Chilenia Y Patagonia: ¿Un Mismo Continente a La Deriva?

222 Revista de la Asociación Geológica Argentina 69 (2): 222 - 239 (2012)

CHILENIA Y PATAGONIA: ¿UN MISMO CONTINENTE A LA DERIVA?

Renata Nela TOMEZZOLI

Laboratorio de Paleomagnetismo “Daniel A. Valencio”, Instituto de Geociencias Básicas, Aplicadas y Ambientales de Buenos Aires (IGEBA), FCEyN, UBA-CONICET, Ciudad de Buenos Aires. E-mail: [email protected]

Resumen

La zona de estudio está ubicada a lo largo del margen sudoccidental del Gondwana y abarca desde las Sierras Australes hasta el Bloque de San Rafael y el Macizo Nordpatagónico. A partir de la integración de los datos obtenidos en trabajos de campo, estudios paleomagnéticos, de anisotropía de susceptibilidad magnética, e información obtenida por otros autores, se conclu- ye en este trabajo que la deformación en esta región del Gondwana podría haber comenzado durante el Devónico Medio y se relacionaría con la colisión de Patagonia desde el sur y de Chilenia desde el oeste. Siendo que Chilenia y Patagonia habrían comenzado a colisionar con Gondwana al mismo tiempo, se plantea la posibilidad de que hayan sido parte de un mismo terreno alóctono a la deriva. Posteriormente, en el Carbonífero, colisionó desde el sur el Macizo del Deseado. La deformación postcolisional asociada a estos procesos habría continuado hasta el Pérmico, produciendo movimientos latitudinales, como parte del ajuste y acople final de los bloques continentales que configuraron la Pangea Triásica en conjunto con el núcleo cratónico principal del Gondwana.

Palabras clave: Gondwana, Paleozoico, paleogeografía.

ABSTRACT

Chilenia and Patagonia, the same continent adrift? The study area is located along the southwestern margin of Gondwana, ranging from Sierra de la Ventana (Sierras Australes) to the San Rafael Block and the North Patagonian Massif. From the integration of data from field work, paleomagnetic studies, anisotropy of magnetic susceptibility, and information obtained by other authors in this paper is concluded that the deformation in this part of Gondwana may have begun during the Middle Devonian and would relate to the collision of Patagonia from the south and Chilenia from the west. Since Chilenia and Patagonia have begun to collide with Gondwana at the same time raises the possibility that they were part of the same allochthonous drif terrain. Later in the Carboniferous, from the south collided the Deseado Massif. The post-collisional deformation associated with these processes would have continued until the Permian, producing latitudinal movements as part of the adjustment and coupling of the terrains and plate tectonics that formed the Triassic Pangea.

Keywords: Gondwana, Paleozoic, paleogeography.

INTRODUCCIÓN esta colisión. Recientemente, se le adjudi- La colisión del Macizo del Deseado con- có a Patagonia una procedencia Antártica tra el Macizo Nordpatagónico se habría A partir de la propuesta planteada por (González et al. 2011), y mientras que pa- producido en el Paleozoico Temprano Ramos (1984, 2008) de considerar Pata- ra algunos investigadores la deformación (Ramos 2004) o durante el Carbonífero gonia como un continente alóctono a la ocurrió en una sola fase durante el Pér- Medio (Pankhurst et al. 2006). Martínez deriva que colisiona durante el Paleozoi- mico Tardío-Triásico, para otros en cam- et al. (2011), en base a evidencias de meta- co tardío contra el borde sudoccidental bio comenzó en el Devónico Tardío-Car- morfismo de alta presión, concluyen que del Gondwana, surgieron modelos nue- bonífero Temprano y se extendió hasta el Chilenia se habría subducido durante el vos que se pueden agrupar en modelos Pérmico. Devónico Medio por debajo del Macizo de tipo colisionales y modelos de defor- Hasta el momento se han reconocido Nordpatagónico lo cual les permite ex- mación intracontinental (veáse Tomez- por lo menos cuatro terrenos acreciona- tender el margen Sur de Chilenia hasta los zoli y Cristallini 2004). Sin embargo, aún dos sobre el núcleo cratónico gondwánico 42° de Latitud Sur actuales. quedan dudas y controversias acerca del occidental con anterioridad al Devónico La región analizada en este trabajo se ex- posible origen de la Patagonia y sobre to- Tardío-Carbonífero Temprano (Fig. 1a): tiende desde el ámbito geológico de las do del momento en que se habría produ- Arequipa-Antofalla, Puna Oriental-Fa- Sierras Australes (sierra de la Ventana o cido la deformación principal asociada a matina, Cuyania-Precordillera y Chilenia. Ventania), bloque de Chadileuvú, hasta Chilenia y Patagonia: ¿Un mismo continente…? 223

el Bloque de San Rafael y Macizo Nord- patagónico (Fig. 1b) en una faja conoci- da como “Cordón de los Gondwánides” (Keidel 1916). Sobre la base de estudios paleomagnéticos (ver metodología en Va- lencio 1980), de anisotropía de susceptibilidad magnética (ASM; el elipsoide de ani- sotropía de susceptibilidad magnética es coaxial con el elipsoide de deformación; ver metodología en Tarling y Hrouda 1993) y de trabajo de campo en las localidades antes mencionadas, se presenta aquí una hipótesis de evolución alternati- va que integra los modelos colisionales y de deformación intracontinental, con una deformación que se habría iniciado en el Devónico y continuado hasta el Pérmico.

EVIDENCIAS GEOLÓGICAS Y PALEOMAGNÉTICAS

Figura 1: a) Terrenos acre- Sierras Australes, provincia de Buenos cionados al Gondwana Occi- Aires dental antes del Devónico Ésta es quizás una de las localidades cla- Tardío-Carbonífero Tempra- ve para poder comprender la evolución no: Arequipa-Antofalla, Puna Oriental-Famatina, Cuyania- paleogeográfica del margen sudocciden- Precordillera y Chilenia (según tal de Gondwana (Fig. 1b), porque es Rapalini 2005); PT: Patagonia, aquí donde aflora la columna estratigrá- D. Macizo del Deseado; b) Lo- calidades de muestreo desde fica más completa con rocas que van des- Sierras Australes hasta el Blo- de el Cámbrico al Pérmico representadas que de San Rafael y Macizo en los Grupos Curamalal, Ventana y Pi- Nordpatagónico a lo largo del “Cordón de los Gondwánides” llahuincó (Harrington 1947; Suero 1972). donde se realizaron estudios Sin embargo, y a pesar de tener buenas geológicos, paleomagnéticos y exposiciones de sus afloramientos, el en- de anisotropía de susceptibilidad magnética. tendimiento de su geología es complejo, fundamentalmente porque no todas estas rocas son fácilmente datables ni dis- tinguibles entre sí. Tal vez, el contraste geológico más claro dentro de las Sierras Australes se da entre los Grupos Cura- malal y Ventana del Paleozoico Tempra- no por un lado, y el Grupo Pillahuincó del Paleozoico Tardío por el otro (Harring- ton 1947; Tomezzoli y Cristallini 2004 y referencias allí citadas), que presentan diferencias estructurales, topográficas y li- tológicas notables. El contacto entre las Formaciones Lolén, de edad devónica media (Givetiano; Cingolani et al. 2002) que es la más joven del Grupo Ventana, y Sauce Grande de edad carbonífera (Di Pasquo et al. 2008 y referencias allí citadas) que es la más antigua del Grupo Pi- 224 R. N. TOMEZZOLI

