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RELATORIO DEL XVIII CONGRESO GEOLÓGICO ARGENTINO • NEUQUÉN, 2011
VOLCANISMO PALEÓGENO
Eduardo Jorge Llambías1 y Eugenio Aragón2
1. Centro de Investigaciones Geológicas, Universidad Nacional de La Plata, llambias@cig.museo.unlp.edu.ar
2. Centro de Investigaciones Geológicas, Universidad Nacional de La Plata, earagon@cig.museo.unlp.edu.ar
RESUMEN
Durante el Cretácico más alto y el Paleógeno se desarrollaron en la provincia del Neuquén dos cinturones volcánicos andesíticos
con características petrográficas y tectono-estratigráficas diferentes. En el norte de la provincia se desarrolló el cinturón andesítico
paleógeno Naunauco, consistente en una facies intrusiva, sills y lacolitos, y una facies extrusiva. Sus rocas son ricas en plagioclasa
zonal y anfíbol. La localización de los lacolitos está controlada por las estructuras de la deformación cretácica tardía de la cuenca
Neuquina. Posiblemente los cuerpos más antiguos hayan sido contemporáneos con las fases finales de dicha deformación. El
cinturón andesítico paleógeno Pilcaniyeu se encuentra en la parte sur de la provincia del Neuquén. Es dominantemente extrusivo
y se apoya sobre el basamento Paleozoico. Contiene plagioclasa y piroxeno y carece de anfíbol. Tiene tendencia bimodal, con mayor
proporción de riolitas que Naunauco. Las características geológicas y químicas de Naunauco se acercan a las de un arco magmático,
mientras que las de Pilcaniyeu a las de un antepaís e intraplaca.
Palabras clave: Vulcanismo Paleógeno, Grupo Naunauco, Cuenca Neuquina, cinturón volcánico Pilcaniyeu, sills, lacolitos.
ABSTRACT
Paleogene volcanism. Two NNW oriented andesitic volcanic belts developed in the Neuquén province during latest Cretaceous and
Paleogene, showing different stratigraphic and petrographic features. The Naunauco belt consists of andesitic sills, microdioritic
laccoliths and andesitic extrusive facies, and crops out in the center and northern part of the province. Amphibole and zoned
plagioclase are their most abundant minerals. The intrusive bodies are hosted by sedimentary rocks of the Neuquén basin. The early
emplacement of laccoliths is probably related to the folding phases affecting the sedimentary sequence in the latest Cretaceous. The
Pilcaniyeu belt crops out in the southern part of the province. Their mainly extrusive layers overlie a heterogeneous crystalline
basement of Paleozoic age. Plagioclase and pyroxene are their most abundant minerals. A bimodal compositional trend is evidenced
by the abundance of rhyolites, rare in the Naunauco belt. Their geological and chemical features relate the Naunauco belt to a
magmatic arc, whereas the Pilcaniyeu belt has an affinity with foreland and intraplate magmatism.
Keywords: Paleogene volcanism, Naunauco Group, Neuquén basin, Pilcaniyeu volcanic belt, sills, laccoliths
INTRODUCCIÓN
Entre el Cretácico más alto y el Eoceno se desarrolló
en la provincia del Neuquén una intensa actividad magmática, con composiciones mayoritariamente intermedias
(54-64 % SiO 2). Sus afloramientos se distribuyen en dos
cinturones bien definidos. Uno de ellos se encuentra en
el sector centro - noroeste de la provincia y fue reconocido
por primera vez como «Serie Andesítica» o Mollelitense
por Groeber (1939; 1946; 1947) y que en este trabajo será
descripto como cinturón andesítico paleógeno Naunauco.
El otro cinturón eruptivo se encuentra en el extremo sur de
la provincia y ha sido descripto como cinturón andesítico
paleógeno Pilcaniyeu (Rapela et al. 1982).
A pesar que ambos cinturones tienen rocas con composiciones similares las relaciones tectono-estratigráficas son diferentes. Mientras que en el cinturón andesítico
paleógeno Naunauco la mayor parte de los cuerpos ígneos intruyen o cubren discordantemente las sedimentitas de la cuenca Neuquina, en el cinturón Pilcaniyeu las
vulcanitas extrusivas –son escasos los cuerpos intrusivos–
se depositaron sobre rocas metamórficas e ígneas del Proterozoico Superior y Paleozoico.
El objeto de este trabajo es caracterizar cada uno de
estos cinturones, establecer sus similitudes y diferencias
y describir el ambiente tectónico dominante de cada uno
de ellos.
CINTURÓN ANDESÍTICO PALEÓGENO NAUNAUCO
Las rocas ígneas de este cinturón fueron descriptas
como «Serie andesítica infraterciaria» o «Serie andesítica
oligocena» por Groeber (1929) y Zöllner & Amos (1973) entre otros. Groeber (1946) las redefinió como «Mollelitense»
y describió a los afloramientos del cajón del Molle en la
Hoja 30c, Puntilla de Huincán, como la localidad más característica y en donde mejor están expuestos los afloramientos. Irigoyen (1972) al adaptar esta terminología a la
nomenclatura estratigráfica lo redefinió como Grupo Molle.
Ambos autores incluyeron dentro de esta unidad los cuerpos intrusivos andesíticos del sur de Mendoza y norte del
Neuquén, pero al datarse isotópicamente las rocas se comprobó que varias de ellas en el sur de Mendoza tienen
edades miocenas (Baldauf et al. 1992; Méndez et al. 1995;
Nullo et al. 2002; Kay et al. 2006; Silvestro & Atencio 2009),
mientras que las edades del norte del Neuquén se extienden desde el Cretácico más Tardío hasta el Eoceno (Llambías & Rapela 1989; Cobbold & Rosello 2003; Franchini et al.
2003, Zamora Valcarce 2007), por lo cual se trata de dos
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ESTRATIGRAFÍA
cinturones volcánicos con edades diferentes. Para evitar
problemas con la nomenclatura Sruoga et al. (2008) propusieron la denominación de Complejo Volcánico Cordón del
Burrero para abarcar las espesas sucesiones miocenas
del sur de Mendoza, mientras que otros han continuado
empleando Fm. Molle (Nullo et al. 2002; Silvestro & Atencio
2009). Con la finalidad de evitar confusión en la terminología se denomina aquí al cinturón magmático cretácico más
tardío - paleógeno con el nombre de Naunauco. Este nombre proviene del Grupo Naunauco, definido por Zamora
Valcarce (2007) para describir las rocas ígneas de esta edad
del norte del Neuquén. Una de las causas de la confusión
ha sido, sin duda, la abundancia de anfíbol en ambas
series ígneas, el cual aparece en grandes fenocristales
euhedrales de hasta varios centímetros de longitud. Por
este motivo, Groeber (1946) incluyó dentro de su «Molle-
litense» las andesitas y pórfidos andesíticos anfibólicos
de la región de Caicayén (Franchini et al. 2000), Mayal y
varios afloramientos a lo largo del río Curileuvú, con edades del Cretácico Superior más alto a Paleógeno, junto con
otras andesitas anfibólicas del sur de Mendoza (Groeber
1947), actualmente consideradas como Neógenas. En el
sur de Mendoza los intrusivos andesíticos, como el del
cerro La Batra, los del Cajón del Molle o los sills de la
cuesta de Los Chihuidos, son considerados Miocenos. Como
puede observarse en el mapa de la Fig. 1, el cinturón
andesítico Naunauco continúa hacia el norte en el flanco
occidental de la cordillera, en territorio chileno.
Si bien el cinturón andesítico Naunauco está conformado por rocas con edades que van desde el Cretácico
más Tardío hasta el Eoceno (Tabla 1), la mayoría de ellas
se encuentran en el Paleógeno, por lo cual caracterizamos
Figura 1: Distribución de los afloramientos de los cinturones andesíticos paleógenos Naunauco y Pilcaniyeu. Los cuerpos intrusivos de la Fm.
Colipilli tienen estrecha relación con la faja plegada y corrida de Agrio, mientras que los extrusivos de la Fm. Cayanta se apoyan sobre
distintos terrenos, incluyendo a los de la cuenca Neuquina. El cinturón Pilcaniyeu es mayormente extrusivo, con desarrollo de calderas en sus
términos más silícicos, y sus unidades se apoyan sobre el basamento cristalino del sur del Neuquén.
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Localidad
Roca
Edad, Ma
Autor
Intrusivo andesítico
61,0 ± 1,4
Franchini et al. (2007)
K-Ar hornblenda
Diorita
60,7±1,9
K-Ar hornblenda
Gabbro-diorita
59,1±2,9
K-Ar hornblenda
Diorita
56,0±1,7
Ar-Ar plagioclasa
Gabbro
60,2±1,2
Varvarco
K-Ar roca total
Tonalita
66,7±3,0
J.I.C.A./M.M.A.J. (2000)
Los Maitenes
K-Ar roca total
Tonalita
67±3,0
Domínguez et al. (1984)
K-Ar biotita
Alteración
hidrotermal en
andesita
74,2±1,4
60,7±1,9
Sillitoe (1977)
Andesita
39,9±9,1
Campana Mahuida
Médodo
SHRIMP U-Pb en
circones
Franchini et al. (2003)
Cerro Nevazón
Campana Mahuida
Cayanta
Las Mellizas, Colipilli
Microdiorita
49,9±3,3
Cerro El Diablo
Microdiorita
48,4±2,4
Caicayén
Microdiorita
44,7±2,2
K-Ar anfíbol
El Mayal
Ar-Ar roca total
Llambias & Rapela (1984)
Sill. Andesita
39,7±0,2
Cobbold & Rosello (2003)
101,99±0,69
Cerro Mocho
Ar-Ar plagioclasa
Dique. Basalto
91,97±4,06
Colipilli
Ar-Ar plagioclasa
Sill. Andesita
56,64±0,44
Ar-Ar anfíbol
Sill. Andesita
65,5±0,46
Ar-Ar plagioclasa
Bomba volcánica
72,83±0,83
Intrusivo aplítico
46,1±2,3
Zamora Valcarce (2006)
Naunauco
Cayanta
K-Ar roca total
Dique. Andesita
54,2±2,7
Dacita
42,0±2,1
Laguna del Hualpe
Ar/Ar roca total
Dique. Dacita
61,1±0,3
Noroeste de Colipilli
Ar/Ar anfìbol
Dique. Andesita
63,9±0,5
Cerro. Nonial
Ar/Ar roca total
Lacolito. Andesita
54,3±1,9
Cerritos Colorados
Ar/Ar roca total
Lacolito. Andesita
52,2±1,9
Rovere (1998)
Leanza et al.(2005)
Tabla 1. Edades de cinturón andesítico paleógeno Naunauco, centro y noroeste del Neuquén.
a este cinturón con esta edad. Para esta evaluación se
tomó el límite Cretácico-Paleógeno en 65,5 Ma (Walker &
Geissman 2009).
Grupo Naunauco (Zamora Valcarce 2007)
Los afloramientos con mejores exposiciones del cinturón andesítico paleógeno Naunauco se encuentran en
el área de Huncal, Colipilli, Naunauco, Caicayén, Mayal,
Andacollo y Cayanta en el noroeste del Neuquén. Sus rocas han sido agrupadas en el Grupo Naunauco (Zamora
Valcarce 2007), que consta de dos Formaciones: Colipilli
(Llambías & Rapela 1989), que agrupa a los cuerpos intrusivos y facies extrusivas subordinadas y Cayanta (Rapela &
Llambías 1985), integrada por rocas extrusivas y cuerpos
subvolcánicos alojados en ellas.
Formación Colipilli (Llambías & Rapela 1989)
Una de las características más sobresalientes de las
facies intrusivas del cinturón andesítico paleógeno
Naunauco es la selectiva intrusión de sills y lacolitos emplazados en las sedimentitas de la cuenca Neuquina. Con
excepción de los plutones de Varvarco y Butalón (Casé et al.
2008) que se emplazaron en rocas del Grupo Choiyoi el
resto está intruido en las sedimentitas de la cuenca. Las
facies extrusivas, denominadas genéricamente Fm. Cayanta,
en el área de Colipilli también se encuentran apoyadas
sobre dichas sedimentitas y sus mejores afloramientos se
encuentran en el seno de amplios sinclinales (Llambías &
Malvicini 1978). En los alrededores de Cayanta y Andacollo,
la secuencia es mayormente extrusiva, con escasos diques
y pequeños domos riolíticos (Rapela & Llambías 1985). En
el sector oriental las rocas se apoyan indistintamente sobre el Grupo Andacollo (Carbonífero Superior) o sobre las
vulcanitas pérmicas del Grupo Choiyoi (Fig. 2). Al oeste, en
cambio, las rocas están cubiertas por el vulcanismo
neógeno y cuaternario.
Los sills tienen espesores variables desde menos de
un metro hasta varios metros y con frecuencia se
interconectan entre si a través de cortos diques. En la región de Colipilli se emplazan preferentemente en la Fm.
Agrio (Fig. 3), aunque también se han reconocido en unidades estratigráficas más jóvenes de la cuenca Neuquina,
como la Fm. Rayoso, en el extremo norte del anticlinal de
Naunauco. Las texturas son porfíricas con pastas afaníticas
a microgranosas. Los fenocristales de anfíbol (hornblenda; 1-1,5 cm) son euhedrales y más abundantes y de mayor
tamaño que los de plagioclasa (An46-64; 0,5 cm), por lo cual
las rocas tienen el aspecto de lamprófiros, aunque
petrográfica y geoquímicamente corresponden a andesitas calco-alcalinas.
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ESTRATIGRAFÍA
Figura 2: Vista de Andacollo y al fondo la Fm. Cayanta. En primer
plano unidades sedimentarias del Grupo Andacollo, Carbonífero
Superior.
Figura 3: Sills andesíticos, reconocidos por su mayor resistencia a la
erosión, intercalados en la Fm. Agrio. Vista hacia el sur desde la
bajada al río Pichi Neuquén.
La selectividad de los sills por emplazarse en las sedimentitas de la Cuenca Neuquina ha sido explicada por
Gressier et al. (2010) quienes por comparación con modelos análogos han concluido que las sedimentitas con baja
competencia mecánica y baja permeabilidad favorecen el
desarrollo de elevadas presiones en los fluidos porales,
mayores que las de la presión de carga. En consecuencia,
los mantos de pelitas y limolitas arenosas, son los sitios
preferenciales para el emplazamiento de los sills. Justamente, es en estos bancos donde se produce la transición
dique-sill. No obstante, este modelo todavía no explica
como se ha desplazado el magma entre los bancos para
formar sills de gran extensión, frecuentes en la cuenca Neuquina.
Los lacolitos forman cuerpos lenticulares en sección
transversal, de decenas a escasos centenares de metros
de espesor y sub-circulares en planta, con diámetros desde unas pocas decenas de metros hasta 1,8 kilómetros.
Las relaciones axiales varían de 1,06 a 1,44 y sus ejes máximos son paralelos al rumbo de las sedimentitas. Tienen
texturas microgranosas con composiciones microdioríticas
a microtonalíticas. En la región de Colipilli los lacolitos
más importantes son Las Mellizas, Picú y otros dos sin
nombre. Todos ellos se encuentran en el contacto de la
Fm. Agrio, donde se apoya el piso del lacolito, y el yeso de
la Fm. Huitrín. El yeso desplazado por la intrusión se movi-
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lizó como pequeños diapiros que se emplazaron en la Fm.
Agrio. Al norte de Colipilli los lacolitos se superponen como
un árbol de Navidad (Corry 1988) y se intruyen en diferentes formaciones de la cuenca Neuquina. Los ejemplos más
conspicuos son: Cerro del Diablo, emplazado en el núcleo
de un anticlinal en la Fm. Mulichinco; Cerro Caicayén, en
un anticlinal conformado por los Grupos Cuyo y Lotena
(Franchini et al. 2000) y Cerro Mayal en la parte inferior de
la Fm. Agrio. Estos lacolitos son fáciles de reconocer en el
campo porque se identifican con los accidentes topográficos más elevados de la comarca.
Al este de Colipilli se encuentra una facies extrusiva
conformada por brechas andesíticas groseramente estratificadas, con inclinaciones de 35 o al NE. Se encuentra en
los núcleos de los sinclinales en cuyos senos afloran las
Formaciones Huitrín y Rayoso (Llambías & Malvicini 1978).
Los clastos de las brechas son de andesitas anfibólicas,
similares a las de los sills y a las de los pequeños lacolitos.
Estos afloramientos no tienen continuidad con los de la
Fm. Cayanta, situados al oeste y noroeste de Colipilli, por
lo cual no hay seguridad que sean los mismos depósitos.
Por este motivo se los describe dentro de la Fm. Colipilli,
interpretándoselos como facies extrusivas de los cuerpos
intrusivos.
En el distrito de Huncal, al suroeste de Colipilli afloran varios diques E-O de andesitas con diversas longitudes. El más largo de ellos es el del cerro Mocho con 19 km
de longitud y que Zamora Valcarce (2007) denominó Basalto Cerro Mocho. Corta las sedimentitas del Grupo Mendoza
y no tienen relación de intrusividad con las vulcanitas del
área de Colipilli. Leanza et al. (2002) adjudicaron estos diques al Mioceno, pero dos edades Ar/Ar en plagioclasa
del dique de Cerro Mocho dieron 101,99±0,69 Ma y 91,97±4,08
Ma (Zamora Valcarce 2007). Estas dos edades, con 10 Ma de
diferencia, podrían no corresponderse con la edad de intrusión porque este autor describe que la plagioclasa,
mineral sobre el cual se hizo la datación, exhibe fuerte
alteración, con núcleos corroídos y reemplazados por minerales opacos y clorita en medio de una alteración arcillosa. Debido a ésta no puede descartarse un exceso de
argón que envejezca la edad (Kelley et al. 2002) ya que el
argón es soluble en los fluidos acuosos que alteran las
plagioclasas y otros minerales, incrementando su concentración.
Formación Cayanta (Rapela & Llambías 1985)
La Fm. Cayanta fue nominada por Rapela & Llambías
(1985) para describir las rocas agrupadas en la «Serie Andesítica infraterciaria» por Zöllner & Amos (1973) cuyos afloramientos se encuentran a lo largo de la ruta que une
Andacollo con la localidad de Cayanta (S 37o 08´ 36´´ - O 70o
44´ 45´). Con frecuencia sus afloramientos se encuentran
al oeste de la Fm. Colipilli.
Esta unidad está constituida por una sucesión de
lavas y brechas andesíticas anfibólicas, con estructural
homoclinal con inclinación de 20-22 o al oeste, con un espesor estimado de 2300 m (Zöllner & Amos 1973). Se apoyan sobre el grupo Andacollo, Carbonífero Superior, y sobre
el Grupo Choiyoi, Pérmico, y están cubiertas en el sector
occidental por el vulcanismo Neógeno y Cuaternario.
Las andesitas, las rocas más frecuentes dentro de
esta unidad, poseen fenocristales de anfíbol de 5 a 15 mm
junto a los de plagioclasa zonal de 2 a 5 mm y escasos
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fenocristales de clinopiroxeno. Las andesitas basálticas y
basaltos poseen menor cantidad de anfíbol y mayor de
clinopiroxeno y ortopiroxeno. En Cayanta, Rapela & Llambías (1985) han descrito pequeños domos de riolita y diques que intruyen las partes más altas de la secuencia
extrusiva y tentativamente los han incluido dentro de esta
unidad.
Kay et al. (2006) separaron geoquímicamente las rocas
de la Fm. Cayanta de las rocas del cerro Caicayén, Fm.
Colipilli, justificando la separación estratigráfica de ambas formaciones. Es posible que con nuevos mapeos detallados se puedan establecer relaciones estratigráficas
más precisas que las que se discuten en la actualidad.
perior, y por determinaciones paleomagnéticas infirió que
el dique, de 101 Ma, fue intruido con una inclinación de 24
y basculado hasta la actual posición. Como ya se ha mencionado en la descripción de la Fm. Colipilli, esta edad
puede estar contaminada por exceso de argón, por lo cual
se necesitan más datos para definir la edad de la deformación. En otro caso similar, la edad de la alteración hidrotermal en Campana Mahuida (Cuadro 1) fue datada en
74,2±1,4 Ma por Sillitoe (1977), sin embargo, ésta no debería ser más antigua que la de los intrusivos datados por
SHRIMP en 61,0±1,4 Ma (Franchini et al. 2007).
CINTURÓN ANDESÍTICO PALEÓGENO PILCANIYEU
Edad
Se han obtenido diversas edades absolutas por
los métodos K-Ar, Ar-Ar y una por SHRIMP U-Pb en circón
(Cuadro 1). De acuerdo con la escala de tiempo compilada
por Walker & Geissman (2009), que establece el límite K-P
en 65,5 Ma, la mayoría de ellas son paleógenas, con excepción de algunas edades cretácicas proporcionadas por
(Sillitoe (1977) y Zamora Valcarce (2007),. Lamentablemente, el control estratigráfico para acotar la edad de los cuerpos ígneos es amplio, por lo cual las edades isotópicas no
pueden ser adecuadamente controladas. En el área de
Colipilli, Llambías & Malvicini (1978) concluyeron que existe un control entre la estructura de las sedimentitas de la
cuenca Neuquina y la intrusión de los lacolitos. De acuerdo con este modelo, la actividad magmática podría ser
posterior a la deformación o sincrónica con las últimas
etapas de la deformación. El hecho que las facies extrusivas al este de Colipilli se hayan conservado en los núcleos
de los sinclinales, apoyándose en discordancia sobre las
Formaciones Agrio, Huitrín y Rayoso (Llambías & Malvicini
1978; Leanza et al. 2006a, 2006b) sugiere la existencia de
una superficie de erosión que descubrió a las unidades
más jóvenes de la cuenca Neuquina. Este proceso erosivo,
sumado a la preservación en el seno de algunos sinclinales, nos permite apoyar la posibilidad que la deformación
precede al emplazamiento de la actividad magmática y
que su inicio pudo haber sido contemporáneo con las últimas fases de la deformación compresiva y con el comienzo de una fase distensiva, probablemente de relajamiento. Las secciones transversales de los lacolitos, con
bajas relaciones axiales, apoyan la idea que los esfuerzos magmáticos se impusieron a los esfuerzos compresivos
e incluso a los distensivos. No obstante, para definir el
lapso de la deformación se requieren estudios más detallados y una mayor cantidad de edades isotópicas que no
sean afectadas por procesos de alteración.
La edad de la deformación aún no se ha precisado.
Para Cobbold et al. (1999) la deformación tendría una edad
paleocena a eocena temprana, mientras que para Leanza
et al. (2006b) sería Cretácico Tardío a Eoceno. Tunik et al.
(2008) en base a estudios de proveniencia de depósitos
del grupo Neuquén postularon que habría comenzado en
el Cretácico Superior, con posterioridad a los 98 Ma. Aguirre
Urreta et al. (2008) interpretaron que la primera ingresión
atlántica en la cuenca Neuquina se debe al nacimiento de
una cadena orogénica durante el Campaniano a Maastrichtian. Zamora Valcarce (2006; 2007) sobre la base de las
edades Ar-Ar del dique de basalto del cerro Mocho atribuyó el inicio la deformación a comienzos del Cretácico Su-
Los afloramientos de secuencias volcánicas extrusivas eocenas, con composiciones mayormente andesíticas,
del sur de la provincia del Neuquén fueron reconocidos
por Groeber (1939;) quien los agrupó dentro del término
«Serie Andesítica». Dichos afloramientos, parcialmente
cubiertos por sedimentitas y vulcanitas más jóvenes, forman un cinturón NNO entre el lago Traful y el Valle Encantado en el río Limay. Este cinturón se extiende mucho más
hacia el sur, hasta la latitud de 43 o 30´S (Colán Conhue,
Chubut) por lo cual Groeber, (1954) denominó a sus rocas
«Serie Andesítica Patagónica». González Bonorino & González Bonorino (1978) agruparon a los afloramientos del
sur del Neuquén y norte de Río Negro en la Fm. Ventana y
agruparon esta unidad con la suprayacente Fm. Ñirihuau,
mayormente sedimentaria, en el Grupo Nahuel Huapí,
descrito anteriormente como «Serie Nahuel Huapí» por
Ljungner (1931) y vulcanitas Nahuel Huapí por Cazau (1972).
Feruglio (1941) incluyó a todo este conjunto de rocas en el
«Patagoniense» porque en la Fm. Ñirihuau se intercalan
sedimentitas marinas y, además, porque la transición a la
Fm. Ventana es gradual. Al norte de Bariloche, en las comarcas de Aluminé y Junín de los Andes, Turner (1965a;
1965b) describió pequeños afloramientos de rocas andesíticas como Fm. Auca Pan, la cual se correlacionaría con la
Fm. Ventana por su edad eocena. Rapela et al. (1982) sobre
la base de dataciones radimétricas reconocieron en el
área de San Carlos de Bariloche dos cinturones volcánicos;
un cinturón oriental de edad Eocena al que denominan
cinturón Pilcaniyeu, que tiene continuidad en la provincia
de Neuquén a lo largo del Valle Encantado, y un cinturón
Occidental de edad oligocena al que denominaron cinturón El Maitén, que se extiende desde el cerro Ventana
hacia el sur, representado por escasos afloramientos en
la provincia del Neuquén.
En esta revisión incluiremos a todas las formaciones
volcánicas paleógenas dentro del cinturón andesítico
Pilcaniyeu.
El afloramiento mejor expuesto del cinturón
Pilcaniyeu en áreas vecinas a San Carlos de Bariloche es el
de la localidad de Pilcaniyeu. Otras localidades clásicas
del sur del Neuquén son Cerro Chapelco, Sierra de Cuyín
Manzano, Valle Encantado, Río Aluminé (Turner 1965a; González Bonorino y González Bonorino 1978; Dalla Salda et al.
1981; Rapela et al. 1982).
Para la región sur de Neuquén Rapela et al. (1982)
levantaron un perfil al norte de la localidad de Villa Yanqui (Balsa Maroma) como así también a lo largo del río
Limay en el tramo del valle Encantado, con espesores de
269
ESTRATIGRAFÍA
más de 400 m. La composición volcánica es contrastada
entre un vulcanismo explosivo de composición riolítica y
un vulcanismo efusivo andesítico a basáltico andesítico,
con importantes intercalaciones de lavas andesíticas y
mantos brechosos. El resto de los perfiles levantados por
Rapela et al. (1982) abarcan el cinturón volcánico El Maitén
de edad oligocena que se desarrolla desde el cerro Ventana en la margen sur del lago Nahuel Huapi hasta la localidad de Cholila en Chubut, en esta secuencia también se
mantiene la composición contrastada así como también
el contraste en los estilos eruptivos.
Las rocas andesíticas son microporfíricas a afíricas,
con microfenocristales de plagioclasa (An 55-70) olivina alterada y clinopiroxeno. Las rocas más ácidas tales como
dacitas y riolitas son porfíricas, con pequeños y escasos
fenocristales de plagioclasa (An 35-50), cuarzo, clinopiroxeno y escasa hornblenda basáltica.
Edad
En los alrededores del lago Traful y sierra de Cuyín
Manzano, González Díaz (1979) dató por K-Ar sobre roca
total trece muestras cuyos valores se encuentran comprendidos entre 42±1 Ma y 55±3 Ma, esto es, entre el Eoceno
Temprano y el Eoceno Medio, de acuerdo con la escala de
tiempo compilada por Walker & Geissman (2009). Según
González Díaz (1979) estas edades isotópìcas están apoyadas por restos de polen y de otros fósiles hallados en
las secuencias sedimentarias intercaladas entre las
vulcanitas. Nuevas edades K-Ar fueron obtenidas por Rapela et al. (1982; 1983) con resultados ligeramente más
antiguos que los obtenidos por González Díaz (1979): 60±5
Ma para una dacita biotítica cerca de Confluencia y 57±5
Ma para una riolita ignimbrítica en las vecindades de las
nacientes del río Limay (Cerro Guanaco). Estas dos edades
llevarían el comienzo de la actividad magmática al
Paleoceno Tardío. Una andesita del sureste del lago Nahuel Huapí dio una edad de 35±3 Ma que podría formar
parte del cinturón volcánico oligoceno El Maitén o corresponder a una edad rejuvenecida.
Figura 4: Diagrama TAS, base anhidra, de los cinturones andesíticos
paleógenos Naunauco y Pilcaniyeu. Compilado con datos de: Llambías
& Rapela (1989); Franchini et al. (2003); Casé et al. (2008); Rapela et
al. 1982; 1983; Rapela & Llambías (1983) y Zamora Valcarce (2007).
COMPARACIÓN ENTRE AMBOS CINTURONES
MAGMÁTICOS
Edad. Las edades del cinturón andesítico Naunauco
son bastante similares a las del cinturón volcánico
Pilcaniyeu, aunque aun no se ha obtenido un número suficiente de ellas para establecer una correlación rigurosa.
Con los datos disponibles en la actualidad el cinturón
andesítico Naunauco habría comenzado en el Cretácico
más tardío y se habría prolongado hasta el Eoceno. En el
cinturón andesítico Pilcaniyeu las edades más antiguas
registradas corresponden al Paleoceno Tardío y habría continuado hasta el Eoceno o, quizás, hasta comienzos del
Oligoceno. A pesar que parte de las edades obtenidas en
ambos cinturones se superponen resulta difícil establecer la simultaneidad de los eventos magmáticos por el
escaso número de ellas y porque en varios casos los métodos de datación empleados (e.g. K/Ar) son susceptibles a
las alteraciones de las rocas y a variaciones transitorias
de temperatura. No obstante, con los datos actuales se
puede concluir que la actividad magmática en el cinturón
Naunauco comenzó antes que la del cinturón Pilcaniyeu.
270
Figura 5: Histograma del porcentaje de sílice, base anhidra, que
muestra las diferencias entre los cinturones andesíticos paléogenos
Naunauco y Pilcaniyeu. En este último se esboza una bimodalidad,
coincidente con la mayor abundancia de rocas silícicas observada en
el campo. Fuente de datos igual que en Figura 4.
Composición. El cinturón andesítico Naunauco se caracteriza por la abundancia de hornblenda, que no sólo
aparece masivamente como fenocristal sino que también
se encuentra localmente en facies de cristalización tardía,
RELATORIO DEL XVIII CONGRESO GEOLÓGICO ARGENTINO • NEUQUÉN, 2011
Figura 6: Diagrama potasio-sílice en base anhidra con campos definidos
por Peccerillo & Taylor (1976). Ambos cinturones paleógenos grafican en
el campo de potasio medio. Fuente de datos igual que en Fig. 4.
Figura 7: Diagrama de Winchester & Floyd (1977), utilizado para
clasificar las rocas volcánicas alteradas. Ambos cinturones paleógenos
tienen características subalcalinas definidas. Fuente de datos igual
que en Fig. 4.
equivalentes a segregaciones pegmatíticas máficas, en
cristales de varios centímetros de longitud. Por el contrario, en el cinturón andesítico Pilcaniyeu la hornblenda es
rara y en su lugar cristalizaron clinopiroxenos y ortopiroxenos, formando microfenocristales que raramente
superan los 3 milímetros. Esta diferencia sugiere que el
magma del cinturón andesítico Pilcaniyeu tuvo menos agua
disuelta, y por lo tanto mayor temperatura, que el cinturón
Naunauco.
La composición química es también diferente en
ambos cinturones. El cinturón andesítico Pilcaniyeu tiene
mayor amplitud composicional, con un rango de sílice entre 46 y 76 % mientras que el cinturón andesítico Naunauco
varía entre 50 y 71 % (Fig. 4). El cinturón Naunauco posee
una única moda estadística con composición andesítica
Figura 8: Diagrama Ba-Nb según Kempton et al. (1991) que muestra
la diferencia entre los cinturones paleógenos Naunauco y Pilcaniyeu.
Las relaciones Ba/Nb moderadamente bajas de Pilcaniyeu concuerdan
con su inserción en un basamento fracturado, con características de
intraplaca. Las relaciones Ba/Nb más altas del cinturón andesítico
paleógeno Naunauco lo acercan a un ambiente de arco magmático.
Véase discusión en el texto. Fuente de datos igual que en Fig. 4.
mientras que el cinturón Pilcaniyeu muestra dos modas:
una máfica y otra riolítica (Fig. 5). La bimodalidad de este
último cinturón lo acerca a las características de una actividad magmática desarrollada en un ambiente tipo rift en
el antepaís, atributo que lo diferencia del cinturón
Naunauco. No obstante, para el sector del Neuquén ambos cinturones son subalcalinos, con una impronta calcoalcalina definida y con potasio moderado (Fig. 6). En el
diagrama de Winchester & Floyd (1977) el cinturón Naunauco
grafica en el campo subalcalino (Fig. 7), desconociéndose
el comportamiento del cinturón Pilcaniyeu por no haber
sido analizado el niobio.
Los datos analíticos de elementos trazas disponibles para el vulcanismo paleógeno de la región muestran
una marcada diferencia en el comportamiento de la interacción entre los elementos HFS como el Nb y los LIL, como
el Ba (Fig. 8). Mientras que el cinturón andesítico Naunauco
exhibe relaciones Ba/Nb > 60, el cinturón andesítico
Pilcaniyeu posee relaciones Ba/Nb < 50 y con preferencia
menores a 25. Los valores de Ba/Nb > 29 son típicos de
andesitas orogénicas (Gill 1981), u otros magmas relacionados a subducción (Pearce & Norry 1979), y de manto
subcontinental en áreas que fueron enriquecidas por un
proceso de subducción previo (Daley & De Paolo 1992), en
tanto que los valores de Ba/Nb < 29 son propios de magmatismo de intraplaca (OIB) (Pearce & Norry 1979; Fitton et
al. 1991), u otros magmas de manto subcontinental en áreas
extensionales que fueron previamente enriquecidas por
un proceso de subducción (Gans & Mahood 1989; Fitton et
al. 1991; Kempton et al. 1991; Hawkesworth et al. 1995; Hooper
et al. 1995).
Ambiente tectónico. En su mayor parte la distribución
de los afloramientos del cinturón andesítico Naunauco,
en particular la de los intrusivos, está estrechamente relacionada a las sedimentitas de la cuenca Neuquina, donde se encuentran más del 90% de los afloramientos. El
magma en su ascenso hacia la superficie se emplazó como
sills, lacolitos y pequeños plutones subvolcánicos. Las facies extrusivas no evidencian un vulcanismo explosivo fuer-
271
ESTRATIGRAFÍA
te y sólo son abundantes los bancos de brechas andesíticas, con matriz andesítica, intercaladas entre las lavas. El
origen de estos bancos de brechas es difícil de interpretar
pero no se puede descartar la existencia de depósitos de
flujos densos dispersos por agua, tipo lahares, y de depósitos de bloques y cenizas originados por el colapso de
domos. En el cinturón andesítico Pilcaniyeu gran parte del
magma máfico llegó a la superficie directamente, sin estaciones intermedias en la corteza y fue eminentemente
efusivo. El magma más silícico, por el contrario, constituyó
cámaras magmáticas intermedias en los niveles superiores de la corteza, fue dominantemente explosivo dando
origen a calderas con el concomitante desarrollo de
plateaus ignimbríticos.
El cinturón andesítico Naunauco está relacionado a
una corteza superior móvil y la actividad magmática se
desarrolló mayormente en la faja plegada y corrida del
Agrio. El control estructural ejercido por las estructuras de
esta faja ya fue señalado por Llambías & Malvicini (1978)
al reconocer que los lacolitos se emplazaron en los flancos de los sinclinales y en los núcleos de los anticlinales.
Por este motivo no se puede descartar que el pico de la
actividad magmática haya sido favorecido por el relajamiento tensional que sucedió a la compresión de la faja
plegada y corrida. Las bajas relaciones axiales de las secciones transversales de los lacolitos sugieren un ambiente de esfuerzos de menor intensidad respecto menores a
los esfuerzos propios del magma.
El cinturón andesítico Pilcaniyeu se emplazó en una
franja de extensión que dio lugar a la cuenca de Ñirihuau,
donde se ubica en el margen oriental de la cuenca y conforma parte del ciclo basal de la misma (Cazau 1980; Cazau et al. 1989; Cazau et al. 2005). La presencia de fallas
directas controlando los niveles basales del desarrollo
de la cuenca de Ñirihuau indica que su depositación estuvo asociada a extensión cortical (Mancini & Cerna 1989;
Bechis & Cristallini 2005; Giacosa & Heredia 2004; Cazau
et al. 2005), emplazada en un ambiente rígido, que solamente admitió deformación frágil, con fracturación dominante.
Agradecimientos
Los autores agradecen a Héctor A. Leanza, Ana M. Sato
y Patricia Sruoga por sus valiosos comentarios sobre el
manuscrito. Parte de este trabajo fue financiado por el PIP
00916 del CONICET adjudicado al Dr. Eugenio Aragón.
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