Revista de la Asociación Geológica Argentina, 57 (2): 119-132 (2002)
El volcanismo del Terciario superior del sur de Mendoza
Francisco E. NULLO 1 , George C. STEPHENS 2 , Juan OTAMENDI 3 y Paul E. BALDAUF 4
1
Universidad de Buenos Aires, CONICET.
Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires, Pabellón 2,
C. Universitaria, 1428 Buenos Aires. E-mail: nullo@newphoenixsrl.com
2
The George Washington University. Department of Earth and Environmental Science
Washington, D.C., USA. E-mail: geoice@gwu.edu
3
Universidad Nacional de Río Cuarto, CONICET. Departamento de Geología, Río Cuarto, Córdoba
E-mail: jotamendi@exa.unrc.edu.ar
4
The Union Institute, Miami, Florida,USA. E-mail: pbaldauf@tui.edu
RESUMEN. Se describe por primera vez la petrografía y geoquímica de unidades volcánicas terciarias del sur de la provincia de
Mendoza. Se analizan la nomenclatura estratigráfica y sus edades, estableciéndose una secuencia de eventos magmáticos ocurridos
durante el Neógeno, comenzando con la evolución de un retro-arco, seguido por un arco magmático más joven. Se intenta respetar
la nomenclatura estratigráfica existente, sin embargo, la definición de unidades se ha realizado sobre la base de las edades
radimétricas y sus edades de cristalización, más sobre sus características petrográficas. La actividad magmática se extiende desde el
Oligoceno superior al Mioceno superior, correspondiendo a el Ciclo Eruptivo Molle y el Ciclo Eruptivo Huincán, y comenzó con
un episodio magmático basáltico inicial (CEM). Esta actividad se generó en la corteza inferior dominada por la concentración de
gabros, dioritas y rocas híbridas (granulitas máficas). Debido a un engrosamiento de la corteza como consecuencia de la actividad
tectónica durante Mioceno superior o por el estancamiento de magmas o por la combinación de ambos procesos, la formación de
granulitas granatíferas resultó un producto distintivo de la corteza inferior. Con el desarrollo del arco magmático (CEH) en el
Mioceno superior, los magmas ascendieron desde la fuente mantélica, encontrándose con una corteza inferior granatífera, perdiendo capacidad de ascenso por falta de contraste de densidades, produciéndose una fusión extendida, la homogeinización y el
ascenso, en equilibrio con la corteza baja, proceso que caracteriza el volcanismo de un arco magmático.
Palabras clave: Volcanismo, Geoquímica, Neógeno, Sur Mendoza
ABSTRACT. Upper Terciary volcanism from southern Mendoza. The petrology and geochemistry of the exposed Tertiary volcanic
units in southern Mendoza Province are described for the first time. The formal stratigraphic nomenclature and ages are analyzed
and a stratigraphic basis is established for successive magmatic events occurring during the Neogene, starting with the evolution of
the retro-arc followed by a younger magmatic arc. Every attempt is made to respect the existing stratigraphic nomenclature
although, in part, unit definition should be based more on radiometric ages and ages of crystallization rather than on individual
petrographic features. The magmatic activity extended from the Upper Oligocene to the Upper Miocene evolving from the early
magmatism of the Ciclo Eruptivo Molle to the Ciclo Eruptivo Huincán. The Oligocene to Upper Miocene magmatic activity in
southern Mendoza Province evolved through a process beginning with an initial episode of basaltic magmatism (Ciclo Eruptivo
Molle). This activity also generated a lower crust dominated by the concentration of gabbros, diorites and hybrid rocks (mafic
granulites). Due to Upper Miocene tectonic crustal thickening or to the stagnation of the magmas or a combination of both, the
formation of garnet-bearing mafic granulites resulted in the production of a distinctive lower crust. The magmatic arc of the Ciclo
Eruptivo Huincán (upper Miocene) developed as magma ascended from a mantle source and encountered the garnet-bearing mafic
lower crust. Because of a lack of density contrast with these lower crustal rocks, the magma lost the ability to ascend further. This
encounter between the mantle magma and the lower crust produced partial melting and homogenization of these two sources. This
resulted in the ascent of the “secondary” magmas, produced in equilibrium with the lower crust, which characterize the resulting
magmatic arc volcanism.
Key words: Volcanism, Geochemistry, Neogene, Southern Mendoza
Introducción
Se describirán a continuación las unidades volcánicas del Terciario superior aflorantes en el sur de la provincia de Mendoza desde el río Diamante por el norte hasta el cajón del Molle por el sur (Fig. 1). Se incluyen las caracterizaciones petrográficas y geoquímicas
de cada una de las unidades, intentando establecer una
0004-4822/02 $00.00 + $00.50 © 2002 Asociación Geológica Argentina
reorganización de la nomenclatura formacional utilizada, de acuerdo con los distintos episodios volcánicos del Neógeno.
La actividad del arco volcánico andino en el sur de
la provincia de Mendoza fue intensa durante gran parte del Terciario superior. La naturaleza de las rocas volcánicas presentes en este sector cordillerano tienen
una composición principalmente
intermedia a
120
F. E. Nullo, G. C. Stephens, J. Otamendi y P. E. Baldauf
Figura 1: Mapa Geológico simplificado con la localización de las muestras (modificado de Nullo et al. 1993 y Nullo et al. 1999).
El volcanismo del Terciario superior del sur de Mendoza
basáltica. Ramos y Nullo (1993) describieron una síntesis de los acontecimientos ocurridos durante ese
tiempo.
Durante el Terciario el arco volcánico andino tuvo
dos momentos de actividad magmática bien definidos:
uno en el Paleógeno, reconocido solamente en el sur
de la provincia de Mendoza que se continúa hacia el
sur, en las provincias del Neuquén, Río Negro y
Chubut, y otro Neógeno desarrollado desde el río Barrancas hacia el norte, hasta el río Diamante (Ramos
y Nullo 1993, Stephens et al. 1999).
El resultado de estas investigaciones aquí presentadas está basado en numerosos perfiles detallados levantados en el área desde el Volcán Maipo hasta el río
Barrancas. Entre las investigaciones llevadas a cabo en
la región durante varios años de trabajo, se pueden
citar los de Nullo (1985), Haller et al. (1985 a, 1985b,
1988), Baldauf (1993), Baldauf et al. (1992, 1993,
1997), Dimieri y Nullo (1993), Combina y Nullo
(1994, 1997, 2000), Combina et al. (1994, 1995,
1997, 2000), Stephens et al. (1991, 1999), Nullo et al.
(1993, 1995, 1996, 1997, 1999).
La evolución del arco volcánico neógeno en este
sector está caracterizado por una actividad magmática
que, de acuerdo a las dataciones radiméticas disponibles, comenzó a los 17 Ma, haciéndose más intensa
entre los 14 Ma y los 4 Ma, para luego decrecer hasta
la actualidad. Con posterioridad pasó a ser más activo el volcanismo de retro-arco, situado al naciente del
arco (Baldauf et al. 1992, 1997; Ramos y Nullo 1993;
Nullo et al. 1996, 1997, 1999; Stephens et al. 1991,
1999; Ardolino et al. 1999).
Dentro de esta actividad magmática se han distinguido varios ciclos eruptivos que, en su definición,
respondieron originalmente más a sus relaciones de
campo y estratigráficas que a su litología. Relacionadas con las secuencias volcánicas se presentan numerosos depósitos volcaniclásticos que completan el
marco estratigráfico del Terciario (Combina 1996,
Combina et al. 1995, 1997, Combina y Nullo 1997,
2000).
En este trabajo se establece una estratigrafía basada
en los sucesivos eventos magmáticos ocurridos durante el Neógeno, a partir de la evolución del arco y del
retroarco. Se denominaron a las unidades respetando,
en parte, la nomenclatura existente, aunque deben ser
tenidas muy en cuenta sus edades radimétricas y el
tiempo de su generación, más que sus rasgos petrográficos individuales. Asimismo se expone una determinación geoquímica de cada una de ellas.