llahuincó, es muy controvertido. Si bien se acepta que entre ambas formaciones hay una discordancia regional (Harrington 1947, Andreis 1964, Kilmurray 1975, Va- rela 1978) y que media un hiato que abarca Figura 2: Considera- parte del Carbonífero, para algunos auto- ciones geológicas de res éste es un contacto que se encuentra los granitos Cerro Co- lorado y Los Chilenos plegado como consecuencia de una única aflorantes en el sector fase de deformación ocurrida en el Pérmi- occidental de las Sie- co Tardío (Japas 1987), mientras que para rras Australes, en la Colonia San Martín, otros esta deformación habría comenzado partido de Tornquist. en el Devónico (Massabie y Rossello 1984, a) Fotografía de de- Tomezzoli 1997, Tomezzoli y Cristallini talle donde se aprecia la foliación macroscó- 1998) y continuado hasta el Pérmico (To- pica del granito Cerro mezzoli 1997 y Tomezzoli y Cristallini Colorado. b) Fotogra- 2004), produciendo la repetición estruc- fía un frente de cantera. c) Mapa geológico tural de los Grupos Curamalal y Ventana, y sección estructural previo a la depositación de la Formación (según Massabie et al. Sauce Grande, que estaría generándose a 1999). expensas de la Formación Lolén, trasla- pándola, e involucrándose paulatinamen- Sr 140±14 Ma (Massabie et al. 1999) y U/ tica de polaridad reversa para el hemisfe- te en la deformación. Pb 533±12 (Tohver et al. 2012). rio sur (Tomezzoli y Vilas 1997). En algu- En la misma comarca, afloran el granito La sienita López Lecube, aflora a 80 km nos especímenes se midió la anisotropía Cerro Colorado (Figs. 1b y 2) y la sienita al oeste de las Sierras Australes (Figs. 1b de la susceptibilidad magnética, resultan- López Lecube (Figs. 1b y 3). El granito y 3), dentro de la estancia San Rafael. Es- do una fábrica magnética prolada, donde Cerro Colorado fue interpretado como te cuerpo intrusivo se halla constituido el eje Kmáx de anisotropía de susceptibi- parte del basamento de las Sierras Austra- por una serie sienítica de afinidad alca- lidad magnética (eje mayor del elipsoide les (Harrington 1947, Varela et al. 1990). lina y una serie granítica (Gregori et al. de susceptibilidad magnética), es parale- Se trata de un cuerpo cuyo afloramien- 2003). Se presenta a grandes rasgos co- lo a la lineación mineral magmática dada to es de forma elongada en dirección su- mo una roca de aspecto muy uniforme y por la orientación subparalela de crista- doeste, de aproximadamente 1 km de lar- fresco, en la que no se observan eviden- les prismáticos de anfíbol (Tomezzoli y go por 300 m de ancho, y está compuesto cias de alteración (salvo en los sectores Vilas 1997; Fig. 3). La fábrica magnética principalmente por rocas graníticas de más cercanos al agua que inunda la can- de la sienita López Lecube, difiere del pa- tendencia leucocrática con textura grano- tera) o deformación tectónica aparente trón regional de anisotropía de suscep- sa y tonalidades rojizas y grisáceas (Grec- (Tomezzoli y Vilas 1997). En base a las tibilidad magnética medido tanto en las co et al. 1984, Grecco y Gregori 1993, edades Rb/Sr 227±32 Ma y K/Ar 240±12 Formaciones Tunas (Arzadún et al. 2011) Grecco et al. 1997). Desde el punto de Ma estas rocas fueron interpretadas co- y Carapacha (Tomezzoli et al. 2006), co- vista estructural se diferenció al granito mo un intrusivo de origen postectónico mo en las rocas graníticas del Cerro de Cerro Colorado, que presenta un clivaje relacionado con la evolución estructural los Viejos (Tomezzoli et al. 2003), don- penetrativo que da lugar a una estructu- de las Sierras Australes (Cingolani y Va- de sí hay una impronta tectónica clara, ra gnéisica-milonítica en el cuerpo princi- rela 1973) y se correlacionó con el ciclo tal como se verá más adelante. El polo pal de la cantera donde aflora, del granito magmático Gondwánico que se desarro- geomagnético promedio obtenido para Los Chilenos que aflora en otro sector de lló en las provincias de La Pampa y Men- López Lecube (Tomezzoli y Vilas 1997) la misma y presenta una textura granítica doza, debido a sus similitudes en edad y ocupa una posición equivalente a aquél con baja presencia de zonas de cizalla y composición química (Linares et al. 1980, de la Formación Choique Mahuida (pro- clivaje (Massabie et al. 1999; Fig. 2). Las Varela et al. 1985, Rapela et al. 1996). Más vincia de La Pampa, Fig. 4), de edad K/ edades calculadas para el granito Cerro recientemente se obtuvieron edades U/ Ar 254±10 Ma (Linares et al. 1980) obte- Colorado son: Rb/Sr 427-392 Ma (Cingo- Pb de 258±2 Ma (Pankhurst et al. 2006) nido a partir de rocas volcánicas riolíti- lani y Varela 1973), Rb/Sr 487±15 (Vare- y 251.5±3.0 Ma (Tohver et al. 2008). El cas e ignimbríticas pertenecientes al gru- la et al. 1990), Rb/Sr 381±9 Ma (Massa- comportamiento frente al procesamiento po Choiyoi (Llambías et al. 2003), donde bie et al. 1999), U/Pb 531±4 Ma (Rapela et paleomagnético fue estable en todos los se aisló una magnetización con polaridad al. 2003) y U/Pb 523±4 Ma (Tohver et al. especímenes analizados y se pudo aislar reversa y normal (Conti y Rapalini 1990), 2012), y para el granito Los Chilenos, Rb/ una magnetización remanente caracterís- sosteniendo la hipótesis de que estas ro- Chilenia y Patagonia: ¿Un mismo continente…? 225

cas pertenecen a un mismo evento mag- mático, coetáneo en ambas localidades para los tiempos pérmicos tardíos. En las rocas de la Formación Tunas (Ha- rrington 1947) se llevó a cabo un estudio paleomagnético sistemático y de detalle (Figs. 5a, b, c; Tomezzoli 1997, 1999) en las localidades de estancia San Carlos, Golpe de Agua (ex estancia Peñaflor) y arroyo Toro Negro, aflorantes en el ámbi- to de la Sierra de las Tunas (sector NE de las Sierras Australes; Fig. 1b), y en Las Lo- mas - La Susana, 2 de Mayo (ex Estancia San Miguel), Arroyo Paretas (ruta pro- Figura 3: a) Resultados de ani- vincial N°51) y cantera Las Mostazas en sotropía de susceptibilidad mag- nética (ASM) en la localidad de la Sierra de Pillahuincó (sector SE de las López Lecube, provincia de Sierras Australes; Fig. 1b). La Formación Buenos Aires, según Tomezzoli y Tunas está expuesta en el sector oriental Vilas (1997). b) Vista de los afloramientos en la cantera. de las Sierras Australes, siendo la más joven del Grupo Pillahuincó (Harrington estratigráficos, es posible afirmar que la localidades estudiadas el grado de aniso- 1947). Se compone de areniscas finas de Formación Tunas en la cantera Las Mos- tropía superó el 10%. color verde claro silicificadas, con estra- tazas exhibe niveles más jóvenes que En términos generales, la Formación Tu- tificación entrecruzada, que alternan con aquellos expuestos en la estancia San Car- nas presentó una magnetización rema- fangolitas de colores rojizos. Se desta- los, aún cuando no sea posible confirmar nente característica muy estable y con ca la presencia de cantidades importan- si estos afloramientos corresponden o no muy buena consistencia interna dentro tes de hematita en la composición de es- al techo de la Formación Tunas, ya que de cada sitio de muestreo, aunque el ti- tas rocas, que se encuentra en forma de es probable que se continúe en subsuelo po de magnetización es distinto en la granos detríticos en las areniscas, en for- para aflorar luego en la localidad de Gon- sierra de las Tunas que en la sierra de Pi- ma de nódulos en areniscas finas y como zález Chaves (Llambías y Prozzi 1975). llahuincó (Figs. 5a, b; Tomezzoli 1997, uno de los componentes principales del Desde un punto de vista estructural, ha- 1999). En las localidades ubicadas en la cemento en las fangolitas rojizas (véanse cia la base de la secuencia los pliegues sierra de Pillahuincó, donde los estratos las descripciones detalladas de Harring- tienden a ser cilíndricos con longitudes son más jóvenes, las magnetizaciones son ton 1947, Andreis et al. 1979, Andreis y Ja- de onda más cortas y flancos más defini- sintectónicas con un 85% de despliegue pas 1996). Esta hematita es la portadora dos (Fig. 5e), mientras que hacia el techo (Tomezzoli 2001), mientras que en las lo- de la magnetización remanente estable y de la secuencia tienden a ampliar sus lon- calidades ubicadas hacia el noroeste, en característica de la Formación Tunas (To- gitudes de onda y a suavizarse (Fig. 5f). la sierra de las Tunas, con registro de la mezzoli 1997). Las asociaciones paleoflo- Según estudios de anisotropía de suscep- base de la columna estratigráfica y por lo rísticas y paleofaunísticas de las Forma- tibilidad magnética hay una variación de tanto más antiguas, las magnetizaciones ciones Bonete y Tunas indican una edad la fábrica magnética desde el SO al NE, son sintectónicas al 35% de despliegue pérmica para estas rocas (Archangelsky y o sea de base a techo de la secuencia (Fig. (Tomezzoli y Vilas 1999). Las evidencias Cúneo 1984, Zavala et al. 1993). 5d). Los ejes Kmin de anisotropía de sus- tectosedimentarias (López Gamundi et En la estancia San Carlos (Fig. 5e) las ceptibilidad magnética que se disponen a al. 1995) y paleomagnéticas indican que sedimentitas de la Formación Tunas se lo largo de una guirnalda de rumbo NE- la deformación en la Formación Tunas depositaron en un ambiente marino de SO, lo hacen desde la horizontal en los ocurrió contemporáneamente con la de- plataforma (Andreis et al. 1979) y por su sitios más occidentales (base), indicando positación y fue relacionada con la fase posición geográfica y estratigráfica co- una fábrica de tipo tectónica, hasta la ver- orogénica San Rafael definida por Azcuy rresponderían a la base de la misma. En tical en los sitios más orientales (techo), y Caminos (1987). A partir de las direc- la cantera Las Mostazas (Fig. 5f) Zavala et indicando una fábrica de tipo sedimenta- ciones medias finales por sitio corregidas al. (1993) demuestran, en base al estudio ria (Sellés Martínez 2005, Arzadún et al. por estructura se calcularon los polos pa- de facies y elementos arquitecturales co- 2011). Esto revela una disminución en la leomagnéticos (PP) de cada localidad, los rroborados por la asociación icnofaunís- intensidad de la deformación hacia el no- que se agruparon en el PP Tunas I (To- tica, un ambiente de depositación conti- reste interpretada como un empuje pro- mezzoli y Vilas 1999) que representa a nental. De manera tal que en términos veniente del suroeste. En ninguna de las las magnetizaciones de la base (Fig. 4), y 226 R. N. TOMEZZOLI

de Claromecó (Fig. 1b) se inició como una cuenca de rift en el Paleozoico Temprano que evolucionó a una cuenca intracratóni- ca en el Paleozoico Tardío más antiguo y posteriormente a una cuenca de antepaís en el Paleozoico Tardío más joven, divi- diendo la cobertura sedimentaria en cuatro ciclos separados por discordancias. Del estudio paleomagnético de estas rocas surge la presencia de magnetizaciones normales y reversas a las que se les asignó una posible edad pérmica tardía- triásica (ver discusión en Tomezzoli y Vi- las 1997). Las mediciones de anisotropía de susceptibilidad magnética revelaron la presencia de una fábrica sedimentaria con un grado de anisotropía inferior al 3% (Arzadún et al. 2011).

Bloque de Chadileuvú, provincia de La Pampa Esta zona de trabajo resulta de interés geológico porque aquí afloran rocas paleozoicas con una gran diversidad de li- tologías. Figura 4: Polos paleomagnéticos (PP) seleccionados en América del Sur entre el Carbonífero y Triásico El cerro de los Viejos está localizado al de la Curva de Desplazamiento Polar Aparente propuesta por Tomezzoli (2009) y algunos polos re- norte del río Colorado (Fig. 1b) y forma cientemente publicados. Los PP correspondientes a las magnetizaciones sintectónicas (Tunas I, Curacó, parte de una zona de deformación dúc- Cochicó, Ponón Trehue, Alcaparrosa, Hoyada Verde) tienden a ubicarse en el Pérmico inferior, mientras que los PP menos afectados por la deformación (Tunas II, San Roberto, Independencia) tienden a ocupar til en condiciones metamórficas de gra- posiciones más jóvenes. Ver referencias de los PPs en Tomezzoli (2009) y Font et al. (2012). do medio con vergencia hacia el NE (Tic- kyj y Llambías 1994, Tickyj et al. 1997). Se el PP Tunas II (Tomezzoli 2001) que re- ubicados en las proximidades de Lumb, trata de un cuerpo granítico cuyo aflora- presenta a las magnetizaciones del techo De La Garma y Mariano Roldán, se dis- miento es de forma elíptica de 1,5 km por (Fig. 4). Ambos PPs son consistentes con ponen en dirección subparalela a las Sie- 1 km, que se encuentra en contacto con la curva de desplazamiento polar aparen- rras Australes y se los considera parte del depósitos sedimentarios recientes. En el te de América del Sur propuesta por To- relleno de la Cuenca Interserrana o Cuen- mismo se reconocen diferentes grados de mezzoli (2009), ocupando distintas po- ca de Claromecó (Kostadinoff y Font de deformación que van desde un gneis gra- siciones. Actualmente se dispone de una Affolter 1982, Kostadinoff 1993) por en- nítico poco foliado a un gneis miloníti- edad radimétrica U/Pb para la Forma- contrarse entre las Sierras Australes y las co (Tickyj et al. 1997) (Fig. 6). Los estu- ción Tunas en la Localidad de Arroyo Pa- Sierras de Tandil. Estos depósitos se aso- dios petrográficos pusieron en evidencia retas, de 274±10 Ma (Tohver et al. 2008), cian a la antefosa de Claromecó, defini- la presencia de dos eventos de deforma- que permite datar al PP Tunas II y ubi- da por Ramos (1984). Los estudios gravi- ción dúctiles (Tickyj et al. 1997). La folia-

carlo en el Pérmico Temprano Tardío. El métricos realizados por Introcaso (1982), ción principal (s1) es la más prominente PP Tunas I es más antiguo, con una edad, Kostadinoff y Font de Affolter (1982) y en el campo y está dada por la orientación asignada con fósiles (Archangelsky y Cú- Kostadinoff (1993), pusieron de manifies- subparalela de granos y agregados lenti- neo 1984), pérmica temprana próxima a to una importante anomalía de Bouguer culares de cuarzo y feldespato. Su orien- los 290 Ma. negativa. López Gamundi y Rossello tación es Az. 146°/27° SO (Fig. 6a). En En la localidad de González Chaves, ubi- (1992) y López Gamundi et al. (1995) aso- estos planos de foliación está contenida

cada a unos 130 km al este de las Sierras cian estos afloramientos con una cuenca una lineación mineral (l1) que buza 25° Australes se encuentra un afloramiento de antepaís relacionada con la evolución hacia el azimut 222°. Las edades preli- aislado, (Fig. 1) de pequeñas dimensio- del margen continental sudoccidental minares K/Ar en biotita son de 304±15 nes, circundado por suelos recientes. Este gondwánico. Para Lesta y Sylwan (2005) Ma y 330±15 Ma (Linares et al. 1980) y afloramiento, asociado con otros vecinos en base a estudios de subsuelo, la cuenca las edades K/Ar en muscovita que crista- Chilenia y Patagonia: ¿Un mismo continente…? 227

Figura 5: Estudios paleomagnéticos y de ASM en la Formación Tunas, aflorante en las Sierras Australes de la provincia de Buenos Aires. En los gráficos a) y b) se muestran las relaciones entre el porcentaje de corrección de estructura y los parámetros estadísticos según el test del plegamiento (k: mayor agrupamiento de las direcciones medias finales por sitio y SCOS: sumatoria de cosenos) de McFadden (1990). c) En la base de la secuencia los pliegues están bien definidos, las magnetizaciones son claramente sintectónicas y ocupan una posición paleopolar en el Pérmico Temprano (ver en la figura 4), mientras que hacia el techo de la secuencia, los estratos tienden a horizontalizarse, las magnetizaciones están menos afectadas por la deformación y la posición paleopolar es más joven en el Pérmico Tardío (ver en la figura 4). d) Resultados preliminares de anisotropía de susceptibilidad magnética (ASM) de toda la secuencia donde se ve claramente la relación de los ejes principales del elipsoide de deformación (según Arzadún et al. 2011). e) Base de la secuencia con pliegues bien definidos. f) Techo de la secuencia con estratos subhorizontales. lizaron durante el evento de deformación considerada por Tickyj (1999) como una deformación. Actualmente se están rea- principal son de 359±3 Ma, 280,4±2.3 mezcla de micas del protolito granítico lizando nuevas dataciones. La foliación

Ma y 261±13 Ma. La edad de 359 Ma fue y de las micas recristalizadas durante la s2 es secundaria y se observa sólo local- 228 R. N. TOMEZZOLI

mente; esta foliación s2 es consistente con 1995; Fig. 1b). El relleno de la cuenca es que en el caso de la localidad del río Cura- una zona de cizalla de rumbo NNE que de naturaleza continental, con predomi- có. La relación entre los ejes de anisotro- inclina 30° al ONO. La orientación de la nio de depósitos fluviales efímeros y sedi- pía (Fig. 7) indica un elipsoide de aniso-

foliación s2 es Az. 213°/39° SO. Entre s1 mentos lacustres someros subordinados tropía triaxial típico. Por el contrario, en

y s2 hay un ángulo de 25° y la intersección (Melchor 1995). De acuerdo con las aso- todos los especimenes del río Curacó los de ambos planos buza 20° al azimut 276° ciaciones megaflorísticas de dicha unidad polos de los ejes Kmáx parecen estar tec- (Fig. 6a). En esta localidad se realizó un esta cuenca habría recibido sedimentos tónicamente controlados dado que refle- muestreo sistemático para anisotropía de en el lapso comprendido entre el Pérmico jan la dirección de los ejes del plegamien- susceptibilidad magnética (Fig. 6b) sobre Temprano y el Pérmico Tardío Temprano to (Fig. 7). En esta localidad el eje Kmin el diseño de una grilla transversal a las es- (Melchor y Césari 1997). Melchor (1995, (eje de acortamiento) está distribuido bi- tructuras principales del cuerpo (Tomez- 1999) reconoció dos miembros en la uni- modalmente; algunos especímenes o si- zoli et al. 2003). En términos generales, la dad separados por un hiato: el Miembro tios muestran buena consistencia entre el localidad de Cerro de los Viejos muestra Calencó, aflorante en el área de la estan- Kmin y el polo de los planos de estratifi- un buen ajuste entre los ejes Kmáx (eje de cia San Roberto, y el Miembro Urre-Lau- cación, mientras que otros muestran un extensión) y la lineación mineral. Sin em- quen, aflorante sobre el río Curacó en las Kmin consistente con los polos de los bargo Kmáx presenta menos inclinación inmediaciones de la localidad de Puel- planos axiales de los pliegues, o bien el que la lineación e incluso inclina también ches (Figs. 7 y 8). Se realizó un muestreo Kmin es transicional entre ambos mo- hacia el NE. El eje Kmin (eje de acorta- sistemático en las localidades tipo ubicados. La relación entre los ejes de anisotro- miento) que se espera debería estar cer- das al sudeste y sur del poblado de Puel- pía muestra, para esta localidad, un elip- ca del polo de los planos de foliación en ches para hacer estudios paleomagnéti- soide de anisotropía típicamente prolado el cuadrante NE, yace principalmente en cos y de anisotropía de susceptibilidad (Fig. 7a) con un esfuerzo principal máxi- el cuadrante SE (Tomezzoli et al. 2003). magnética (Fig. 7). Se pudo calcular un mo de dirección dominante SO-NE. Es- Esta situación es inusual ya que la linea- polo paleomagnético postectónico pa- tos resultados (Tomezzoli et al. 2006) es- ción mineral controla el eje Kmáx de ani- ra cada localidad de muestreo a partir de tán en concordancia con la información sotropía y una foliación secundaria más magnetizaciones características de pola- estructural disponible para el área (Mel- débil que no es visible en el campo con- ridad reversa en Curacó (Fig. 4) (PP Cu- chor 1995). Las diferentes posiciones pa- trola el eje Kmin de anisotropía. La dis- racó; Tomezzoli et al. 2006), y reversa y leomagnéticas calculadas para ambos tribución de minerales paramagnéticos y normal en San Roberto (Fig. 4) (PP Ca- miembros de la Formación Carapacha en ferromagnéticos en planos de estructu- lencó; Tomezzoli et al. 2006). Las posicio- el río Curacó y en la estancia San Rober- ras tipo “S-C” (slaty and cleavage de Lister y nes paleopolares que ocupan en la curva to son consistentes con sus diferencias Snoke 1984) interfieren en el patrón espe- de desplazamiento polar aparente plan- litológicas, estructurales, bioestratigráfi- rado de anisotropía, indicando la presen- teada por Tomezzoli (2009) son distintas cas y de patrones de fábricas magnéticas y cia de una foliación críptica evidenciada para ambos miembros (Fig. 4). Mientras fueron vinculados a la fase orogénica San en los cortes delgados orientados. La bio- el polo paleomagnético Curacó ocupa Rafael. Según estos resultados los aflora- tita está preferencialmente pero no exclu- una posición más antigua en el Pérmico mientos sobre el río Curacó serían más

sivamente orientada paralela a s2, mien- Temprano, el de San Roberto (Calencó) antiguos que aquellos de la estancia San tras que la magnetita queda evidenciada ocupa una posición más joven en el Pér- Roberto. en los cortes delgados preferencialmen- mico Tardío (Fig. 4). De los estudios de En la misma región donde se ubican las

te alineada según los planos de s2. Tanto anisotropía de susceptibilidad magnéti- localidades estancia San Roberto y río desde el punto de vista petrográfico (Tic- ca realizados en estas rocas (Tomezzoli et Curacó, y a menos de tres km hacia el kyj et al. 1997) como de los estudios de al. 2006; Fig. 7), se puede concluir que la este de la Sierra de Lihué Calel, afloran anisotropía de susceptibilidad magnética componente tectónica dentro de la fábri- las rocas volcánicas de Sierra Chica. Este se puede inferir que toda la zona estuvo ca de anisotropía es distinta para ambos volcanismo forma parte del grupo Choi- sometida a más de un episodio de defor- miembros. El Miembro Calencó en la es- yoi, cuya extensión en Argentina excede mación que queda evidenciado por la pre- tancia San Roberto (Fig. 7) presenta me- los 500.000 km2 (Llambías et al. 2003). La

sencia de una foliación secundaria s2 su- nos deformación que el Miembro Curacó secuencia está compuesta por tres unida- bordinada a la primera. (Fig. 7). El eje Kmáx del elipsoide de ani- des; la primera y más antigua se encuen- La Formación Carapacha constituye el sotropía (eje de extensión) en la estancia tra expuesta a unos kilómetros al norte relleno de una cuenca de rift elongada en San Roberto es más variable y no refleja el de las sierras y consiste en flujos de tra- sentido NO-SE, de aproximadamente rumbo de los ejes del plegamiento excep- quiandesitas, mientras que las otras dos 120 km de largo y 40 km de ancho, desa- to localmente. Por lo tanto es posible que unidades, expuestas hacia el sur, están rrollada durante el Pérmico, en el centro- en la estancia San Roberto se preserven compuestas por flujos piroclásticos de sur de la provincia de La Pampa (Melchor más las fábricas sedimentarias primarias composición riolítica, bien estratificados Chilenia y Patagonia: ¿Un mismo continente…? 229

Figura 6: a) Principales elementos de la petrofábrica de Cerro de los Viejos. Datos estructurales según Tickyj et al. (1997) y b) de fábrica magnética (Kmáx y Kmin) según Tomezzoli et al. (2003) donde se muestra el diagrama de disposición de los ejes de ASM de cada uno de los especimenes medidos (izquierda) y sus valores medios (derecha). en las capas inferiores, y menos en las ca- próximas al centro emisor y representan 1997) con una erupción ocurrida en un pas superiores (Quenardelle y Llambías el remanente de un cono volcánico. Las ambiente tectónico extensional luego de 1997). Las evidencias litológicas sugieren volcanitas de la Sierra Chica son consis- un régimen compresional de subducción. según estos autores que estas rocas están tentes (según Quenardelle y Llambías Rapela et al. (1996) obtuvieron una edad 230 R. N. TOMEZZOLI

Sierra Chica y Lihué Calel, sobre la ruta provincial 154, debajo del puente que cruza el Río Salado-Chadileuvú, afloran rocas asignadas recientemente a la Forma- ción La Horqueta (Fig. 8a). Esta unidad se depositó en la cuenca marina de Cura- có del Ordovícico Tardío-Devónico, en las adyacencias del terreno de Cuyania- Pampia (Chernicoff et al. 2008 y referencias allí citadas). Esta cuenca se formó sobre la corteza del terreno de Cuyania, extendiéndose también hacia el este sobre el terreno de Pampia. Está compuesta por areniscas y pelitas de la Formación La Horqueta y cubierta discordantemen- Figura 7: Resultados de ASM según Tomezzoli et al. (2006) en la cuenca de Carapacha, provincia de La te por sedimentos pérmicos continenta- Pampa. Las diferencias entre las fábricas magnéticas encontradas en las localidades de Curacó y San Ro- berto se pueden correlacionar con las diferencias geológicas encontradas por Melchor (1995). les de la Formación Carapacha. Los datos aeromagnéticos demostraron que el Rb/Sr sobre roca total de 240±2 Ma en consistente con otros polos del Pérmico depocentro de la cuenca está alineado se- las riolitas de Lihué Calel, en la que inclu- Temprano de la curva de desplazamien- gún un bajo magnético angosto de rumbo yeron muestras pertenecientes a las tra- to polar aparente del Gondwana (Fig. 4) NNO (Chernicoff et al. 2008). También se quiandesitas de Sierra Chica, sugiriendo propuesta por Tomezzoli (2009). Esta de- encontraron algunos afloramientos aisla- una fuente cogenética para ambas uni- formación debió haber ocurrido luego de dos 50 km hacia el este en la localidad de dades. Sin embargo, las características la depositación de las unidades inferiores Valle Daza (subcuenca de Valle Daza). La geoquímicas de estas rocas indican que pero previamente a las depositación de secuencia marina estudiada en La Pampa pertenecen a un centro eruptivo diferen- las unidades superiores y se relacionaría sobre la ruta 154 (Fig. 8) se distingue cla- te a aquél de la Sierra de Lihué Calel, muy con la fase orogénica San Rafael, regis- ramente de los sedimentos continentales próximas entre sí y ambas pertenecientes trada en otras áreas vecinas (Tomezzoli pérmicos de la Formación Carapacha, que al magmatismo del Choiyoi (Quenarde- y Vilas 1999, Tomezzoli 2001, Tomezzoli yacen en discordancia regional sobre los lle y Llambías 1997). Para su estudio pa- et al. 2006). Recientemente, Domeier et al. anteriores. Dataciones U/Pb SHRIMP en leomagnético se midieron aproximada- (2011) trabajaron en esta misma secuen- circones detríticos obtenidos de las mues- mente 90 especímenes distribuidos en 11 cia. Los resultados paleomagnéticos allí tras de la subcuenca del Valle Daza indi- sitios. En casi todas las muestras fue posi- obtenidos muestran dos poblaciones dis- can una edad máxima de depositación de ble aislar una componente característica tintas, en concordancia con los resulta- 466 Ma; la edad mínima para estos aflora- ubicada en el cuadrante sudeste y con in- dos obtenidos por Tomezzoli et al. 2009. mientos esta dada por la intrusión de gra- clinación positiva (Tomezzoli et al. 2009). Si bien la posición del polo paleomagnéti- nitos de aproximadamente 405 Ma (De- A partir de las direcciones medias finales co calculado por Domeier et al. (2011), al vónico Temprano; Chernicoff et al. 2008). aceptadas se calcularon diferentes polos que le asigna una edad U/Pb en circones Los datos geoquímicos indican que la geomagnéticos virtuales consistentes en de 263 +1,6/−2 Ma, es consistente con cuenca de Curacó tuvo su origen en un la curva de desplazamiento polar aparen- la posición esperada para esta edad en la margen continental activo posiblemente te propuesta por Tomezzoli (2009) con curva de desplazamiento polar aparente del arco ordovícico famatiniano (Cherni- otros polos paleomagnéticos del Pérmico planteada por Tomezzoli (2009), los valo- coff et al. 2008). La deformación de estas Temprano de áreas vecinas. Sin embargo, res de corrección de estructura aplicados rocas, estudiada a partir de observacio- en dos sitios de la base de la secuencia, las para llevar las direcciones a la paleohori- nes geológicas de campo, está evidenciada direcciones características aisladas fue- zontal no son los valores reales que fue- por un diaclasamiento muy marcado don- ron diferentes del resto de la misma, ocu- ron medidos en el campo. Si a ese dato de es posible apreciar al menos dos jue- pando otra posición paleopolar (ver dis- paleomagnético se le hubiese aplicado la gos de fracturas distintos (Figs. 8b, c) y un cusión en Tomezzoli et al. 2009). Si a estas corrección con el valor real de campo de grado metamórfico tal que oblitera com- direcciones se le aplica la corrección de la estructura, la posición final del polo pletamente las estructuras sedimentarias estructura, se agrupan con las direccio- paleomagnético sería la misma que la cal- primarias. Estas rocas presentan un esti- nes de los sitios que se encuentran estrati- culada por Tomezzoli et al. (2009). lo y grado de deformación muy diferentes gráficamente por encima (Tomezzoliet al. En el poblado de Puelches, en las cerca- al de los sedimentos de la Formación Ca- 2009) y de esta forma el PP calculado es nías de las localidades ya mencionadas de rapacha de edad pérmica, que están sua- Chilenia y Patagonia: ¿Un mismo continente…? 231

tados, demuestra ser el resultado de una serie compleja de eventos de deformación superpuestos: eopaleozoicos, neopaleo- zoicos, permo-triásicos y cenozoicos, cada uno caracterizado por estructuras con rumbos, vergencia y estilos propios. El análisis cinemático de las estructuras eopaleozoicas le permitió a estos autores, distinguir dos eventos de deforma- ción con características cinemáticas distintas. El primer evento, D1, posee una dirección de acortamiento máximo E-O y vergencia occidental. El segundo even- to, D2, una dirección de acortamiento máximo NO a ONO y doble vergencia. Uno de los modelos propuestos por estos autores para explicar estas variacio- nes cinemáticas implica la existencia de dos eventos de deformación separados en el tiempo. En cuanto a la deformación pérmica, se caracteriza por la generación de una faja plegada y corrida de piel fina en el sector oriental y de piel gruesa en el sector occidental, producto de la reac- tivación de estructuras eopaleozoicas. El análisis cinemático de las estructuras pérmicas indica una dirección de acorta- Figura 8: Formación La Horqueta (Ordovícico tardío - Devónico) ubicados en la localidad de Puelches miento NO-SE y doble vergencia. sobre la ruta provincial 154, debajo del puente que cruza el Río Salado-Chadileuvú donde es posible apreciar el grado alto de diaclasamiento de las mismas. a) Mapa de ubicación de los afloramientos según Macizo Nordpatagónico, provincia Chernicoff et al. (2008). b y c) Vistas de los afloramientos. de Río Negro vemente plegados en la localidad de Río Cochicó está compuesto por conglome- Del estudio paleomagnético de los de- Curacó y casi horizontales en la estancia rados, brechas andesíticas e ignimbritas, pósitos siluro-devónicos de la Forma- San Roberto y que yacen en discordancia y areniscas eólicas redepositadas. Recien- ción Sierra Grande expuesta en el extre- regional sobre los anteriores (Chernicoff temente se obtuvieron edades SHRIMP mo NE del Macizo Nordpatagónico (Fig. et al. 2008). U/Pb en circones de 281,4±2,5 Ma (Ro- 1b) surge que estas rocas fueron sintec- cha Campos et al. 2011). Resultados preli- tónicamente remagnetizadas durante el Bloque de San Rafael, provincia de minares de los estudios paleomagnéticos Pérmico Tardío (Rapalini y Vilas 1991, Mendoza y de anisotropía de susceptibilidad mag- Rapalini 1998) (Fig. 4). Tomezzoli et al. En esta región que ocupa el extremo más nética que se están llevando a cabo en la (2010) realizaron estudios paleomagné- occidental del “Cordón de los Gondwá- localidad de La Pintada permitieron ais- ticos en el granito Punta Sierra afloran- nides” (Fig. 1b) la deformación devóni- lar una magnetización estable y caracte- te en el Macizo Nordpatagónico (Fig. 1b) ca se manifiesta en la discordancia angu- rística de polaridad reversa portada por que se encuentra prácticamente indefor- lar que media entre las Formaciones La titanohematitas y hematitas (Tomezzoli mado. A partir de la desmagnetización Horqueta (ordovícica tardía a devónica) et al. 2002, 2005 a y b). El polo paleomag- por altas temperaturas se pudo aislar una y El Imperial (carbonífera) (Criado Ro- nético calculado Cochicó es preliminar y magnetización remanente reversa y ca- que 1972). En discordancia se apoya el es consistente con otros polos paleomag- racterística que por su posición paleopo- Grupo Cochicó, perteneciente a la sec- néticos sintectónicos del Pérmico tem- lar, y en concordancia con otros polos de ción inferior del vulcanismo del Choiyoi prano de América del Sur (Fig. 4). la curva de desplazamiento para Améri- emplazado sintectónicamente en un ré- Al norte del bloque de San Rafael, en el ca del Sur, habría sido adquirida duran- gimen transpresional atribuido a la fase sector austral de la Precordillera, la este el Pérmico Temprano (Tomezzoli et al. orogénica San Rafael (Japas y Kleiman tructura estudiada en detalle por Giam- 2010) (Fig. 4). De los estudios de aniso- 2004, Kleiman y Japas 2009). El Grupo biagi et al. (2010) y otros autores allí ci- tropía de susceptibilidad magnética surge 232 R. N. TOMEZZOLI

que los granitoides del Paleozoico Tardío extensional (Kleiman 1999, Japas y Kle- mente Cobbold et al. (1991), postularon la se emplazaron bajo regímenes compresi- iman 2004, Kleiman y Japas 2009). Otros existencia de zonas de deformación intra- vos complejos con direcciones de acorta- escenarios geodinámicos han sido deli- continental en el sudoeste del Gondwana miento NNE que posteriormente rotan neados para dar explicación a esta defor- durante tiempos permo-triásicos, a partir hacia una dirección ONO (López de Lu- mación neopaleozoica (véase Japas y To- de un margen compresivo oblicuo de tipo chi et al. 2010). mezzoli 2010): desplazamiento de rumbo Andino. Cobbold et al. (1986), Buggisch paralelo al margen (Martínez 1980, Dal- (1987) y von Gosen et al. (1991) propusie- DISCUSIÓN mayrac et al. 1980), subducción paleopa- ron una fase de metamorfismo principal cífica oblicua (Lock 1980, Cobbold et al. y deformación dúctil en el Permo – Triá- La deformación que habría comenzado 1992), colisión de una Patagonia alóctona sico. Varela et al. (1985) sugirieron que la entre el Devónico Temprano a Medio se (Ramos 1984, von Gosen 2003), someri- deformación es principalmente pérmica conoce en este sector del Gondwana co- zación de la losa debido a subplacado de en base a estudios petrotectónicos. Ló- mo fase orogénica Chánica (Turner y los productos de una pluma mantélica pez Gamundi et al. (1995) restringieron Méndez 1975). Este evento orogénico (Dalziel et al. 2000), colisión de un terre- la edad de la deformación de las Sierras fue relacionado con la colisión de Chi- no para-autóctono (Pankhurst et al. 2006, Australes entre el Pérmico Temprano lenia con Gondwana (Ramos et al. 1984) Rapalini 2005). Algunos datos paleomag- Tardío y el Pérmico Tardío basados en la y fue explicado a partir de una zona de néticos obtenidos en el área cordillerana sedimentación sinorogénica de la Forma- subducción con inclinación hacia el este se explicaron para estos tiempos geológi- ción Tunas (Grupo Pillahuinco). Magne- (Haller y Ramos 1984, Ramos et al. 1984) cos a partir de la existencia de un bloque tizaciones sintectónicas en la Formación y hacia el oeste (Astini et al. 1995, Davis et alóctono en el área de Yalguaraz (Valen- Tunas (Tomezzoli 1999; Tomezzoli y Vi- al. 1999, Gerbi et al. 2002) y también por cio y Vilas 1985) incluyendo posiblemente las 1999; Tomezzoli 2001) indican que la colisión de Precordillera (von Gosen y Patagonia (Vilas y Valencio 1982) y otros hubo deformación durante el Pérmico Prozzi 1998, Keller et al. 1998, Rapela et datos paleomagnéticos como rotaciones Temprano tardío - Pérmico Tardío tem- al. 1998, Pankhurst y Rapela 1998, Ke- horarias según ejes verticales (Vilas y Va- prano, con un climax de la deformación ller 1999). Para Rapela et al. (1998) Chi- lencio 1982, Valencio y Vilas 1985, Rapa- en el Pérmico Temprano, pero esta defor- lenia sería parte del terreno de Cuyania lini y Vilas 1991) aunque, con el correr de mación tiende a atenuarse hacia las pos- y no un terreno independiente. Von Go- los años, estas posiciones paleomagnéti- trimerías del Pérmico. Algunos investi- sen (1997) propuso la colisión de Cuyania cas fueron reinterpretadas como remag- gadores explican la deformación en las y luego de Chilenia en el lapso de tiem- netizaciones pérmicas relacionadas con Sierras Australes con una sola fase, ocu- po comprendido entre el Silúrico Tardío la fase orogénica San Rafael (Rapalini y rrida durante el Pérmico Tardío hasta el y el límite Devónico-Carbonífero. Hasta Astini 2005, Tomezzoli 2009, Font et al. Triásico, con posterioridad a la deposita- el presente, la posición y la polaridad de 2012). Para Tomezzoli (1997 y 2009 y refe- ción de la Formación Tunas (Harrington la zona de subducción relacionada con el rencias allí citadas) esta deformación pér- 1947, Buggisch 1987, Japas 1989). Para proceso de acreción de Chilenia siguen mica es la consecuencia del ensamble fi- otros en cambio, habría comenzado du- siendo motivo de controversia, dado que nal de varias microplacas continentales al rante el Devónico Tardío - Carbonífe- no se encontraron evidencias de un arco Gondwana. ro Temprano (Andreis 1964, Kilmurray magmático Ordovícico Tardío - Devóni- La evolución del margen sur del Gond- 1975, Varela 1978, Massabie y Rossello co Temprano relacionado con esta zona wana también fue explicada con varios 1984, Tomezzoli 1997, Tomezzoli y Cris- de subducción (Alvarez et al. 2011 y refe- modelos basados fundamentalmente en tallini 1998) producto de la fase orogéni- rencias allí citadas). la evolución geológica de las Sierras Aus- ca Chánica (Turner y Méndez 1975) que En el Paleozoico Tardío, más precisamen- trales. Inicialmente fueron consideradas dejó su impronta en la discordancia ero- te en el Pérmico Temprano se registró la como una cadena montañosa aulacogé- siva entre las Formaciones Sauce Grande fase orogénica San Rafael (Azcuy y Ca- nica intracratónica (Harrington 1970, y Lolén y continuó hasta el Pérmico (To- minos 1987) relacionada con la provincia Kilmurray 1975, Varela 1978). En base mezzoli 1997). Los estudios aeromagné- magmática del Choiyoi. El Choiyoi en el a estudios microestructurales Cobbold ticos realizados por Chernicoff y Zappet- Bloque de San Rafael puede ser dividido et al. (1986), Rossello et al. (1997) y Japas tini (2004) muestran una discontinuidad en una sección inferior, emplazada en un (1989) propusieron deformación trans- litológica al norte y sur del río Colorado; ambiente transpresional con dirección de presiva dextral mientras que Sellés Mar- por otro lado, en base a la ausencia de evi- convergencia NNE que fue relacionado tínez (1989) propuso deformación por dencias geofísicas que indiquen una dis- por Kleiman y Japas (2009) con un arco cizalla en un régimen transpresivo senes- continuidad litológica entre el norte de la magmático activo en una zona de subduc- tral. Esta última propuesta es coincidente Patagonia y las Sierras Australes, Gregori ción subhorizontal, y una sección superior con aquéllas de Martínez (1980), Dalma- et al. (2008) proponen para el área una de- coetánea con un período postorogénico yrac et al. (1980) y Lock (1980). Posterior- formación transtensiva-transpresiva. Chilenia y Patagonia: ¿Un mismo continente…? 233

Para explicar la evolución del margen su- mente que hubo deformación durante el gicos de la intrusión de la sienita López doccidental del Gondwana, aquí se inte- Pérmico Temprano Tardío. La presencia Lecube la deformación en la región se fue graron resultados de estudios paleomag- de distintos tipos de magnetizaciones y atenuando, en sintonía con los resultados néticos, de anisotropía de susceptibilidad grados de anisotropía (Arzadún et al. 2011) obtenidos en la Formación Tunas. magnética, observaciones de campo pro- dependiendo de la posición estratigráfica En la provincia de La Pampa, estudios pias y datos obtenidos por otros autores. y geográfica en la cuenca, incluyendo los geológicos y de anisotropía de suscepti- Por ejemplo, dado que la Formación Tu- resultados obtenidos en González Cha- bilidad magnética en el sector del Cerro nas es de edad pérmica, los resultados pa- ves, a la vez que la continentalización de de los Viejos (Tickyj et al. 1997 y Tomez- leomagnéticos allí obtenidos (Tomezzo- la misma (Andreis y Cladera 1992, López zoli et al. 2003, respectivamente), ponen li y Vilas 1999, Tomezzoli 2001) no dan Gamundi 1996), son consistentes con un de manifiesto la existencia de dos defor- cuenta de la historia geológica pre-pér- modelo de cuenca de antepaís con una maciones superpuestas. En la misma re- mica de la región, por lo tanto es necesa- atenuación gradual de la deformación en gión en la localidad de Puelches, al igual rio recurrir a otros argumentos para po- el espacio y en el tiempo: hacia el este-nor- que en el ámbito de las Sierras Australes, der comprender la evolución geológica y deste y hacia el Pérmico Tardío (Tomez- también hay un hiato entre el Devónico el inicio de la deformación en la región. zoli 1997, 1999, 2001). y el Carbonífero-Pérmico y diferencias Se discutirán a continuación las prin- El granito Cerro Colorado también es litológicas y estructurales entre las rocas cipales evidencias que indicarían que a una localidad clave para entender la evo- de la Formación La Horqueta (Ordoví- lo largo de todo el margen Sudocciden- lución de este sector del Gondwana da- cio Tardío - Devónico) que presentan un tal del Gondwana la deformación habría do que allí hay registro de dos deforma- grado de deformación mayor y un estilo y comenzado en el Devónico Temprano a ciones: una de alta temperatura, dúctil y distinto, que las rocas suprayacentes de la Medio con la fase orogénica Chánica y penetrativa, y otra de baja temperatura, Formación Carapacha (pérmica). En esta continuado hasta el Pérmico con la fase frágil y espaciada. En este trabajo se in- misma zona, la deformación San Rafaéli- orogénica San Rafael. terpreta que las edades U/Pb (Rapela et al. ca quedó registrada en el magmatismo de La deformación devónica es la más discu- 2003, Tohver et al. 2012) están registran- Sierra Chica (Tomezzoli et al. 2009). La tida a lo largo del margen sur del Gond- do la edad del emplazamiento, mientras presencia de magnetizaciones postectó- wana. Esto probablemente se deba a que que las edades Rb/Sr (Cingolani y Vare- nicas en la cuenca de Carapacha permi- si bien en el margen oeste (Chilenia) las la 1973, Varela et al. 1990, Massabie et al. te especular que el frente de deformación zonas de sutura están cubiertas por sedi- 1999) posiblemente estén reseteadas co- habría estado a la latitud de La Pampa mentos y rocas volcánicas más jóvenes mo producto de la deformación, que fue previo al Pérmico Temprano y luego ha- (Álvarez et al. 2011), allí la deformación correlacionada por Massabie et al. (1999) bría seguido avanzando hacia el antepaís. andina desventró algunos afloramientos con la fase orogénica Chánica, contem- Por esta razón las magnetizaciones son claves para su entendimiento. El margen poránea con la discordancia Lolén-Sauce postectónicas en Carapacha y sintectóni- sur, en cambio, menos influido por una Grande de las Sierras Australes. El grani- cas en la Formación Tunas. La sedimen- tectónica reciente, no muestra evidencias to Cerro Colorado merece sin duda aún tación en la Formación Carapacha sería tan claras de la deformación devónica. más trabajo de campo. En la misma re- anterior a aquélla en la Formación Tu- Una de las localidades clave para enten- gión, durante el Paleozoico Tardío se re- nas, aunque la deformación habría conti- der el modelo aquí propuesto es el área de gistró un magmatismo postorogénico en nuado hasta el Pérmico afectando ambas afloramiento del contacto entre las For- López Lecube (Tomezzoli y Vilas 1997). cuencas, dado que los patrones regio- maciones Lolén y Sauce Grande, sobre Si bien tanto las diferencias entre las eda- nales de anisotropía de susceptibilidad el cual hay distintas interpretaciones. