2001; Bermúdez et al., 2002; Pángaro et al., 2002a; Pángaro et al., 2002b; Franzese et al., 2006; Franzese et al., 2007; Llambías et al., 2007; Muravchik et al., 2008; Schiuma y Llambías, 2008; Pángaro et al., 2009; Muravchik et al., 2011; D'Elia et al., 2012), las características del volcanismo asociado a la etapa de sin-rift de la cuenca no han sido sometidas a un análisis integrado. El objetivo de este trabajo apunta a una caracterización estratigráfica, litológica y geoquímica del volcanismo de la etapa inicial de la Cuenca Neuquina a partir del estudio y muestreo de las secuencias aflorantes en los depocentros australes (i.e., depocentros de Chachil, Catán Lil, Chacaico, Sañicó y Piedra del Águila; Fig. 1), en conjunto con el análisis de los controles sobre los sistemas de alteración, el sistema magmático y su vinculación con el ambiente geodinámico. El estudio de esta secuencia Triásico-Jurásica dentro de la cuenca adquiere un valor fundamental, ya que posibilita el análisis de un ciclo magmático desarrollado en un contexto extensional que abarca cientos de kilómetros en sentido paralelo y transversal al margen Andino de Gondwana.

La Cuenca Neuquina (Fig. 1) es una cuenca de diseño triangular localizada al este de la cadena andina (Digregorio et al., 1984). Constituyó un área subsidente durante gran parte del mesozoico, registrándose una columna integrada de hasta 7.000 m de relleno (Vergani et al., 1995). Durante la etapa inicial se registran al menos dos episodios de rift bien definidos (Vergani et al., 1995). El relleno correspondiente a la primera etapa de rift (Retiano-Sinemuriano), incluido en el Ciclo Precuyano, se desarrolló como un conjunto de depocentros aislados entre sí, e involucra una serie de unidades litoestratigráficas depositadas en diferentes sectores de la cuenca (Formaciones Lapa, Piedra del Águila, Sañicó y Cordillera del Viento, entre otras; Riccardi y Gulisano, 1990; Gulisano, 1993; Legarreta y Uliana, 1996; Franzese y Spalletti, 2001; Llambías et al., 2007). Se trata de un ciclo eminentemente continental desarrollado sobre un sustrato ígneo-metamórfico del Paleozoico Superior o sobre una secuencia volcánica del Pérmico Superior-Triásico Inferior (Leanza, 1990; Franzese, 1995; Franzese y Spalletti, 2001). El segundo episodio extensional (Pliensbachiano-Toarciano) consistió en el desarrollo de depocentros más integrados entre sí que registran depósitos de ambiente marino silicoclástico y marca la transición de la fase de sin-rift a la de post-rift (Vergani et al., 1995).

FIG. 1. Distribución de los depocentros iniciales de la Cuenca Neuquina (tomada de Franzese y Spalletti, 2001)

El rasgo más importante de la extensión del Ciclo Precuyano fue la generación de un conjunto de de-pocentros extensionales (grábenes y hemigrábenes) con magmatismo asociado. En los últimos años, estudios de superficie y subsuelo han caracterizado la distribución, estilo estructural y la estratigrafía de algunos de los depocentros iniciales (Manceda y Figueroa, 1995; Vergani et al., 1995; Franzese y Spalletti, 2001; Franzese et al., 2006; Cristallini et al., 2006; Franzese et al., 2007; Llambías et al., 2007; Giambiagi et al., 2008a; Giambiagi et al., 2008b; Giambiagi et al., 2008c; Muravchik et al., 2008; Pángaro et al., 2009; Muravchik et al., 2011; D'Elia et al., 2012). El sector austral de la Cuenca Neuquina es el que cuenta con el mayor número y mejor calidad de exposición para los estudios de superficie. Los depocentros tomados como caso de estudio en este trabajo son: a. Chachil, b. Catán Lil, c. Chacaico, d. Sañicó y e. Piedra del Águila (Figs. 1 y 2). El depocentro de Chachil es un hemigraben parcialmente invertido de 17 km de ancho y un largo mínimo de 17 km, con espesores de entre 20 y 1.400 m. El relleno de sin-rift de este depocentro (Fig. 2) se constituye principalmente de rocas lávicas e ignimbritas, asociadas a facies de retrabajo (Franzese et al., 2006; Muravchik et al., 2008).

El depocentro de Catán Lil se presenta como un hemigraben invertido de 21 km de largo y 14 km de ancho y con espesores que rondan entre 60 m y 1.000 m (Franzese et al., 2006; Muravchik, et al., 2008). El relleno inicial de este depocentro (Fig. 2) se compone fundamentalmente por derrames lávicos (Leanza, 1990) sobre los cuales se desarrollan potentes secuencias volcanoclásticas aluviales (Muravchik, et al., 2008). En el depocentro de Chacaico las acumulaciones del Ciclo Precuyano se distribuyen a lo largo de una gran estructura anticlinal producida por la inversión de las fallas normales vinculadas con el origen del depocentro (Franzese et al., 2007; Muravchik, et al., 2008). El relleno aflora en un área de 25 km de largo por unos 5 km de ancho, con un espesor máximo de 600 m (Fig. 2). Se caracteriza por depósitos de lavas y potentes secuencias de ignimbritas (D'Elia y Franzese, 2005; Muravchik et al., 2011). Además, asociados a los anteriores, aparecen depósitos volcanoclásticos producto de la redepositación y el retrabajo (Franzese et al., 2007). El depocentro de Sañicó se muestra como un hemigraben invertido de ca. 25 km de ancho y 8,5 km de longitud mínima (Muravchik, et al., 2008; D'Elia et al., 2012). El relleno correspondiente al Ciclo Precuyano se presenta con espesores variables desde 50 a 1.850 m, compuesto por depósitos de flujos lávicos y depósitos de ignimbritas y minoritariamente por depósitos volcanoclásticos (Fig. 2). Por último, el depocentro de Piedra del Águila se presenta fuertemente invertido, con 10 km de largo y 2,5 km de ancho y espesores máximos cercanos a 1.600 m (Fig. 2). Los depósitos del Ciclo Precuyano en este depocentro están conformados principalmente por depósitos de ignimbritas y secundariamente por flujos de lavas de composición andesítica y depósitos de rocas volcanoclásticas (D'Elia, 2008; Muravchik, et al., 2008; D'Elia, 2010; D'Elia et al., 2012).

FIG. 2. Ubicación y columnas estratigráficas relevadas en los depocentros en estudio (modificada de Muravchik et al., 2008). Se marca con estrellas los niveles estratigráficos donde se realizó el muestreo para el análisis geoquímico.