Secuencias volcanógenas
Ciclo Eruptivo Molle (Oligoceno superior - Mioceno)
Se caracteriza petrológica y geoquímicamente en
este trabajo al Ciclo Eruptivo Molle (CEM) compues-
121
to por un conjunto de rocas volcánicas que con anterioridad fueron denominadas en numerosas oportunidades como Grupo Molle o “Mollelitense” (Groeber
1946) ubicando su localidad tipo en el cajón del
Molle, al sudoeste del poblado de El Alambrado, en
el sur de la provincia de Mendoza, y con otras nomenclaturas de otros centros efusivos de igual edad y composición. Originalmente este ciclo volcánico había
sido tenido en cuenta como uno de los más antiguos
de esta comarca y aún se lo tiene así por numerosos
autores. Méndez et al. (1995) llamaron a estas
volcanitas como Volcanita Molle, con un rango de
actividad entre 39 ± 9,1 a 17 ± 2 Ma. Este rango de
edades asignadas al conjunto, abarca un lapso correspondiente a dos pulsos volcánicos, uno Paleógeno y
otro Neógeno, separados entre sí por una importante
discordancia. La distribución de las muestras con sus
edades radimétricas, nos indica que las más antiguas
sólo se registran al sur de la comarca aquí tratada,
mientras que las correspondientes al pulso más joven,
se disponen principalmente en el sur de la provincia
de Mendoza, área que aquí nos ocupa.
Se propone utilizar el nombre de CEM para agrupar
aquellas volcanitas y cuerpos subvolcánicos cuyas
edades se distribuyen exclusivamente en tiempos
neógenos y cuya actividad tuvo lugar con posterioridad a la Orogenia Pehuénchica. Los representantes
eruptivos más destacados y de los cuales se efectuó un
trabajo de campo detallado, donde se coleccionaron
muestras para análisis petrográfico y geoquímico son:
el Basalto Molle, Basalto Palaoco y Basalto Puntilla
de Huincán los que serán tratados aquí independientemente.
Basalto Molle: Aflora en el perfil del cajón del
Molle, en forma de coladas subhorizontales, de color
gris oscuro a negro, de aspecto afanítico. A partir del
puesto al sur de El Alambrado, se accede a la secuencia ya dentro del cajón del Molle (localidad 14, muestra, 1-99). Los mantos se presentan con un espesor variable de hasta 3 m, algo alterados en superficie. Esta
secuencia volcánica anteriormente habia sido denominada Grupo Molle.
Kozlowski et al. (1987) en el área del cajón del
Molle, definieron una secuencia que llamaron
«Volcanitas Mina Theis» dispuesta por debajo de las
coladas basálticas del cajón del Molle. Las «Volcanitas
Mina Theis» arrojaron una datación radimétrica de 17
± 2 Ma (Linares y González 1990).
Basalto Puntilla de Huincán: Al este del cajón del
Molle, en los alrededores del área de la Puntilla de
Huincán, al este de la ruta provincial 221, se presentan numerosos asomos de rocas basálticas oscuras (localidad 12, muestras 6-99 y 7-99). Los mantos se
pueden continuar lateralmente con los del cajón del
Molle, algo al norte sobre la misma ruta en la bajada
Pajarito, aflorando coladas basálticas oscuras (locali-
122
dad 13, muestra 9-99) con intercalaciones de mantos
de tobas de color blanco amarillento (localidad 13, 899), de poco espesor.
Debido a que los afloramientos desde el cajón del
Molle son continuos hasta arribar a puntilla de
Huincán y compuestos por extensas coladas lávicas,
oscuras, sobreelevadas de la planicie actual del río
Grande, su edad es considerada equivalente.
Basalto Palaoco: El Basalto Palaoco fue denominado por Groeber (1937) ubicando su localidad tipo en
la sierra de Palaoco al oriente del río Grande. Originalmente llamado “Palaocolitense” o “Basalto 0”.
Yrigoyen (1993) lo llamó Basalto Palaoco, mientras
que Méndez et al. (1995) los agrupó como Volcanitas
Palaoco equiparándolas con las de la Formación
Farellones de Chile.
Yrigoyen (1993) registró a este ciclo volcánico entre las Formaciones Loma Fiera y Pincheira. En su
cuadro estratigráfico (Yrigoyen 1993:137) ubicó a
esta unidad abarcando claramente los tiempos entre 15
a 12,5 Ma, mientras que Méndez et al. (1995) le asignaron valores radimétricos entre 14,4 ± 0,7 y 5,3 ± 1,1
Ma.
Se concuerda con la determinación de Yrigoyen
(1993) atribuyendo la base del basalto aflorante en El
Manzano, al oeste del río Grande, 19,4 Ma, mientras
que el techo quedaría en 14,4 Ma, por lo que se le
asigna al evento una edad dentro del Mioceno medio.
Considerando su actividad con respecto a los episodios volcániclásticos asociados, el Basalto Palaoco es
anterior a los depósitos de la Formación Agua de la
Piedra (Baldauf 1993; Combina et al. 1994, Nullo et
al. 1996, 1999) y equivalente lateral de los primeros
eventos subvolcánicos de composición intermedia del
Ciclo Eruptivo Huincán.
Al sur de Bardas Blancas, sobre el camino al Yacimiento Fortunoso (localidad 10, muestra 14-98) por
debajo de la secuencia fluvial de la Formación
Letelier, se disponen mantos basálticos oscuros, en
parte brechosos, de poca exposición. Predominan
fenocristales de olivina fresca, en una mesostasis fina
en parte desvitrificada.
En la sierra de Palaoco, al sur del Yacimiento
Fortunoso, sobre la huella interna que bordea la sierra
de Palaoco por el naciente, afloran numerosos mantos
lávicos oscuros (localidad 11, muestra 10-99) por
arriba de depósitos asignados a la Formación Agua de
la Piedra. Los mantos se presentan inclinados al este,
cubiertos por coladas basálticas más nuevas.
Se incluyen aquí algunos afloramientos pertenecientes a coladas dispersas dispuestas al norte del área, teniendo en cuenta su edad y posición estratigráfica.
Una de ellas es el basalto aflorante en el río Salado
(localidad 7, P15-94) con una textura porfírica donde
se destaca la abundancia de fenocristales (aprox.
44,5%) entre los que se cuentan plagioclasa, clinopiroxeno corroído y hornblenda normal, fresca y euhedral.
F. E. Nullo, G. C. Stephens, J. Otamendi y P. E. Baldauf
Los cristales mayores contrastan con la mesostasis
fina, constituida por microgránulos de plagioclasa que
alternan con vidrio intersticial parcialmente recristalizado y alterado. El manto lávico aquí descripto, intercalado en la secuencia lávica fue interpretado por
Baldauf (1993) como un dique sobre el que determinó una edad de 14,7 ± 1,7 y 13 ± 1,0 Ma.
Edad del Ciclo Eruptivo Molle: De acuerdo con las
dataciones radimétricas disponibles para las rocas aquí
abarcadas, la edad de la actividad volcánica es entre
los 19 a 13 Ma, correspondiendo entre el Mioceno medio a superior. El Basalto Molle presenta una actividad
mínima de 17 ± 2 Ma para niveles más antiguos que
los geoquímicamente aquí tratados, mientras que al
Basalto Palaoco, con la datación radimétrica de El
Manzano, se atribuye una actividad a los 19,4 Ma,
mientras que más al norte, en el área del río Salado, su
actividad llegaría entre 14,7 ± 1,7 y 13 ± 1,0 Ma. Los
mantos del Basalto Puntilla de Huincán son coetáneos
con el Basalto Molle determinado por su continuidad
lateral.
Ciclo Eruptivo Huincán (Mioceno medio a superior)
Durante mucho tiempo, un conjunto de rocas volcánicas y subvolcánicas expresadas en cuerpos de tamaño mediano a pequeño, habían sido mapeados en el sur
de Mendoza como Formación Molle (Groeber 1946)
o Grupo Molle (Yrigoyen 1993). La composición de
las rocas es fundamentalmente andesítica.
El originalmente denominado “Huincanlitense” por
Groeber (1946) fue más tarde el Grupo Huincán
(Yrigoyen 1979) o “Andesita Huincán” (Yrigoyen
1972, 1993). Está caracterizado por un conjunto de
cuerpos de mediana a pequeña magnitud y lavas, todos aflorantes en el sur de la provincia de Mendoza.
Las rocas de esta unidad debido a su composición y
características geoquímicas se reubican dentro de este
Ciclo. Combina et al. (2000) trataron estas mismas rocas en el cuadro estratigráfico con otra nomenclatura
que no es mantenida en este trabajo.
El Ciclo Eruptivo Huincán (CEH) está integrado
por dos episodios o pulsos magmáticos. El más antiguo denominado Andesita Huincán, abarca desde los
17 Ma a los 10 Ma, con una mayor intensidad en los
14 Ma. El otro más joven o Andesita La Brea tuvo
actividad desde los 5,4 a los 4,5 Ma. Ambas fases están separadas por el ciclo orogénico Quechua.
Groeber (1947) ya habia mencionado que los cuerpos
andesíticos se hacian más jóvenes hacia el norte.
Andesita Huincán: Los afloramientos reconocidos
de esta unidad, se disponen a lo largo del eje de la faja
plegada. Se distribuyen desde el río Diamante por el
norte y de allí al sur, atravesando el río Atuel, pasando los ríos Salado y Malargüe y llegando al sur del río
El volcanismo del Terciario superior del sur de Mendoza
Grande. En general muestran un alineamiento meridiano, coincidente con la dirección estructural nortesur de las áreas serranas (Volkheimer 1978, Dessanti
1973, 1978). Al oeste de Agua Botada está representada por un enjambre de diques y filones capa de composición andesítica a basandesítica, entre los cuales se
efectuaron dataciones radimétricas que arrojaron edades de 17,3 ± 0,8 y 14,4 ± 0,7 Ma (Valencio et al.
1969).
Al oeste de Malargüe se dispone el cuerpo de Los
Paramillos de orientación norte-sur y gran número de
cuerpos menores, tanto hacia el sur como hacia el
norte (Dessanti 1978). Uno de estos cuerpos que se
prolonga hacia el norte y que fuera descripto inicialmente por Llambías y Palacios (1979) aflora en el
puesto de Gendarmería de Las Leñas, caracterizado
por andesitas de color gris verdoso, con abundante
hornblenda y plagioclasa (localidad 8, muestra 7-98).
Baldauf (1993) dató una muestra de este cuerpo obteniendo un valor de 12,4 ± 0.7 Ma. La muestra analizada en este trabajo pertenece al mismo cuerpo y fue
extraída con posterioridad.
En cerro Mollar, al oeste de Malargüe, afloran mantos de andesitas (localidad 9, muestra 1-98) y brechas
andesíticas de color oscuro. Los asomos se encuentran
afectados tectónicamente por el retrocorrimiento frontal de la faja plegada y están cubiertos por rocas
piroclásticas más jóvenes. Predominan las rocas de
composición andesítica caracterizadas por una textura porfírica, en oportunidades seriada. Presentan texturas y mineralogía que muestran variaciones en los
diferentes cuerpos. Los fenocristales son de oligoclasa-andesina (7-30%), euhedral a subeuhedral, con
zonación normal, y de hornblenda verde subordinada
en proporción y tamaño al feldespato. La hornblenda
se presenta en grandes fenocristales euhedrales, con
los bordes reabsorbidos o reemplazados por pequeños
individuos de clinopiroxeno y/o biotita que se distribuyen cubriendo parches. La mesostasis es, generalmente, hialopilítica y está constituida por microlitas de
plagioclasa y microgránulos opacos, dispersos en una
masa fundamentalmente vítrea con avanzada recristalización. Ocasionalmente contienen opacos y
apatita como minerales accesorios.
La muestra más evolucionada (localidad 6, P22-94)
que constituye gran parte del cerro Chivato, es una
dacita caracterizada por su textura porfírica, con
fenocristales de plagioclasa y hornblenda, subordinados en proporción a la mesostasis félsica. Entre los
minerales accesorios, sumados a los presentes en las
andesitas, se observa circón y esfena.
En la mayoría de las rocas y de forma errática, se ha
encontrado alteración de diferente grado que generó
minerales secundarios como sericita, clorita, epidoto
y calcita. En el sector occidental aflora un pequeño
cuerpo, en la quebrada del arroyo Montañesito (Nullo
1985), que fue descripto detalladamente por Bouza
(1991). Está compuesto por cuerpos subvolcánicos,
123
diques y filones capa, alojados en las pelitas calcáreas
de la Formación Vaca Muerta. Son fenoandesitas, de
textura porfírica, de color castaño a amarillento y gris
verdoso en fractura fresca. Se compone de 30% de
fenocristales subhedrales de plagioclasa y entre 7 y
10% de hornblenda, inmersos en una pasta rica en
microlitos de plagioclasa de textura seriada, clinopiroxeno (aegirina-augita?), biotita, minerales opacos
no identificados y pequeños cristales de apatita. Los
fenocristales de plagioclasa son de hábito tabular, de
2 a 5 mm de largo, su composición es andesina cálcica-andesina sódica, con estructura zonada y bordes
corroídos En la plagioclasa de la pasta hay inclusiones
de apatita y alteración sericítica.
Más al este, en los asomos del cerro Desagüe, se
disponen rocas de igual composición, descriptas por
Haller et al. (1985a y b). Se trata de fenoandesitas y
fenodacitas con texturas porfíricas. Las fenoandesitas
están caracterizadas por fenocristales de plagioclasa
(An 60 -An 30 ), olivina y clinopiroxeno en las más
máficas, mientras que en las más silíceas se observa
orto y clinopiroxeno; dominan las texturas pilotáxicas
e intersertales. La mesostasis contiene microlitas de
plagioclasa, ocasionalmente con piroxeno y vidrio
intersticial, siendo menos común el cuarzo y el
feldespato alcalino. Las rocas muestran alteración
hidrotermal con crecimiento de carbonato, sericita,
arcilla, ceolita, albitización de las plagioclasas, cloritas,
serpentina y epidoto.
Dentro de estas rocas se observan inclusiones
hornblendíferas (Haller et al. 1985a, 1988) que muestran la característica de cognatas, demostrando un
origen común. Tanto los xenolitos o inclusiones como
las lavas permiten interpretar que los diferentes términos magmáticos son el resultado de una cristalización
fraccionada dentro de una serie calco-alcalina.
Andesita La Brea: Se incluye dentro de la Andesita
La Brea, al conjunto de pequeños cuerpos, de arrumbamiento norte-sur, dispuestos al norte de la localidad
de El Sosneado, expuestos por la actividad tectónica
que participó en el corrimiento El Sosneado. Las características petrográficas fueron descriptas detalladamente por Baldauf (1993) en el área de los cerros Alquitrán, Laguna Amarga, La Brea, oeste del cerro La
Brea y los cerros Medialuna, Mala Dormida y La
Ventana. Estos cuerpos están compuestos por una asociación volcánica monótona de andesitas con
hornblenda o con hornblenda-piroxeno, siendo estos
minerales los fenocristales más abundantes. Epidoto
y clorita son los minerales de alteración con más presencia.
Para el análisis de esta secuencia más joven se
reprocesaron los datos geoquímicos de Baldauf
(1993) efectuados por métodos similares a los del
resto en los laboratorios de Actlab. Las muestras analizadas y estudiadas son: localidad 1, 50-92; localidad
2, 32-91; localidad 3, 15-92; localidad 4, 11-2, y 24-
124
91 y localidad 5, 40-92. Todas ellas pertenecientes a
diferentes cuerpos agrupados dentro de la Andesita La
Brea.
Edad del Ciclo Eruptivo Huincán: Como ya se expresó, de acuerdo con las dataciones radimétricas efectuadas en numerosas muestras por el método Ar39/Ar40
se han determinado dos pulsos importantes de actividad magmática (Baldauf et al. 1992, Ramos y Nullo
1993, Nullo et al. 1996, 1997). Se incluyen aquí la
Andesita Montañe-sito (Bousa 1991) que arrojó un
valor de 11 Ma y las de igual composición del cerro
Chivato con valores de 13,6 ± 2,6 Ma.
Los cuerpos agrupados dentro de la Andesita La
Brea mostraron edades más jóvenes determinadas por
Baldauf (1993) como los de los cerros Laguna Amarga (9,8 ± 0,2 Ma), La Ventana (7,2 ± 0,3 Ma), Medialuna (6,4 ± 0,4 Ma), La Brea (5,9 ± 0,3 Ma) y Alquitrán (10,7 ± 0,5 Ma).
Con estos elementos se puede concluir que la actividad magmática dentro de este sector norte de la comarca, evolucionó de acuerdo con el ascenso cordillerano, abarcando dos pulsos bien definidos entre el
Mioceno inferior y el Mioceno superior.
Evolución geoquímica del volcanismo del Terciario superior
Todos los análisis químicos usados en este trabajo
están presentados en el Cuadro 1, y fueron realizados
en el laboratorio Actlab. La concentración de elementos mayoritarios se determinó mediante fluorescencia
de rayos X (XRF), mientras que la abundancia de elementos traza se estableció por espectrometría de emisión de plasma acoplada a espectrometría de masas
(ICP-MS). Para este estudio se contó con el análisis de
19 muestras, correspondiendo 5 al Basalto Puntilla de
Huincán, 1 al Basalto Molle, 3 al Basalto Palaoco, 4
a la Andesita Huincán y 6 a la Andesita La Brea.
Debido a que las muestras han sido recolectadas de
cuerpos volcánicos, la mayoría monogenéticos,
geográficamente aislados y que no son estrictamente
coetáneos (Fig. 1) no es apropiado evaluar mediante
la geoquímica procesos petrológicos que se estudian
en secuencias volcánicas cogenéticas. Es decir, no es
factible relacionar la abundancia de elementos aún en
muestras de un mismo grupo eruptivo a procesos de
diferenciación fundamentalmente vinculados a cristalización fraccionada. No obstante, la geoquímica
permitó analizar: 1) si en la generación del magmatismo del sur de Mendoza operaron procesos petrogenéticos semejantes para originar la evolución geoquímica
observada en cada una de las entidades estratigráficas
de la región; 2) en qué grado la contaminación por
asimilación o mezclas de magmas, ocurridos en cualquier nivel de la corteza continental, se sobreimpuso
a la composición de la fuente mantélica, en cada uno
F. E. Nullo, G. C. Stephens, J. Otamendi y P. E. Baldauf
de los grupos volcánicos, y 3) cuál es la relación entre los procesos petrogenéticos observados en cada
grupo volcánico y la evolución geológica del sur de
Mendoza.
Elementos mayoritarios
En el diagrama K2O versus SiO 2 (Fig. 2a) la mayoría de las rocas volcánicas que conforman el Ciclo
Eruptivo Molle (Oligoceno superior – Mioceno) presentan un tren de alto potasio, mientras que las rocas
del Ciclo Eruptivo Huincán (Mioceno medio – superior) aparecen como series calco-alcalinas con tenores medios de K2O (Fig. 2a, 2b). Todas las rocas que
constituyen el Ciclo Eruptivo Molle, excluyendo un
nivel tobáceo del Basalto Puntilla de Huincán, son
basaltos o andesitas basálticas (Fig. 2a). La gran mayoría de los basaltos y andesitas basálticas del Ciclo
Eruptivo Molle, son de alta alúmina (SiO 2 < 54%,
Al 2O 3 > 17,5%, MgO < 9%, CaO > 8%) de acuerdo
al criterio de Crawford et al. (1987). Además los
basaltos presentan en el diagrama de Irvine y Baragar
(1971) una leve tendencia alcalina (Fig. 2b). En tanto que en el Ciclo Eruptivo Huincán no se encuentran
rocas más primitivas que las andesitas basálticas (SiO2
> 55,5%).
Sin embargo en ninguna de las unidades volcánicas
estudiadas existen rocas cuya composición química
represente un magma equilibrado con un residuo
mantélico; aún las rocas más primitivas tienen MgO
< 9%, y Ni < 110 ppm, por consiguiente deben haberse diferenciado y/o contaminado, ya que se apartan
de la composición esperada para un fundido mantélico (MgO > 10%, Ni > 300 ppm según Basaltic
Volcanism Studies Project 1981). De aquí que, aún
para generar las rocas menos evolucionadas observadas en el sur de Mendoza, debió operar el fraccionamiento de fases ferromagnesianas y/o la contaminación de magmas mantélicos con materiales corticales.
Si bien no es posible analizar los procesos de diferenciación por cristalización fraccionada en una secuencia de rocas con seguridad cogenéticas y que abarque
un amplio espectro de diferenciación, los trenes evolutivos de Fe2O 3*, MgO y CaO que decrecen regularmente con el incremento de SiO 2 (Fig. 2c, 2d y 2e) y
además, constituyen en diagramas Harker los
indicadores de evolución más definidos, son coherentes con el hecho de que los fenocristales más abundantes en basaltos son de plagioclasa ± olivina ±
clinopiroxeno, y en andesitas basálticas lo son de
plagioclasa ± clinopiroxeno ± hornblenda. Todo esto
implica que el fraccionamiento de estos minerales en
los miembros menos evolucionados e intermedios de
la serie magmática puede haber controlado en gran
medida la diferenciación de elementos mayoritarios
de las rocas volcánicas de, al menos, el Ciclo Eruptivo Molle.
El volcanismo del Terciario superior del sur de Mendoza
125
Cuadro 1: Datos geoquímicos representativos del volcanismo terciario del sur de Mendoza.
A n d e s ita s L a B re a L a B re a L a B re a
M u e stra
1 1 -9 2
3 2 -9 1
2 4 -9 1
S iO 2
T iO 2
A l2O 3
F e2O 3*
M nO
M gO
CaO
N a2O
K 2O
P 2O 5
LO I
T o ta l
Rb
Sr
Y
Zr
Nb
Ba
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Hf
Ta
Th
U
L a B re a L a B re a L a B re a H u in c á n H u in c á n H u in c á n H u in c á n
1 5 -9 2
4 0 -9 2
5 0 -9 2
P 1 9 -9 4 P 2 2 -9 4
1 -9 8
7 -9 8
5 6 ,9 5
0 ,7 2
1 6 ,9 5
5 ,9 1
0 ,1 0
3 ,1 3
7 ,0 5
3 ,9 6
1 ,7 5
0 ,2 3
1 ,5 2
9 8 ,2 6
5 8 ,6 4
0 ,6 9
1 7 ,6 7
5 ,2 9
0 ,0 9
2 ,2 9
6 ,5 4
4 ,1 6
1 ,7 8
0 ,3 1
1 ,3 4
9 8 ,7 9
6 2 ,1 3
0 ,5 3
1 6 ,5 7
4 ,6 6
0 ,0 9
1 ,3 2
6 ,1 1
4 ,0 5
2 ,1 6
0 ,1 8
1 ,5 0
9 9 ,2 8
6 0 ,8 1
0 ,5 2
1 6 ,0 5
4 ,3 5
0 ,0 8
2 ,0 4
5 ,3 4
3 ,9 7
1 ,9 7
0 ,2 1
2 ,1 5
9 7 ,6 8
5 5 ,5 5
0 ,8 0
1 6 ,7 4
6 ,5 3
0 ,1 2
3 ,9 6
7 ,0 5
3 ,9 5
1 ,5 6
0 ,2 7
1 ,6 8
9 8 ,2 2
6 0 ,2 3
0 ,5 9
1 6 ,2 6
4 ,0 8
0 ,0 9
3 ,2 6
5 ,3 2
4 ,0 9
1 ,7 6
0 ,2 2
2 ,4 1
9 9 ,1 2
5 8 ,7 3
0 ,6 4
1 7 ,1 8
6 ,1 8
0 ,1 4
2 ,0 9
4 ,2 0
5 ,2 2
1 ,7 5
0 ,2 6
2 ,6 1
9 8 ,9 9
6 5 ,1 2
0 ,4 5
1 6 ,7 1
4 ,3 4
0 ,0 8
0 ,9 9
4 ,5 4
5 ,4 2
0 ,9 9
0 ,2 0
1 ,0 3
9 9 ,8 7
6 2 ,7 1
1 ,1 9
1 6 ,5 8
5 ,6 4
0 ,1 3
0 ,5 9
3 ,3 9
4 ,6 4
3 ,6 1
0 ,4 5
1 ,8 8
1 0 0 ,8 1
6 0 ,2 9
0 ,7 5
1 8 ,0 6
6 ,7 0
0 ,0 9
0 ,6 5
5 ,5 5
4 ,2 6
2 ,1 9
0 ,3 6
2 ,2 9
9 9 ,4 9
3 5 ,1 0
7 3 2 ,2 0
1 4 ,0 0
1 5 2 ,7 0
6 ,5 0
7 6 6 ,4 0
1 9 ,5 0
4 0 ,7 0
4 ,3 2
1 9 ,4 0
3 ,7 0
1 ,1 8
3 ,2 0
0 ,4 0
2 ,5 0
0 ,5 0
1 ,4 0
0 ,2 0
1 ,5 0
0 ,2 0
3 ,8 0
0 ,3 4
3 ,0 2
1 ,0 4
3 2 ,7 0
8 4 5 ,9 0
1 4 ,0 0
2 0 0 ,3 0
7 ,9 0
8 2 5 ,8 0
2 4 ,1 0
5 0 ,7 0
5 ,3 7
2 4 ,0 0
4 ,4 0
1 ,4 9
3 ,4 0
0 ,5 0
2 ,6 0
0 ,5 0
1 ,5 0
0 ,2 1
1 ,5 0
0 ,2 0
4 ,8 0
0 ,4 3
2 ,8 7
0 ,9 9
5 2 ,4 0
6 5 4 ,6 0
1 5 ,0 0
1 5 7 ,3 0
8 ,5 0
8 3 6 ,9 0
2 1 ,3 0
4 1 ,5 0
4 ,0 5
1 7 ,4 0
3 ,3 0
0 ,9 7
2 ,8 0
0 ,4 0
2 ,5 0
0 ,5 0
1 ,6 0
0 ,2 6
1 ,8 0
0 ,2 7
3 ,9 0
0 ,5 2
4 ,8 3
1 ,6 4
3 6 ,8 0
7 0 5 ,4 0
1 2 ,0 0
1 4 8 ,2 0
7 ,6 0
9 8 1 ,7 0
2 1 ,7 0
4 3 ,6 0
4 ,4 1
1 9 ,3 0
3 ,4 0
1 ,1 6
2 ,6 0
0 ,4 0
2 ,1 0
0 ,4 0
1 ,2 0
0 ,1 7
1 ,1 0
0 ,1 7
3 ,7 0
0 ,4 8
3 ,0 5
1 ,2 5
2 9 ,5 0
7 3 6 ,5 0
1 5 ,0 0
1 6 0 ,8 0
6 ,0 0
7 5 2 ,0 0
1 9 ,5 0
4 1 ,2 0
4 ,5 4
2 0 ,7 0
4 ,0 0
1 ,3 4
3 ,3 0
0 ,5 0
2 ,7 0
0 ,5 0
1 ,6 0
0 ,2 1
1 ,4 0
0 ,2 1
4 ,1 0
0 ,3 2
2 ,2 5
0 ,7 6
3 4 ,7 0
7 3 7 ,8 0
1 2 ,0 0
1 6 6 ,0 0
7 ,2 0
6 6 2 ,5 0
2 0 ,1 0
4 2 ,3 0
4 ,4 9
1 9 ,8 0
3 ,6 0
1 ,1 7
2 ,9 0
0 ,4 0
2 ,2 0
0 ,5 0
1 ,3 0
0 ,1 8
1 ,2 0
0 ,1 8
4 ,1 0
0 ,4 3
2 ,5 4
0 ,9 6
3 8 ,3 0
8 0 1 ,6 0
1 9 ,0 0
2 2 4 ,8 0
1 1 ,3 0
5 4 8 ,9 0
3 0 ,7 0
6 1 ,1 0
6 ,2 1
2 7 ,1 0
4 ,8 0
1 ,4 2
3 ,9 0
0 ,6 0
3 ,2 0
0 ,7 0
2 ,0 0
0 ,3 1
2 ,1 0
0 ,3 0
5 ,2 0
0 ,6 6
6 ,4 6
1 ,7 5
1 2 ,9 0
5 3 8 ,6 0
2 2 ,0 0
2 5 0 ,5 0
1 0 ,7 0
4 2 2 ,7 0
3 1 ,1 0
6 6 ,4 0
6 ,7 2
2 9 ,0 0
5 ,1 0
1 ,4 6
4 ,2 0
0 ,6 0
3 ,8 0
0 ,8 0
2 ,3 0
0 ,3 6
2 ,4 0
0 ,3 7
5 ,9 0
0 ,5 8
7 ,0 2
1 ,5 4
1 5 7 ,0 0
3 9 6 ,0 0
4 5 ,0 0
4 8 7 ,0 0
2 7 ,0 0
7 0 9 ,0 0
4 6 ,0 0
9 5 ,0 0
1 2 ,2 0
5 1 ,0 0
1 1 ,0 0
2 ,4 5
9 ,3 0
1 ,5 0
8 ,5 0
1 ,7 0
5 ,0 0
0 ,7 7
5 ,0 0
0 ,7 2
1 2 ,0 0
1 ,7 9
1 7 ,0 0
4 ,5 0
8 6 ,0 0
6 3 4 ,0 0
2 0 ,0 0
1 9 7 ,0 0
1 0 ,0 0
5 9 2 ,0 0
2 5 ,0 0
5 0 ,0 0
6 ,3 5
2 6 ,0 0
5 ,3 0
1 ,6 5
4 ,3 0
0 ,7 0
4 ,0 0
0 ,8 0
2 ,3 0
0 ,3 5
2 ,3 0
0 ,3 3
4 ,7 0
0 ,6 1
4 ,9 0
1 ,4 0
B a s a lto
M o lle
M u e s tr a
1 -9 9
S iO 2
T iO 2
A l2O 3
F e 2O 3*
M nO
M gO
CaO
N a 2O
K 2O
P 2O 5
LO I
T o ta l
4 7 ,0 9
1 ,5 4
1 8 ,3 8
1 0 ,5 3
0 ,1 7
5 ,7 3
1 0 ,9 4
2 ,8 2
1 ,2 7
0 ,4 6
1 ,6 8
1 0 0 ,6 1
Rb
Sr
Y
Zr
Nb
Ba
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Hf
Ta
Th
U
2 8 ,0 0
6 7 2 ,0 0
2 4 ,0 0
1 2 3 ,0 0
1 0 ,0 0
2 7 7 ,0 0
1 6 ,0 0
3 4 ,0 0
4 ,5 3
2 0 ,0 0
4 ,8 0
1 ,7 3
4 ,2 0
0 ,7 0
4 ,4 0
0 ,9 0
2 ,6 0
0 ,3 5
2 ,1 0
0 ,3 1
3 ,0 0
0 ,8 0
2 ,3 0
0 ,7 0
P. de
P. de
P. de
P. de
P. de
P a la o c o P a la o c o P a la o c o
H u in c á n H u in c á n H u in c á n H u in c á n H u in c á n
4 -9 9
6 -9 9
7 -9 9
8 -9 9
9 -9 9
1 0 -9 9
1 4 -9 8
1 5 -9 4
T oba
5 3 ,9 1
4 8 ,0 9
5 4 ,0 7
6 3 ,6 3
5 5 ,1 5
5 3 ,6 6
5 1 ,7 7
4 8 ,9 2
1 ,1 8
1 ,3 5
0 ,9 9
0 ,2 9
1 ,0 1
1 ,1 0
1 ,1 4
1 ,2 4
1 8 ,1 9
1 6 ,4 1
1 6 ,0 8
1 6 ,0 8
1 6 ,6 2
1 7 ,8 0
1 8 ,3 1
1 7 ,4 3
8 ,9 8
1 0 ,7 0
7 ,6 6
2 ,7 8
7 ,4 5
8 ,6 2
9 ,3 6
7 ,9 7
0 ,1 3
0 ,1 7
0 ,1 5
0 ,0 9
0 ,1 5
0 ,1 6
0 ,1 5
0 ,0 9
3 ,2 3
8 ,4 8
4 ,4 1
1 ,2 9
4 ,0 7
3 ,3 7
3 ,4 6
5 ,6 7
7 ,7 9
9 ,6 3
7 ,8 2
3 ,8 2
7 ,2 9
7 ,8 1
8 ,4 6
1 0 ,9 0
4 ,1 3
2 ,8 8
3 ,3 5
4 ,0 4
3 ,5 8
3 ,5 1
3 ,7 1
4 ,2 2
1 ,3 3
1 ,3 8
2 ,1 0
2 ,5 1
2 ,0 1
2 ,3 8
1 ,9 0
0 ,4 1
0 ,2 7
0 ,3 7
0 ,3 0
0 ,1 4
0 ,3 1
0 ,3 7
0 ,4 3
0 ,3 6
1 ,7 0
1 ,0 3
2 ,0 0
3 ,8 1
0 ,9 6
0 ,6 7
1 ,9 1
2 ,2 9
1 0 0 ,8 4
1 0 0 ,4 7
9 8 ,9 3
9 8 ,4 7
9 8 ,6 1
9 9 ,4 6
1 0 0 ,5 9
9 9 ,4 9
2 1 ,0 0
6 2 1 ,0 0
2 9 ,0 0
1 2 9 ,0 0
5 ,0 0
2 3 2 ,0 0
1 3 ,0 0
3 0 ,0 0
4 ,3 7
2 0 ,0 0
5 ,2 0
1 ,7 9
4 ,6 0
0 ,9 0
5 ,2 0
1 ,1 0
3 ,3 0
0 ,4 6
2 ,8 0
0 ,4 1
3 ,5 0
0 ,5 0
1 ,9 0
0 ,6 0
1 4 ,0 0
6 3 5 ,0 0
2 3 ,0 0
1 3 3 ,0 0
7 ,0 0
3 2 0 ,0 0
1 7 ,0 0
3 5 ,0 0
4 ,5 9
2 0 ,0 0
4 ,9 0
1 ,6 9
4 ,0 0
0 ,7 0
4 ,1 0
0 ,8 0
2 ,3 0
0 ,3 3
1 ,9 0
0 ,2 8
3 ,2 0
0 ,7 0
3 ,0 0
0 ,9 0
4 8 ,0 0
5 5 7 ,0 0
2 0 ,0 0
1 7 4 ,0 0
9 ,0 0
5 1 8 ,0 0
2 2 ,0 0
4 3 ,0 0
5 ,2 4
2 1 ,0 0
4 ,5 0
1 ,4 5
3 ,7 0
0 ,6 0
3 ,7 0
0 ,7 0
2 ,1 0
0 ,3 2
2 ,0 0
0 ,2 9
4 ,2 0
1 ,0 0
5 ,3 0
1 ,4 0
Elementos mayoritarios en % p/p, elementos traza en ppm.
Fe total como Fe2O3*
LOI pérdida por calcinación
6 6 ,0 0
6 7 8 ,0 0
1 0 ,0 0
1 3 8 ,0 0
1 2 ,0 0
7 5 5 ,0 0
2 6 ,0 0
4 6 ,0 0
4 ,8 7
1 7 ,0 0
2 ,9 0
0 ,8 5
2 ,1 0
0 ,3 0
1 ,8 0
0 ,4 0
1 ,1 0
0 ,1 5
1 ,1 0
0 ,1 7
3 ,6 0
1 ,5 0
7 ,1 0
2 ,1 0
5 5 ,0 0
5 8 2 ,0 0
2 1 ,0 0
1 7 2 ,0 0
9 ,0 0
5 1 7 ,0 0
2 2 ,0 0
4 5 ,0 0
5 ,3 2
2 1 ,0 0
4 ,5 0
1 ,4 1
3 ,7 0
0 ,6 0
3 ,7 0
0 ,7 0
2 ,1 0
0 ,3 0
1 ,9 0
0 ,3 0
4 ,2 0
0 ,9 0
5 ,4 0
1 ,3 0
7 1 ,0 0
6 1 6 ,0 0
2 7 ,0 0
2 5 3 ,0 0
7 ,0 0
6 7 9 ,0 0
3 2 ,0 0
6 0 ,0 0
7 ,6 2
3 1 ,0 0
6 ,5 0
1 ,8 1
5 ,1 0
0 ,8 0
4 ,8 0
0 ,9 0
2 ,7 0
0 ,4 1
2 ,5 0
0 ,3 7
6 ,1 0
0 ,6 0
1 0 ,0 0
2 ,6 0
6 8 ,0 0
7 4 2 ,0 0
2 5 ,0 0
2 3 8 ,0 0
9 ,0 0
6 9 6 ,0 0
2 7 ,0 0
5 7 ,0 0
7 ,4 6
3 1 ,0 0
6 ,7 0
1 ,8 2
5 ,5 0
0 ,9 0
4 ,8 0
0 ,9 0
2 ,7 0
0 ,4 0
2 ,5 0
0 ,3 7
5 ,8 0
0 ,5 2
7 ,9 0
2 ,1 0
1 1 ,9 0
5 9 8 ,5 0
2 2 ,0 0
1 2 6 ,7 0
7 ,6 0
1 7 4 ,3 0
9 ,7 0
2 5 ,1 0
3 ,3 1
1 8 ,2 0
4 ,7 0
1 ,3 1
4 ,9 0
0 ,8 0
4 ,2 0
0 ,8 0
2 ,3 0
0 ,3 2
2 ,0 0
0 ,2 8
3 ,2 0
0 ,3 8
3 ,1 2
0 ,8 8
126
Elementos traza
Los procesos mayores que controlan la evolución
y la diversificación geoquímica desde los magmas
más primitivos hasta cubrir toda la serie de rocas son:
cristalización fraccionada y contaminación por asimilación o mezclas de magmas (cogenéticos o no). Haciendo la salvedad de que el diseño de muestreo realizado no permite evaluar una serie extendida de productos con certeza cogenéticos (ver Figura 1 y Cuadro 1) la cristalización fraccionada aparece como evidente analizando la variación relativa de elementos
mayoritarios para el Basalto Puntilla de Huincán, el
Basalto Palaoco y la Andesita Huincán. No obstante el carácter regional del muestreo, los elementos
traza ayudaron a investigar en que medida la evolución geoquímica pudo reflejar asimilación de materia-
F. E. Nullo, G. C. Stephens, J. Otamendi y P. E. Baldauf
les corticales, o bien de rocas ígneas previas generadas dentro de la misma provincia magmática y emplazadas en niveles bajos o medios de la corteza (Hildreth
y Moorbath 1988) o, alternativamente, alguna impronta derivada de un proceso petrogenético particular tal como el enriquecimiento en elementos liberados
junto con los fluidos desde la subplaca subductada
hacia la cuña astenosférica que es la zona fuente original del magmatismo (Kay 1980; Davidson y de Silva 1995).
Elementos litófilos de radio iónico grande (LILE)
El enriquecimiento de álcalis, Ba y Sr en rocas de
arco se atribuye a la liberación, catalizada por fluidos,
de estos elementos desde los sedimentos subductados
Figura 2: Variación de elementos mayoritarios de las rocas volcánicas terciarias del sur de Mendoza. A, Clasificación de las rocas basada en la
propuesta de LeMaitre et al. (1989). B, Definición de series alcalina y subalcalina tomada de la propuesta de Irvine y Baragar (1971). C,D y E)
Proyecciones tipo “Harker” de elementos mayoritarios significativos para el análisis petrológico.
El volcanismo del Terciario superior del sur de Mendoza
junto a la corteza oceánica (Kay 1980; Davidson y de
Silva 1995). Sin embargo, particularmente el enriquecimiento en álcalis, y con mayores controversias
en Ba, puede adscribirse a la contaminación de
magmas calco-alcalinos con materiales corticales
(Hildreth y Moorbath 1988). Precisamente, si el enriquecimiento en álcalis es acompañado por un incremento en Rb, la impronta de contaminación cortical
es más evidente y viable. En general los basaltos y
andesitas basálticas del Ciclo Eruptivo Molle son ricos en K 2O y poseen una relación K 2O/SiO2 relativamente elevada; sin embargo, el Basalto Puntilla de
Huincán, que es el afloramiento más extensivamente
relevado, presenta valores de K/Rb que decrecen
fuertemente con el incremento de Rb (Fig. 3a). Un
comportamiento geoquímico que, para otro rango de
abundancia de mayoritarios, también se observa en
rocas del Basalto Palaoco y en la Andesita Huincán.
Esto implica que el incremento absoluto de K, está
ligado y subordinado a un incremento de Rb. Esta variación se vincula más a un enriquecimiento de álcalis
y Rb por materiales corticales de niveles superiores
que a una impronta derivada de los procesos
petrogenéticos en la zona de generación del magmatismo (Davidson et al. 1988). La contaminación
con corteza alta que le confiere un enriquecimiento en
álcalis y Rb es coherente con el hecho de que los
basaltos del Basalto Puntilla de Huincán y Palaoco
muestren bajas relaciones Ba/Rb y Sr/Rb (Fig. 3b), ya
que Ba y Sr son más abundante en la corteza inferior
que en la corteza superior. Vale aclarar que los
fenocristales observados en las rocas basálticas indican que la cristalización fraccionada estaría gobernada por plagioclasa ± olivina ± clinopiroxeno ±
hornblenda, por ende el fraccionamiento de estos
minerales no puede alterar las relaciones K/Rb y
Ba/Rb.
Por otro lado, la Andesita La Brea se presenta con
un espectro reducido de Rb y las rocas se agrupan formando un campo de abundancia de LILE bien definido y caracterizado por altos tenores de Ba y Sr (Fig.
3b). De aquí que, el enriquecimiento en Ba y Sr de
este grupo de andesitas bien puede atribuirse al proceso de liberación de fluidos desde la subplaca
subductada (Kay 1980). Sin embargo estas rocas
poseen tenores normales de álcalis, por lo que una
alternativa es que los elevados tenores en algunos
LILE como Ba y Sr, reflejen la contaminación en
gran extensión de magmas mantélicos por fusión y
homogeneización a nivel de corteza baja (Hildreth y
Moorbath 1988). En cualquier caso, del análisis anterior se puede extraer que diferentes procesos petrogenéticos condicionan la abundancia de elementos
LILE, elementos que presentan una abundancia absoluta (Ba y Sr) y relativa (relaciones Ba/Rb y Sr/Rb)
mayor en las andesitas de la Andesita La Brea, hecho
que diferencia estas andesitas de todas las otras asociaciones eruptivas (Fig. 3b).
127
Figura 3: Diagramas de covariación de elementos litófilos de radio
iónico grande y potásio. A, Los vectores que marcan la evolución por
cristalización fraccionada en sistema cerrado (CF), y por asimilación
acompañada de cristalización fraccionada (AFC) fueron determinados usando los el análisis de Davidson et al. (1988). La composición
promedio de la corteza superior (PCS) es de Taylor y McLennan
(1985). Nótese que la evolución del Basalto Puntilla de Huincán y las
Andesitas Huincán es consistente con un proceso tipo AFC donde los
magmas máficos “parentales” constituyen un extremo composicional
y se modifican por asimilación de una composición semejante al PCS
con cristalización fraccionada concomitante. B, Ba/Rb versus Sr muestra
que la Andesita La Brea presenta un campo composicional definido y
caracterizado por alta abundancia de Ba y Sr.
128
Elementos de alto potencial iónico (HFSE)
Lo que parece ser un rasgo común del magmatismo
andino en particular y de los arcos magmáticos continentales en general (observación cuya explicación es
controvertida, Hildreth y Moorbath 1988), es que la
concentraciones de este grupo de elementos (Nb, Ta,
Zr, Hf, Ti, Y) se presentan característicamente con
anomalías negativas, particularmente visible en los
diagramas de multielementos normalizados usando la
composición del manto primitivo (Fig. 4) o del
condrito. En algunos grupos volcánicos, como la
Andesita La Brea (Fig. 4A) la depresión en este gru-
Figura 4: Diagrama de multielementos normalizado a la composición
del manto primitivo de Taylor y McLennan (1985). La muestras se
agrupan siguiendo criterios estratigráficos y en el Gráfico se presenta
el contenido de SiO2 de cada muestra.
F. E. Nullo, G. C. Stephens, J. Otamendi y P. E. Baldauf
po de elementos es marcada y homogénea en todas las
rocas. En los otros grupos volcánicos el carácter deprimido en HFSE aunque con dispersión, disminuye
con el incremento de SiO 2 (Fig. 4B, 4C) hecho que
podría adscribirse a un comportamiento incompatible
de los HFSE. Es importante destacar aquí que la relación LREE/HFSE brinda un criterio para distinguir
magmas típicos de arcos volcánicos. Esto es significativo ya que varias rocas del Ciclo Eruptivo Molle presentan una relación La/Ta < 25, hecho que sugiere
que estas rocas se corresponderían con magmas de
retroarco, rasgo composicional que, no se observa en
el Ciclo Eruptivo Huincán, excepto por una muestra
de Andesita Huincán que presenta La/Ta ~ 26, mientras que el resto de andesitas poseen una relación La/
Ta = 40 – 60.
En los basaltos y andesitas basálticas del Ciclo
Eruptivo Molle las fases fraccionadas serían plagioclasa ± olivina ± clinopiroxeno ± hornblenda, en tal
caso el coeficiente de distribución total minerales/fundido de la mayoría de los HFSE es muy bajo. Es
válido remarcar la excepción de Hf que posee un
coeficiente de partición moderado a alto en hornblenda y clinopiroxeno. Considerando que el Nb y
el Zr se comportan de manera incompatible, al menos
en los términos máficos de cada serie volcánica, las
relaciones Zr/Nb (Fig. 5A), así como también la
abundancia absoluta de Nb y Zr varían con tal magnitud entre rocas basálticas que es imposible adjudicar estas variaciones únicamente a procesos de cristalización fraccionada. Una alternativa posible para
explicar la variación de estos elementos es adjudicar
sus variaciones, un tanto errática en el caso de
los basaltos del Ciclo Eruptivo Molle, a la contaminación de los magmas mantélicos por mezcla con
magmas equilibrados con materiales corticales, o por
la asimilación de corteza continental (Davidson et al.
1988).
Siguiendo el esquema de Rollinson (1993) para elementos HFS, como el coeficiente de partición de Nb
entre granate y magma máfico es bajo (Kd ~ 0,02), el
de Zr es moderado (Kd ~ 0,65), y el de Y muy alto
(Kd ~ 9), se hace posible evaluar si las rocas o magmas
asimilados estaban en equilibrio con el granate. Las
andesitas del Ciclo Eruptivo Huincán presenta bajos
tenores absolutos de HFSE (Fig. 4A, 5A) y bajas
relaciones Y/Nb, lo que es coherente con la modificación de magmas por procesos tipo MASH o AFC
pero en la zona de transición manto litosférico- corteza inferior de modo que granate y óxidos de Fe-Ti sean
fases estables, reteniendo los HFSE y a la vez fraccionen Y de los otros HFSE (Hildreth y Moorbath 1988;
Davidson et al. 1988). Por el contrario los basaltos del
Ciclo Eruptivo Molle presentan una relación Y/Nb relativamente elevada y con mayor dispersión, hecho
que se puede adjudicar al mismo efecto mencionado
arriba, que provoca una amplia variación de la relación
Zr/Nb.
El volcanismo del Terciario superior del sur de Mendoza
129
Tierras raras (REE)
La gran mayoría de las rocas poseen un patrón de
tierras raras enriquecido en tierras raras livianas
(LREE). Sin embargo, excepto en la Andesita
Huincán, el contenido total de REE y la relación tierras raras livianas sobre pesadas (LREE/HREE) tal
como lo refleja el cociente La/Yb, no varía sistemáticamente con el incremento de SiO 2 (Fig. 6, 5B). Lo
anterior sugiere que el comportamiento de las REE no
es únicamente controlado por la cristalización y la
separación de minerales. Sin embargo, particularmen-
Figura 5: Covariación de elementos traza seleccionados. A, Y/Nb
versus Zr/Nb, la variación de elementos de alto potencial iónico (HFSE)
muestra en el incremento de Zr/Nb un posible indicador de asimilación de material cortical y en el decrecimiento de Y/Nb la presencia de
granate como fase residual en la zona fuente del magmatismo. B,
Variación de tierras raras livianas sobre pesadas (La/Yb) versus tierras
raras livianas sobre medias (La/Sm); en todos los casos los elementos
previamente fueron normalizados a condrito. C) Variación de elementos litófilos sobre tierras raras livianas versus elementos litófilos
sobre elementos de alto potencial iónico, reflejada por las relaciones
Ba/La versus Ba/Nb, destacándose el carácter enriquecido en elementos litófilos (Ba y Sr) de la Andesita La Brea. Los símbolos usados en
esta figura se asignan a la entidades estratigráficas según lo mostrado
en la figura 2.
Figura 6: Diagrama de tierras raras normalizado a la composición del
condrito de Taylor y McLennan (1985). Cada panel (a, b, c y d)
contiene una entidades estratigráficas definidas y en cada Gráfico se
presenta el contenido de SiO2 de cada muestra.
130
te en el caso de la Andesita La Brea (Fig. 6 A) la abundancia de REE en las andesitas es tan semejante para
todo el espectro de SiO2 encontrado, que puede significar que las REE reflejan los rasgos de los magmas tal
cual fueron derivados desde la zona de generación,
por consiguiente las REE constituyen una herramienta
para evaluar los procesos petrogenéticos en la zona de
generación de estas rocas.
No obstante, la petrografía y la variación de elementos mayoritarios (CaO versus SiO2) sugieren que
la plagioclasa pudo estar entre las fases que se fraccionaron para producir la evolución geoquímica. La
mayoría de las rocas no muestra anomalía negativa de
Eu (Fig. 6) por el contrario existen muchos ejemplos
de basaltos y andesitas que tienen anomalía positiva
Eu/Eu* > 1.
La posibilidad de que los elevados tenores de Ba,
además sistemáticamente acompañados por Sr, fueron
causados por el transporte selectivo de estos elementos en fluidos liberados desde la subplaca subductada
hacia la zona de fusión original del retro-arco o arco
dentro del manto astenosférico, puede ser evaluada
usando las REE. Este proceso petrogenético provocó
la generación de magmas con elevadas relaciones Ba/
LREE (medido como Ba/La) y Ba/HFSE (Ba/Nb),
ésto es así porque tanto los REE como los HFSE tienen tendencia a ser inmóviles y a no fraccionarse hacia
fases fluidas. Sin embargo, ante la presencia de fluidos, el grado de fusión en la cuña astenosférica aumenta considerablemente y baja la relación LREE/HREE
de los magmas generados (Hickey-Vargas et al. 1989).
Como puede observarse en la figura 5C, las rocas de
la Andesita La Brea son las que tienen los mayores
tenores de Ba y Sr y las que muestran las relaciones
Ba/Yb y Ba/Nb más altas. Pero también, tal como lo
refleja la relación La/Yb (Fig. 5B) son estas rocas las
que presentan la pendiente más alta de REE, hecho inconsistente con la posibilidad de que los altos tenores
de Ba provengan de procesos en la zona fuente
mantélica fundida mediante un importante aporte de
fluidos de la subplaca. Por el contrario, se puede especular que en el caso de la Andesita La Brea, la
geoquímica de elementos traza refleja en gran medida que los magmas mantélicos ascendentes se estancaron, se homogeneizaron y se reequilibraron en la
zona de transición manto-corteza, o en la corteza inferior donde existen rocas con abundancia alta de Ba
y Sr (Hildreth y Moorbath 1988).
Los basaltos del Ciclo Eruptivo Molle presentan
como característica destacable un patrón de REE con
relativamente baja pendiente La N/YbN < 8 (Fig. 5B).
Teniendo presente que las rocas menos evolucionadas
son potencialmente las menos afectadas por la importante contribución de material cortical que contienen
los basaltos de este ciclo, los magmas basálticos no parecen haberse equilibrado en una zona de generación
donde granate fue una fase predominante, ya que rocas con SiO2 < 52% tienen LaN/YbN < 7 (Fig. 6C, 6D).
F. E. Nullo, G. C. Stephens, J. Otamendi y P. E. Baldauf
Discusión
Los argumentos presentados sugieren que en gran
medida la variación geoquímica del volcanismo terciario del sur de Mendoza resulta de una combinación
íntima entre magmas subcorticales y materiales y/o
magmas corticales. Los rasgos geoquímicos fundamentales varían entre el volcanismo del Oligoceno –
Mioceno (Ciclo Eruptivo Molle) y del Mioceno medio – superior (Ciclo Eruptivo Huincán) esto es particularmente evidente al observar que en el primer
ciclo dominan rocas máficas, mientras que rocas intermedias caracterizan al segundo ciclo, hecho que sugiere que la evolución geológica afectó en alguna manera la expresión del magmatismo.
El Ciclo Eruptivo Molle presenta las rocas menos
evolucionadas, pero también las que poseen más indicios del componente cortical. Aún las rocas más primitivas de este ciclo tienen un carácter enriquecido en
álcalis, lo que marca una tendencia alcalina que no
puede ser completamente justificada por la abundancia de elementos traza, ya que los tenores elevados en
algunos elementos HFS (Ta y Ti) apuntan en igual
sentido, pero no se condicen con: 1) la depresión en
Nb, 2) con el hecho de que Y > Nb, y 3) con la falta
de un patrón de elementos traza típicamente de un
magma alcalino (Fig. 4C). Los rasgos geoquímicos
más significativo del magmatismo basáltico del Ciclo
Eruptivo Molle sugieren que se trata de volcanismo
máfico de retro-arco. Los procesos intracorticales que
modificaron y condujeron la evolución geoquímica de
los magmas de este grupo volcánico, alteraron la abundancia de elementos de manera un tanto errática, pues
si bien algunos elementos responden a un modelo de
evolución general tipo AFC (Fig. 3A) muchos de los
elementos traza muestran una dispersión que hace
pensar que cada afloramiento proviene de un pulso
magmático químicamente discreto y diferente, todo
apunta a que la contaminación, de extensión tan variable, ocurrió en gran medida dentro de la corteza
(Davidson et al, 1988).
El Ciclo Eruptivo Huincán está fundamentalmente
representado por andesitas, indicando que son
magmas equilibrados con una fuente ubicada al menos en la transición manto corteza. La fuente tendría
una composición máfica en sentido amplio, además
tendría elevadas relaciones Ba/LREE y Ba/HSFE
(Fig. 5C). Por otro lado la plagioclasa no sería una
fase predominante en la zona de fusión, por el contrario, el granate podría haber estado entre las fases
residuales al menos en proporciones modales bajas. Si
bien el análisis es complicado por el fraccionamiento de plagioclasa, fase donde el Sr es compatible, los
altos contenidos de Sr (600-900 ppm) en andesitas de
la Andesita La Brea reflejan fusión parcial de materiales ricos en Sr con consumo de plagioclasa, explicado también el comportamiento del Eu que presenta
anomalía positiva. Este tipo de magmatismo es típico
El volcanismo del Terciario superior del sur de Mendoza
de arco volcánico y se asocia a una corteza continental potente (Hildreth y Moorbath 1988). Lo anterior es
coherente con el hecho de que el grupo de la Andesita
La Brea muestra una depresión sistemática en HREE
e Y, reflejando equilibrio de magmas con residuos
donde el granate podría ser estable. Los altos contenidos de Sr y Ba de estas rocas también sugieren un
aporte de masas predominante de la corteza inferior
máfica, en este nivel las rocas más abundantes son
gabros, granulitas máficas y quizás anortositas muy
ricas en estos elementos (Rudnick y Taylor 1987).
De una manera simple se puede deducir que entre el
Oligoceno y el Mioceno superior, el magmatismo del
sur de Mendoza evolucionó en el siguiente sentido. El
magmatismo basáltico del Ciclo Eruptivo Molle se corresponde con un ambiente de retro-arco, y generó una
corteza baja producida por la concentración en ese
nivel de gabros, dioritas y rocas híbridas (granulitas
máficas). El engrosamiento cortical tectónico, o producto del estancamiento de magmas, o una combinación de ambos procesos, que aconteció antes del
Mioceno medio provocó o favoreció la formación de
granulitas máficas con granate y llevaron a conformar
una corteza baja definida. Precisamente cuando se instaló en esa región el arco volcánico del Ciclo Eruptivo Huincán, los magmas ascendieron desde su fuente mantélica y se encontraron con esta corteza baja definida perdiendo capacidad de ascenso por falta de
contraste de densidad, produciéndose la fusión extendida, la homogenización y el ascenso de magmas, en
este caso equilibrados con la corteza baja (Hildreth y
Moorbath 1988) que caracteriza al volcanismo de arco
magmático.
La ubicación del retro-arco correspondiente al Ciclo
Eruptivo Molle, permite suponer que la actividad del
arco se desarrollaba más hacia el poniente durante este
tiempo, mientras que la localización del arco magmático durante del Ciclo Eruptivo Huincan y que ocupa
una latitud similar, muestra un desplazamiento hacia
el naciente con respecto al anterior.
Agradecimientos
Se agradece por el apoyo de los trabajos de campo
y laboratorio al subsidio Ubacyt TW42, al Segemar
y a The George Washington University, quienes financiaron parcialmente esta investigación; a S.
Mahlburg Kay y V. Ramos por la lectura crítica del
manuscrito y sus valiosas observaciones.
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Recibido: 11 de abril, 2000
Aceptado: 8 de abril, 2002