3.       Metodología

El análisis estratigráfico, litológico y geoquímico de las rocas lávicas y piroclásticas del sin-rift, se realizó a través de la recopilación de información procedente de trabajos previos (Franzese y Spalletti, 2001; D'Elia y Franzese, 2005; Muravchik y Franzese, 2005; Franzese et al., 2006; Franzese et al., 2007; Muravchik et al., 2008) y de nuevas tareas de campo desarrolladas en los depocentros de Catán Lil, Chachil, Sañicó y Piedra del Águila. La recolección de datos involucró el mapeo geológico detallado y el levantamiento de más de 18.000 m de columnas estratigráficas en los depocentros aflorantes en el sector austral de la cuenca Neuquina (Fig. 2). La información geológica y cartográfica fue almacenada mediante un Sistema de Información Geográfico (SIG) con ArcGIS 9.2®. El análisis petrográfico se realizó mediante la examinación de más de 250 secciones delgadas, efectuándose también pulidos calcográficos. La determinación de la mineralogía primaria y secundaria fue apoyada con alrededor de 100 análisis de difracción de RX en roca total y fracción pelítica (natural, glicolada y calcinada), desarrollados en los laboratorios del Centro de Investigaciones Geológicas (CIG; CONICET-UNLP) con un difractómetro Phillips® PW. Una vez obtenido el marco estratigráfico preciso y determinado la calidad de los depósitos, se efectuó el muestreo con fines geoquímicos dentro de los depocentros (Fig. 2), recolectándose entre 3 kg y 5 kg de roca. Para el muestreo de unidades piroclásticas se tomaron pómez o se adquirió la matriz de ignimbritas vítreas con menos del 3% de materiales líticos presentes. Se procesaron un total de 24 muestras (Tabla 1), las cuales fueron trituradas, cuarteadas y molidas en los laboratorios del CIG y posteriormente analizadas en

4.     Análisis litológico de las rocas lávicas y piro-clásticas del sin-rift Precuyano aflorantes en los depocentros australes de la Cuenca Neuquina

La megasecuencia de sin-rift está formada por litofacies lávicas y piroclásticas y litofacies sedimentarias constituidas mayoritariamente por rocas volcanoclásticas inmaduras originadas a partir de la resedimentación y retrabajo de las primarias. Las litofacies lávicas y piroclásticas constituyen alrededor del 70% del relleno (36% rocas lávicas y 34% rocas piroclásticas). La distribución de las rocas primarias dentro y entre los depocentros muestra un arreglo lateral y vertical complejo con fuertes variaciones de facies (Fig. 2). Se han reconocido diversos cuerpos volcánicos y depósitos piroclásticos con un amplio rango composicional. Las rocas dominantes dentro de la sucesión de sin-rift son las andesitas y las rocas piroclásticas de composiciones ácidas, acompañadas lavas dacíticas, riodacíticas y riolíticas y, muy aisladamente, basálticas.

4.1.    Petrografía

La litofacies de lavas andesíticas se compone de tres variantes: andesitas basálticas con pseudomorfos de olivinas, andesitas de piroxenos (ortopiroxenos y clinopiroxenos) y andesitas hornblendíferas. Representan volumétricamente unas de las facies más importantes del sin-rift, participando en la conformación de diferentes tipos de cuerpos volcánicos: lavas, domos, criptodomos y diques (Figs. 3 y 4B, C y D). Los más característicos son los cuerpos de lavas que conforman sucesiones desde algunos metros hasta decenas de metros de espesor (Fig. 4B). Esta litofacies se presenta como lavas coherentes, autobrechadas y pseudobrechadas (Fig. 4D), que en ocasiones pueden presentar fragmentos líticos de rocas ígneas graníticas y metamórficas, con o sin reabsorción. Se exhiben con texturas seriadas, microporfíricas a porfíricas y/o glomeroporfíricas, con fenocristales (entre el 3% y 35% en volumen) inmersos en pastas con texturas pilotáxicas y traquíticas (Figs. 3 y 5A). Los fenocristales de plagioclasa son límpidos o zonados y en ocasiones con textura cribada gruesa o fina (Figs. 5A, C y D). Es muy común la presencia de enclaves que comparten la misma composición mineralógica que la pasta que los rodea (Fig. 5A). Las litofacies de rocas lávicas dacíticas, riodacíticas y riolíticas se encuentran poco expresadas en el registro del sin-rift del Ciclo Precuyano. Constituyen domos, criptodomos, conductos emisores y coladas de escaso volumen asociados generalmente a zonas de falla (Fig. 4). Se presentan como facies coherentes o autobrechadas, macizas o con foliación por flujo, con texturas porfíricas y minoritariamente seriadas, que muestran pasta felsítica micro a criptocristalina (Figs. 5F, G y H). Las dacitas poseen fenocristales (3% a 40% en volumen) de plagioclasa, cuarzo y biotita o fenocristales de plagioclasa y hornblenda (Fig. 5F). Las riodacitas y riolitas se presentan con fenocristales poco abundantes (<10% en volumen) de cuarzo, biotita, feldespato potásico y plagioclasa (Fig. 5G). En ocasiones, las últimas se encuentran con textura micropoikilítica, esferulitas y litofisas (Figs. 4G y 5H) relacionadas con desvitrificación a alta temperatura (Mc Phie et al., 1993). Es importante destacar que, tanto en las volcanitas mesosilícicas como en las ácidas, las especies de minerales hidratados se pueden encontrar con texturas coroníticas de minerales opacos. La litofacies de rocas volcánicas basálticas constituye el litotipo más restringido dentro de los depocentros en estudio. Se trata de cuerpos tabulares de escaso espesor, generalmente coherentes y menormente autobrechados (Fig. 4A). Se componen de lavas afíricas o microporfíricas que presentan fenocristales de olivinas o plagioclasas en una pasta microcristalina mayormente intergranular y/o traquítica y, en menor proporción, intersertal.

FIG. 3. Características mesoscópicas y petrográficas más sobresalientes de las litofacies lávicas y piroclásticas discriminadas para el Ciclo Precuyano.

FIG. 4. Litofacies lávicas y piroclásticas identificadas en el presente trabajo. A. Sucesiones de lavas de composición basáltica; B. Cuerpos de flujos de lavas andesíticas; C. Domo andesítico; D. Detalle de flujo de lava andesítico con facies coherentes (C) y de autobrechas (A); E. Conductos emisores constituidos por facies de lavas dacíticas; F. Domo de composición riodacítica; G. Detalle de facies riolíticas con textura litofísica; H. Ignimbritas de composición riolítica; I. Detalle de ignimbritas con cristalización en fase vapor que desarrollan conductos de escape de gases.

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FIG. 4. Litofacies lávicas y piroclásticas identificadas en el presente trabajo. A. Sucesiones de lavas de composición basáltica; B. Cuerpos de flujos de lavas andesíticas; C. Domo andesítico; D. Detalle de flujo de lava andesítico con facies coherentes (C) y de autobrechas (A); E. Conductos emisores constituidos por facies de lavas dacíticas; F. Domo de composición riodacítica; G. Detalle de facies riolíticas con textura litofísica; H. Ignimbritas de composición riolítica; I. Detalle de ignimbritas con cristalización en fase vapor que desarrollan conductos de escape de gases.

La litofacies de rocas piroclásticas constituye el segundo litotipo más abundante dentro del sin-rift del Ciclo Precuyano de los depocentros en estudio. Se compone de ignimbritas de escasa o amplia distribución y volumen, de composiciones dacíticas, riodacíticas y riolíticas (Fig. 3). Las ignimbritas están constituidas por tobas lapillíticas, generalmente con textura vitroclástica, masivas o estratificadas (Fig. 4H). En determinados niveles se pueden encontrar brechas líticas clasto o matriz sostén, macizas o con estratificación y en ocasiones pueden exhibir una profusa estructura de escape de gases (Figs. 4I y 6E). Los vitroclastos pumíceos y las trizas vítreas generalmente se presentan dispuestos de manera aislada o en contacto, con ausencia de deformación o con deformación parcial (Figs. 6A y B). Los cristaloclastos (3 a 25% en volumen) están constituidos de cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa y biotita, mientras que los litoclastos (3 a 15% en volumen) se presentan con diferentes composiciones (Figs. 3 y 6B). Las ignimbritas con escaso volumen y espesor se han preservado con bajo grado de soldamiento (Smith, 1960; Quane y Russell, 2005) y con alteración a minerales de arcillas o silicificación (cristalización en fase vapor; Fig. 7B). Las ignimbritas con gran volumen y espesor están incipiente o parcialmente soldadas (sensu Smith, 1960), y generalmente afectadas por silicificación (cristalización en fase vapor/alteración deutérica; Figs. 6B, D y F). Aunque de manera minoritaria, la presencia de textura micropoikilítica con esferu-litas y litofisas aisladas (Figs. 6G y H) indica que el espesor fue fundamental para retener el calor, generando desvitrificación a alta temperatura. En estos casos, se observan sectores que muestran un fuerte grado de soldamiento (Smith, 1960; Quane y Russell, 2005).

FIG. 5. Características petrográficas de las facies lávicas. A: Facies de andesita hornblendífera con textura porfírica y pasta pilotáxica (C: cumulato, Pg: plagioclasa, Hbl: hornblenda). Flecha negra muestra textura cribada gruesa en plagioclasa. Flecha blanca muestra textura coronítica en anfíbol; B. Facies de andesita autobrechada bajo microscopio calcográfico (Mgt: magnetita, IL: Ilmenita). Estructura de relleno y disolución y relleno de magnetita con desmezcla de ilmenita; C. Fracturas hidráulicas rellenas de calcita (CC) y fenocristales de plagioclasa parcialmente alterados a calcita; D. Fenocristales de plagioclasa alterados a esmectita y sericita en facies de andesita. También se puede observar estructuras de disolución y relleno por esmectita; E. Plagioclasas parcialmente alteradas a calcita en facies de andesita; F. Facies de dacita con fenocristales de plagioclasa con textura cribada fina (flechas negras) y hornblenda. La pasta se encuentra constituida por textura felsítica; G. Facies de rioda-cita constituida de microfenocristales de cuarzo (Qtz), biotita (Bt) y feldespato potásico (Fk) parcialmente alterado a sericita (Ser)-flecha blanca- inmersos en una pasta felsítica silicificada. Además, se pueden observar venas rellenas de sílice (flechas negras); H. Facies de riolitas con texturas esferulítica (flecha blanca), granofírica (flecha negra) y micropoikilítica (Mk).

FIG. 6. Características petrográficas de las facies piroclásticas. A. Pómez (Pz) reemplazado por agregados de esmectita (Sm) y sericita (Ser). Las características primarias de la matriz fueron obliteradas por reemplazo de arcillas (Arc), óxidos de hierro y sílice. B y C. Ignimbritas con alteración sericita (Ser)-clorita (Chl); B. Cristaloclastos de plagioclasa límpidos, matriz obliterada por Chl, Ser y sílice microcristalino (S);. C. Cristaloclastos alterados a calcita (CC) y adularia esqueletal (Ad) en una matriz compuesta de sericita y arcillas; D. Facies de ignimbrita con cristalización en fase vapor. Las trizas (T) fueron reemplazadas por agregados de sílice criptocristalino y los pómez (Pz) fueron remplazados por sílice y sericita; E. Corte transversal de una estructura de escape de gases. Las flechas negras delimitan el conducto. Se puede apreciar la concentración de gruesos dentro del conducto (izquierda ) y la alteración en fase vapor fuera (derecha); F, G y H. Desvitrificación a alta temperatura. F. Trizas (T) desvitrificadas a agregados de cuarzo microcristalino; G. Matriz de ignimbrita con textura micropoikilítica (Mk) y esferulitas aisladas (flechas blancas); H. Estructura litofísica (flechas blancas) y textura micropoikilítica (Mk).

Desde el punto de vista de la composición magmática, las litofacies lávicas y piroclásticas se extienden desde los términos menos evolucionados del sistema, constituidos por basaltos y andesitas basálticas, hasta los términos más evolucionados, las riolitas. La presencia de minerales hidratados primarios (hornblenda y biotita) en las diferentes litofacies evolucionadas es indicativa de magmas originarios con concentraciones de agua iguales o superiores al 5% (Best y Christiansen, 2001). La participación de materiales piroclásticos en grandes proporciones y las variedades texturales registradas (texturas seriada, porfírica, glomeroporfírica, afírica y vitrofírica) demuestran un sistema de cristalización a bajas presiones (Cas y Wright, 1987; Wilson, 1989; Best y Christiansen, 2001). Las diferentes unidades piroclásticas y cuerpos volcánicos discriminados, desde intrusiones someras hasta coladas de lavas, y las texturas de desequilibrio (e.g., cribadas gruesa en plagioclasa, bordes reabsorbidos de cristales y texturas manteadas de opacos en hornblenda y biotita) asociadas a diferentes grados de descompresión (Stephen y Montana, 1992; Rutherford y Gardner, 2000; Best y Christiansen, 2001), indican un sistema de ascenso complejo con variaciones en el mecanismo eruptivo, en el volumen y en la tasa de ascenso de los magmas originarios.

4.2.    Facies de alteración de las rocas lávicas y piroclásticas Precuyanas

La alteración Magnetita-Illmenita (Figs. 7 y 5B) se encuentra afectando lavas autobrechadas y minoritariamente lavas coherentes de composiciones mesosilísicas. Las características texturales y mineralógicas (Fig. 7) sugieren temperaturas de entre 400 y 600°C, asociadas a movilización sin-volcánica (Hagel, 1979; Ramdohr, 1980). La alteración Clorítica (Fig. 7) se encuentra espacial y composicionalmente asociada a las facies de lavas andesíticas autobrechadas y es indicativa de soluciones sin-volcánicas de restringida circulación con características neutras a alcalinas (Pirajno, 2009). La alteración Sericita-Clorita (Fig. 7) se desarrolla de manera local-estratoligada, particularmente en los sectores basales de las unidades de flujos piroclásticos de gran espesor y distribución. Se caracteriza por texturas de reemplazo de materiales vítreos, la alteración parcial de cristaloclastos y, en menor proporción, la disolución (Figs. 6B y C). Los materiales vítreos de la matriz y pómez son reemplazados principalmente por sericita, clorita y sílice criptocristalina (Fig. 6B). La distribución y las características texturales y mineralógicas sugieren una alteración de tipo deutérica por parte de soluciones neutras a alcalinas (Pirajno, 2009). La Silicificación (Fig. 7) se manifiesta de manera local-estratoligada (Figs. 4I y 6E) en ignimbritas.

FIG. 7. Facies de alteración discriminadas para las rocas primarias del sin-rift. Qtz: cuarzo; Arc: arcillas; Ser: sericita; Sm: esmectita; K: caolinita; Chl: clorita; Cli: clinoptilolita; Ep: epidoto; Ab: albita; Cc: calcita; Fk: feldespato potásico; Hem: hematita; lL: ilmenita; Mgt: magnetita; Py: pirita; Y: yeso; serp: serpentina; Lau: laumontita; Ph: pirofilita.

Se caracteriza por el reemplazo por parte de sílice cripto-microcristalina de materiales vitroclásticos (Figs. 6D y F), en ocasiones vinculada con estructuras de escape de gases. Se encuentra espacial y temporalmente vinculada con los tramos superiores de las unidades ignimbríticas en estadios post-depositacionales como resultado de cristalización en fase vapor (Cas y Wright, 1987; Streck y Grunder, 1995) o asociada a gran parte del perfil de los depósitos por alteración deutérica (Cas y Wright, 1987; Wilson, 1993). La alteración Sericita-Cuarzo (Fig. 7) se caracteriza principalmente por la alteración parcial de feldespatos a sericita, la silicificación por agregados criptocristalinos y el desarrollo de venas de cuarzo (Figs. 5G, 7 y 9C). Esta facies de alteración se encuentra composicionalmente asociada a domos y coladas ácidas. Se interpreta como producto de soluciones sin-volcánicas hidrotermales acuosas neutras (Pirajno, 2009) de circulación local. Este tipo de alteración es típica en estadios sin-volcánicos de cuerpos ácidos y de escaso volumen (Gifkins et al., 2005b), aunque el grado de conservación de las texturas primarias y su intensidad podrían sugerir, a su vez, una alteración de tipo diagenética. La alteración Cuarzo-Feldespato potásico (Figs. 7 y 8E) se muestra como una alteración de tipo local, penetrativa, afectando cuerpos volcánicos y unidades piroclásticas de composiciones ácidas. Se manifiesta con texturas micropoikilítica-granofírica (Fig. 5H) y esferulitas y litofisas (Figs. 6G y H). El arreglo textural y las asociaciones minerales presentes son típicos de desvitrificación a alta temperatura asociada a productos volcánicos ácidos (Lofgren, 1970; Mc Phie et al., 1993; Mc Artur et al., 1998; Gifkins et al., 2005b). En los domos y coladas el arreglo puede ser simple o complejo. Desde el exterior al interior se observa una caparazón de brechas hialoclásticas cementadas por sílice, seguida por niveles de esferulitas y litofisas ordenadas de acuerdo a la foliación (Fig. 4G) y, finalmente, una menor proporción de litofisas y esferulitas, con dominio de litofacies foliadas coherentes. Este arreglo es común en cuerpos de composiciones ácidas vinculados a la participación de agua del sustrato o de la roca hospedante (Mc Phie et al., 1993; Stewart y Mc Phie, 2006). Para las unidades de ignimbritas esta alteración se presenta asociada sólo a sectores medios o cuspidales de las unidades de gran distribución y espesor (>250 m). La desvitrificación, en estos casos, se presenta con pómez y trizas deformadas recristalizadas y grados variables de agregados de cuarzo y feldespato, en ocasiones obliterando las texturas primarias, con textura mi-cropoikilítica, esferulitas y litofisas aisladas (Figs. 6G y H). Estos atributos indican una temperatura de emplazamiento mayor o cercana a la temperatura de transición del vidrio y una tasa de enfriamiento lo suficientemente lenta como para permitir el desarrollo de esferulitas y textura micropoikilítica (Mc Arthur et al., 1998) -estado esferulítico en transición al estado vítreo (Lofgren, 1971a y b)- y un alto contenido de volátiles que permita el desarrollo de litofisas (Mc Phie et al., 1993). La alteración Sílice-Calcita (Fig. 7) se caracteriza por el relleno de venas y fracturas hidráulicas y puede afectar a cualquier tipo litológico dentro del sin-rift (Fig. 5C). Exceptuando el fuerte proceso de brechamiento y relleno, la intensidad de alteración de esta facies es nula o sutil. Los fenocristales y las texturas primarias generalmente se presentan sin grandes modificaciones. Este tipo de alteración es generada por la circulación de fluidos a altas presiones (Mc Phie et al., 1993) relacionados con zonas de fracturas. La alteración Esmectita-Illita-Clorita-Calcita (Fig. 7) se muestra de manera regional y penetrativa afectando las rocas volcánicas (Figs. 5D y E) e ignimbritas de bajo grado de soldamiento (Fig. 6A). En el último caso, la alteración oblitera todas las características primarias de la matriz y los vitroclastos pumíceos son desdibujados por estilolitas y agregados de se-ricita y argilominerales que conforman estructuras de tipo 'bow tie' (Fig. 6A; Gifkins et al., 2005a). La asociación mineral de esta facies de alteración (Figs. 7, 8A y 8B), en conjunto con la distribución y los arreglos texturales, sugiere una alteración por parte de soluciones alcalinas a neutras (Pirajno, 2009) relacionada con estadios diagenéticos (Mc Phie et al., 1993; Gifkins et al., 2005b). Es importante destacar que en la base de los depocentros del norte del área de estudio (depocentros de Catán Lil y Chachil) se detectaron asociaciones minerales de clorita, laumontita, pirofilita (Fig. 7B) que podrían indicar una diagénesis avanzada en el límite con el metamorfismo (Gifkins et al., 2005b).

FIG. 8. Difractogramas roca total y fracción pelítica (natural, glicolada y calcinada) típicos para las facies de alteración más importantes del relleno. (Q: cuarzo; F: Feldespatos; Fk: feldespato potásico; Pg: plagioclasa; Arc: arcillas; ser: sericita; sm: esmectita; I: illita; K: caolinita; Chl: clorita; Cli: clinoptilolita; Cc: calcita; Hem: hematita; Py: pirita; Ph: pirofilita).

5.      Análisis geoquímico y petrogenético del volcanismo de sin-rift

Las 24 muestras (Tabla 1) provenientes de los depocentos estudiados del sector austral de la Cuenca Neuquina (depocentros de Chachil, Catán Lil, Chacaico, Sañicó y Piedra del Águila) fueron analizadas y comparadas con 18 muestras provenientes de las áreas de la Cordillera del Viento y la Dorsal de Huincul (Fig. 1; Tabla 2). El análisis litológico reveló la gran participación de rocas intermedias y ácidas y el intrincado escenario de alteración que presentan las rocas lávicas y piroclásticas del Ciclo Precuyano. En general, el resultado del análisis geoquímico arrojó valores de LOI (Loss on Ignition) mayores a 2 wt%. Los diagramas de Fe/Mg versus SiO₂ y K/ Na versus SiO₂ muestran una gran dispersión de los elementos mayores (Figs. 9A y B), confirmando que estos fueron móviles durante la alteración. El diagrama de LOI versus SiO₂ muestra que hay una disminución de los valores de LOI con el aumento del contenido de sílice (Fig. 9C), manifestando que para rocas alteradas el LOI es controlado por el tipo de alteración, relacionada con el tipo de composición (e.g., silicificación-alteración anhidra). Estos resultados sugieren evitar el uso de los elementos mayores para la caracterización geoquímica de las rocas del sin-rift.

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FIG. 9. A. Diagrama K2O/Na2O versus SiO2; B. Diagrama Fe2O3/ MgO versus SiO2; C. Diagrama LOI versus SiO2; D y E. Diagramas multielementos y tierras raras comparando las rocas menos alteradas con las rocas afectadas por los principales mecanismos de alteración discriminados para la secuencia de sin-rift.

El uso de los elementos traza como discriminadores petrogenéticos se encuentra avalado por los resultados obtenidos a partir de la comparación entre rocas con nula o baja alteración y muy alteradas (Gifkins y Allen, 2001; Gifkins et al., 2005b). Las diferencias composicionales registradas imponen que la comparación se deba hacer para los principales grupos dentro del relleno (rocas intermedias y ácidas), comparando grupos de rocas de similar composición (Barret y MacLean, 1994; Gifkins et al., 2005b). Los diagramas multielemento y de tierra raras comparativos muestran una variación constante en el eje de las ordenadas, sin modificarse sustancialmente los patrones de distribución de elementos (Fig. 9D y E).

El diagrama de discriminación Zr/TiO₂ versus Nb/Y (Winchester y Floyd, 1977) corrobora el resultado del análisis petrográfico. Se observa una variación composicional desde basaltos a rolitas, estando bien representados los campos de las andesitas, dacitas, riodacitas (Fig. 10A). En este diagrama se puede apreciar la continuidad composicional dentro de las rocas que integran el sin-rift. Los basaltos presentan valores de SiO₂ bajos (46-51 wt%), de Al₂O₃ moderados (15-17 wt%), de TiO₂ altos (0,5-2 wt%), de Nb bajos (3-5 ppm) y una relación Ti/Zr alta (69-170)— ;Tabla 1 y 2—. Las andesitas y andesitas basálticas presentan valores de SiO₂ moderados a altos (54-65 wt%), de Al₂O₃ moderados (11-17 wt%), de TiO₂ moderados (0,5-1 wt%), de Nb bajos a moderados (5-8 ppm) y una relación Ti/Zr moderada a alta (33-62) —Tabla 1 y 2—. Por último, las rocas ácidas constituidas por dacitas, riodacitas y riolitas, presentan valores de SiO₂ altos (> 65 wt%), de Al₂O₃ bajos a moderados (9-14 wt%), de TiO₂ bajos (0,01-0,4 wt%), de Nb moderados (3-12 ppm) y relación Ti/Zr baja a moderada (5-37) —Tabla 1 y 2—. Los diagramas bivariados para el Zr, Nb y Y (Figs. 10B y C) muestran buena correlación, corroborando su comportamiento relativamente inmóvil frente a la alteración y señalando una relación cogenética para las rocas que componen el sin-rift. En el diagrama Zr versus Y (MacLean y Barrett, 1993) se aprecia una clara tendencia subalcalina para las rocas volcánicas y piroclásticas (Fig. 12A). El 62% corresponde a series subalcalinas transicionales, el 26% corresponde a series subalcalinas calcoalcali-nas y sólo el 12% corresponde a series subalcalinas toleíticas que se ubican en el límite con las series transicionales (Fig. 12A). En los diagramas multiele-mento normalizado a N-MORB (Sun y McDonough, 1989) se aprecia un patrón de enriquecimiento en elementos LIL (large-ion lithophile) respecto a los elementos HFS (high field strength), con valores de Nb y Ta próximo a la unidad (Fig. 11). El diagrama de elementos de tierras raras (REE) muestra un enriquecimiento (Fig. 11) de tierras raras livianas (LREE) respecto a las tierras raras pesadas (HREE). Los patrones de tierras raras en conjunto, no solo indican un carácter cogenético de los productos, sino también su similitud en la pendiente, y las variaciones de concentraciones pueden ser explicadas en la mayoría de los casos como resultado de procesos de cristalización fraccionada. Sin embargo, el aumento considerable de la concentración y el cambio de la pendiente registrado en algunos casos, podrían estar relacionados con la refusión de productos cogenéticos. Los altos valores de elementos no conservativos (LIL y LREE) y bajos valores (próximos a la unidad) de elementos conservativos tales como Ta, Nb, Zr y Y (HFS y HREE), serían consistentes con una fuente asociada a la participación de fluidos en una cuña mantélica metasomatizada (Pearce y Peate, 1995) o una 'Pluma mantélica fría' (Castro y Gerya, 2008; Castro et al., 2010). Los patrones de los diagramas de rocas evolucionadas indican la acción de procesos magmáticos complejos (asimilación, diferenciación, mezcla, entre otros; Pearce, 1982; Pearce et al., 1984). En algunos casos, patrones similares fueron mencionados como producto de una fuerte asimilación cortical (Xia et al., 2004), aunque para este caso los términos menos diferenciados del sin-rift (Cr entre 200-400 ppm y Ni entre 60-100 ppm; Tabla 1 y 2), típicos de este tipo de series (Wilson, 1989), presentan los mismos patrones que las andesitas, dacitas, riodacitas y riolitas. Todas las evidencias presentes relacionan con las rocas este ciclo magmático con un ambiente geodinámico orogénico (Pearce, 1982; 1983; 1984; Rollinson, 1993; Gorton y Schandl, 2000). Esto también puede ser apreciado en los diagramas de discriminación y relaciones de elementos (Figs. 12B y C). Las relaciones promedio Th/Yb 12, La/ Nb 3,3 (<6,28 - >2) y Th/Nb 5,24. (<15,2 - >1,6) son típicas de series orogénicas (Wilson, 1989; Gorton y Schandl, 2000). Solo el 0,07% de las muestras analizadas correspondería a un ambiente de intra-placa en el límite con un ambiente orogénico (Figs. 12B y C), aunque los bajos valores de TiO₂ (0,72 promedio), Nb (7 promedio), Ta (1,46 promedio) y Zr (165 promedio) descartan un magmatismo con características de intraplaca (Pearce, 1982; Pearce et al., 1984; Wilson, 1989; Best y Christiansen, 2001). Es importante destacar que este patrón se puede observar tanto entre muestras de diferentes depocentros como entre muestras de los tramos inferiores y superiores del sin-rift (Fig. 10 y 11), indicando que las condiciones del sistema magmático se mantuvieron en el espacio y en el tiempo.

FIG. 10. Diagramas bivariantes para elementos trazas. A. Diagrama Zr/TiO2 versus Nb/Y (Winchester y Floyd, 1977); B. Diagrama Nb versus Zr; C. Diagrama Y versus Zr.

FIG. 11. Diagramas multielementos y de tierras raras (REE) normalizados a N-MORB (Sun y McDonough, 1989) para las rocas magmáticas del Ciclo Precuyano. A. Depocentros del sector austral de la cuenca analizados en este estudio; B. Zona de Cordillera del Viento y Dorsal de Huincul (Llambías et al., 2007; Schiuma y Llambías, 2008).

FIG. 12. A. Diagrama Zr versus Y (MacLean y Barrett, 1993); B. Diagrama de discriminación de ambientes geodinámicos de Pearce (1983) (AO: arcos oceánicos; MCA: márgenes continentales activos; ZVI: zonas volcánicas de intraplaca; Bi: basaltos de intraplaca; MORB: basaltos de dorsales medio-oceánicas); C. Diagrama de discriminación de ambientes geodinámicos para las rocas volcánicas intermedias y ácidas (Gorton y Schandl, 2000).

6.       Discusión

El análisis de los principales parámetros de alteración de las rocas volcánicas y piroclásticas permite discriminar la existencia de procesos tanto sin-volcánicos como posvolcánicos. Alteraciones de carácter sin-volcánico pueden definirse como sistemas preferentemente locales vinculados con procesos de desvitrificación a alta temperatura (Lofgren, 1971a y b; McArthur et al., 1998) o procesos deutéricos o hidrotermales de pequeña escala (Cas y Wright, 1987; Mc Phie et al., 1993; Gifkins et al., 2005b), donde las facies de alteración y su distribución estuvieron controladas por la naturaleza, composición y tipo de emplazamiento de los materiales primarios (Fisher y Schmincke, 1984; Gifkins et al., 2005b). La mayor parte de las facies de alteración reconocidas en la megasecuencia del Ciclo Precuyano serían, por lo tanto, de carácter sin-volcánico (Facies de alteración Magnetita-Illmenita, Clorítica, Sericita-Clorita, Silicificación, Sericita-Cuarzo, Cuarzo-Feldespato potásico, Sílice-Calcita; Fig. 7). La facies de alteración Esmectita-Illita-Clorita-Calcita (Fig. 7), en cambio, se relaciona con procesos posvolcánicos de carácter diagenético. De acuerdo a las evidencias mineralógicas, en los depocentros septentrionales estudiados se encontrarían indicios de metamorfismo de bajo grado, rasgo que fuera también observado en estudios de subsuelo por otros autores (Rubinstein et al., 2005, 2007).

El análisis geoquímico ha permitido establecer que el Ciclo Precuyano está constituido por productos multicomposicionales cogenéticos de afinidad subalcalina (mayoritariamente transicional y calcoalcalina; Figs. 10, 11 y 12). Las rocas muestran una variedad de arreglos texturales que indican cristalización fraccionada a bajas presiones (Wilson, 1989; Best y Christiansen, 2001) y que sugieren una historia compleja de los magmas (Price et al., 2005; Cameron et al., 2010). Estas observaciones concuerdan con la presencia de aparatos volcánicos complejos-poligenéticos (e.g., estratovolcanes y depresiones volcano-tectónicas) mencionados para la secuencia de sin-rift inicial de la Cuenca Neuquina (D'Elia, 2008, 2010; Muravchik et al., 2008; Muravchik y D'Elia, 2010). Este modelo magmático contrasta con lo propuesto para muchas cuencas de rift, donde debido a su naturaleza extensional y al fuerte adelgazamiento cortical, se registran materiales magmáticos de diferentes fuentes provenientes de las zonas de generación, sin presentar prácticamente residencia en la corteza (Best y Chirstiansen, 2001; Ziegler, y Cloething, 2004; Buck, 2004). El análisis mediante diagramas multielemento y de tierras raras normalizados a N-MORB (Sun y McDonough, 1989) y diagramas de discriminación y relaciones de elementos, permite relacionar este ciclo magmático con un ambiente geodinámico orogénico (Figs. 11 y 12). Este patrón se puede observar entre los diferentes depocentros estudiados y desde los términos estrati-gráficos más bajos hasta los más altos. Otros autores han reconocido un carácter similar en diferentes sitios de la cuenca (Bermúdez et al., 2002; Llambías et al., 2007; Schiuma y Llambías, 2008, Bermúdez y Delpino, 2010). Este escenario demuestra que las condiciones del sistema magmático se mantuvieron en el espacio y en el tiempo sobre una vasta región que ocupó alrededor de 700 km y hasta 350 km en sentido paralelo y perpendicular, respectivamente, al margen de Gondwana. Tal amplitud y características genéticas deben ser evaluadas en relación con los procesos tecto-magmáticos de primer orden que controlaron el lapso Triásico Superior-Jurásico Inferior, como así también los estadios previos que controlaron la estructura térmica, mecánica y composicional de la litósfera. En la actualidad, dos modelos contrapuestos han sido utilizados para explicar la extensión y el relleno inicial que dio origen a la Cuenca Neuquina: A. extensión asociada a un margen convergente en zona de intraarco y cuenca de 'back-arc' (Digregorio et al., 1984; Llambías et al., 2007; Bermúdez y Delpino, 2010) y B. extensión intracontinental vinculada al desmembramiento del supercontinente de Gondwana (Gust et al., 1985; Uliana y Biddle, 1988; Uliana et al., 1989; Tankard et al., 1995; Mpodozis y Ramos, 2008) o al colapso gravitatorio del orógeno gondwánico desarrollado hacia fines del Paleozoico (Gust et al., 1985; Uliana et al., 1989; Tankard et al., 1995, Franzese y Spa-lletti, 2001; Franzese et al., 2003). Si sólo se tiene en cuenta la afinidad geoquímica, el volcanismo del relleno inicial de la cuenca puede ser asociado a series orogénicas, como fuera propuesto por otros autores (Bermúdez et al., 2002; Llambías et al., 2007; Bermúdez y Delpino, 2010). Este esquema se ve favorecido por las nuevas edades geocronológicas que posicionan el inicio del magmatismo del Ciclo Precuyano durante el Triásico Superior alto-Hetan-giano (203,75±0,26 Ma - 191,7± 2,8 Ma; Schiuma y Llambías, 2008; Spalletti et al., 2010). Durante este lapso el registro de complejos de acreción al sur de los 38°S (Thomson y Hervé 2002), indicios de una tectónica transcurrente (Kato et al., 1997, Martin et al., 1999) y el desarrollo de batolitos oblicuos al margen atribuidos a ambiente de subducción (Pankhurst et al., 1992; Rapela y Pankhurst, 1992; Rapela et al., 2005), sugerirían el funcionamiento de un margen de tipo convergente para ese lapso. Sin embargo, este esquema se ve comprometido si se tienen en cuenta las características geoquímicas de las unidades ígneas contemporáneas o cuasi contemporáneas con el Ciclo Precuyano, desarrolladas en el ámbito patagónico (e.g., unidades del Complejo Volcánico Los Menucos y de la Provincia Riolítica Chon Aike), atribuidas a volcanismo de intraplaca (Pankhurst y Rapela, 1995; Rapela et al., 2005). A grandes rasgos, estas unidades muestran características geoquímicas muy similares a las rocas del Ciclo Precuyano. Entre las más peculiares se pueden mencionar su naturaleza calcoalcalina y discriminadores geotectónicos que indican arco continental activo (véase Pankhurst y Rapela, 1995; Lema et al., 2008; Rapela et al., 2005; Páez et al., 2010). Este panorama pone en evidencia la compleja interdigitación de productos asociados a ambientes orogénicos y de intraplaca, desarrollados en el lapso Triásico Superior-Jurásico Inferior, con características muy similares, donde a diferencia de otros casos de estudio este último se desarrolla sin la existencia de un conspicuo volcanismo toleítico (véase Brueseke y William, 2009). Estas consideraciones plantean nuevamente el interrogante sobre qué tipo de magmatismo representa el Ciclo Precuyano. En la figura 13 se compara a las rocas del Ciclo Precuyano con las unidades ígneas más relevantes desarrolladas en el ámbito Patagónico para el lapso de estudio: Batolito de la Patagonia Central, Suite Monzonítica Deseado, Batolito Subcordillerano, Complejo Volcánico Los Menucos y unidades de la Provincia Riolítica Chon Aike (Pankhurst y Rapela, 1995; Rapela et al., 2005). En la figura 13A, B y C claramente se aprecia cómo las rocas del Ciclo Precuyano se asocian con el patrón de distribución del Batolito Subcordillerano y se diferencian de las otras unidades con las que se las compara, tanto plutónicas (Fig. 13A) como volcánicas ( Fig. 13B y C). La correlación que existe entre el magmatismo del Ciclo Precuyano y el Batolito Subcordillerano queda constatada por la fuerte similitud que se aprecia al comparar los patrones multielementos y de tierras raras (Fig. 13D y E). De este modo, la afinidad orogénica del Ciclo Precuyano no solo queda constatada por sus atributos geoquímicos y su relación espacial y temporal con elementos que indican un margen subductivo, sino también, por la fuerte semejanza con el Batolito subcordillerano, considerado como la primera evidencia de un arco magmático activo en el margen occidental de América del Sur (Rapela et al., 2005; Mpodozis y Ramos, 2008; Ramos, 2009).

FIG. 13. Diagramas de discriminación utilizados para comparar las rocas del Ciclo Precuyano analizadas con las unidades contemporáneas o cuasi contemporáneas desarrolladas en el ámbito Patagónico (datos tomados de Pankhurst y Rapela, 1995; Rapela et al., 2005).

A pesar de la afinidad geoquímica y espacio-temporal manifiesta, la relación del Ciclo Precuyano con series orogénicas merece ser discutida. En el esquema clásico de las series orogénicas los litotipos dominantes corresponden a productos intermedios (Wilson, 1989; Best y Christiansen, 2001), mientras que los porcentajes obtenidos en el presente trabajo indican que los términos más evolucionados del sistema superan el 50% dentro de las rocas primarias. Otro rasgo a tener en cuenta es la evolución temporal del relleno de sin-rift, desde términos efusivos de composiciones intermedias que dominan la parte inferior, a términos piroclásticos ácidos que dominan hacia la parte superior del ciclo. Este patrón ha sido reconocido en ambientes orogénicos continentales muy particulares sometidos a extensión en un marco tectónico complejo (e.g., Zona Volcánica del Tau-po; Price et al., 2005; Rowland et al., 2010). Tales características pueden ser explicadas por modelos magmáticos recientes (Castro et al., 2010) desarrollados para sistemas convergentes, los cuales en función de la zona de origen pueden ser clasificados en: intra-corticales (véase Annen et al., 2006, Annen, 2010) y extracorticales (véase Castro y Gerya, 2008; Castro et al., 2010). En el primer modelo, en los sitios de mayor extensión o durante el clímax del 'rifting', el adelgazamiento de la litosfera y el aumento del flujo calórico produce la refusión y reciclamiento del subplacado orogénico y de la corteza inferior, generándose productos magmáticos con una impronta orogénica, con términos ácidos más abundantes (e.g., Zona Volcánica del Taupo; Price et al., 2005; Annen et al., 2006, Annen, 2010). En el modelo extracortical, la fusión parcial del subplacado constituido por una 'pluma silícica fría' (i.e., mezcla de corteza oceánica y sedimentos provenientes de la losa subductada; Gerya et al., 2004; Castro y Gerya, 2008; Castro et al., 2010) produciría, en función del grado de fusión, magmas de composiciones andesíticas o dacíticas-riodacíticas, materiales que constituyen casi la totalidad del magmatismo del Ciclo Precuyano. En el presente trabajo, se prefiere el modelo petrogenético extracortical (Fig. 14C) debido a que éste permite explicar la gran distribución del Ciclo Precuyano en sentido transversal al margen y la relación espacio-temporal, litológica y geoquímica con los procesos desarrollados en Gondwana para este lapso, sin la necesidad de involucrar la fusión cortical, proceso geológico que demanda una energía calórica no evidenciada para este tipo de ambiente (Castro et al., 2010). En este modelo los autores sugieren que la extracción de la zona de origen de los materiales de diferentes composiciones estaría controlada por el cambio en el estado tectónico de la corteza. De esta manera, durante el inicio de la extensión se habría favorecido el ascenso de materiales de composiciones intermedias, mientras que en el clímax del 'rifting' o, en las zonas de mayor extensión, se habría facilitado el ascenso de los materiales ácidos viscosos.

Por último, la distribución de las unidades ígneas contemporáneas o cuasi contemporáneas con el inicio de la Cuenca Neuquina y el desarrollo del Ciclo Precuyano merecen una particular atención al momento de evaluar cómo engranan sistemas magmáticos correspondientes a diferentes ambientes o tipos de yacencias. En particular, el Batolito Subcordillerano, que está situado inmediatamente al límite sur de la Cuenca Neuquina (Lineamiento Río Limay; Ramos, 1978) en donde no hay registro de las potentes secuencias mesozoicas que caracterizan a la misma. Tales elementos pueden ser asociados mediante el modelo propuesto por Franzese y Spa-lletti (2001), en el cual se sugiere un margen de tipo convergente con una segmentación de primer orden a la latitud del Lineamiento Río Limay (40°S), con desarrollo de un margen convergente al sur y un margen transcurrente al norte (Fig. 14 A y B). Según este modelo, la partición de la deformación en el segmento transcurrente habría generado la extensión y adelgazamiento cortical de una vasta región del margen que dio origen a la Cuenca Neuquina. En el presente trabajo se sugiere que la interacción de productos orogénicos simultáneamente con el ate-nuamiento litosférico, rasgo singular de las zonas extensionales, se habrían conjugado para generar el magmatismo del Ciclo Precuyano (Fig. 14A, B y C).

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FIG. 14. A. Mapa esquemático que muestra el escenario tectónico pre-Andino durante el lapso Triásico Tardío-Jurásico Temprano (modificado de Franzese y Spalletti, 2001); B. Perfil esquemático del margen (modificado de Franzese y Spalletti, 2001); C. Esquema petrogénetico para el sin-rift Precuyano elegido en este trabajo (modificado de Castro et al., 2010).

7.       Conclusiones

El análisis integrado de las rocas que constituyen el relleno eminentemente volcánico de sin-rift de los depocentros australes de la Cuenca Neuquina condujo a la caracterización estratigráfica y litológica, la discriminación de modelos de alteración y a establecer la características geoquímicas y petro-genéticas de éste ciclo magmático. Las principales unidades de emplazamiento o acumulación para las rocas volcánicas y piroclásticas que constituyen hasta el 70% del relleno fueron definidas (diques, domos, coladas, conductos emisores, depósitos piroclásticos).

La distribución de las diferentes unidades fue determinada a pequeña y gran escala, detectándose una evolución temporal donde los términos efusivos de composiciones intermedias dominan la parte inferior y los términos piroclásticos ácidos se desarrollan hacia la parte superior de la secuencia. Las características petrográficas, el arreglo de las unidades y los tipos de aparatos volcánicos mencionados para el ciclo, indican el desarrollo de reservorios magmáticos multinyectados, donde se consolidaron una variedad de procesos típicos de cámaras magmáticas superficiales. El estudio de las alteraciones reveló ocho tipos de alteraciones dominantes dentro del relleno de sin-rift que responden a estadios sin- y posvolcánicos. El análisis geoquímico realizado para las rocas lávicas y piroclásticas determinó una tendencia cogenética, desde basaltos a riolitas, con dominio de los términos intermedio-ácido. Se estableció la afinidad geoquímica de las rocas que componen el relleno de sin-rift con las series orogénicas, aunque en función del control estratigráfico y litotipos dominantes (>50% de términos diferenciados ácidos) se manifestaron diferencias sustanciales con los productos típicos de arcos magmáticos. Teniendo en cuenta los diferentes contextos geodinámicos establecidos por diferentes autores para el margen Andino de Gondwana desde el Neopaleozoico al Jurásico Inferior (véase apartado previo) se prefiere un modelo en donde el sistema magmático, durante el lapso Triásico Superior alto-Jurásico Inferior, estuvo generado a partir de la liberación, en un contexto extensional, de un subplacado orogénico conformado por una 'pluma silícica' proveniente de la losa subductada, lo cual explicaría la amplia distribución del Ciclo Precuya-no en sentido transversal al margen. Una evolución desde términos intermedios a ácidos habría estado controlada por la tasa de extensión, favoreciéndose durante el clímax del 'rifting' la extracción de los materiales ácidos viscosos. Finalmente, un esquema de segmentación AAndino propuesto por otros autores a los 40°S (Lineamiento Río Limay) fue utilizado para explicar la tectónica extensional que dio origen a la cuenca y al sin-rift Precuyano, asociada a la partición de la deformación con un segmento transcurrente al norte, y un margen convergente al sur, caracterizado por un arco magmático representado por el Batolito Subcordillerano.

Agradecimientos

Este trabajo fue financiado por fondos provenientes de los proyectos PICT 07-8451, BID 1728/OC-AR PICT 25304 de la Agencia Nacional de promoción Científica y Tecnológica (ANPCYT; Argentina) y el proyecto 11/ N385 de la Universidad Nacional de La Plata (UNLP; Argentina) e YPF S.A. Los autores desean agradecer al Dr. E.J. Llambías (UNLP-CONICET; Argentina) por el permiso para el uso de datos geoquímicos y las valiosas sugerencias. Los autores también expresan su agradecimiento a los revisores del trabajo, los Drs. F. Espinoza G. y A. Demant, por las valiosas críticas y sugerencias que mejoraron sustancialmente la calidad del manuscrito final.

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Manuscript received: January 13, 2011; revised/accepted: July 16, 2011; available online: August 18, 2011.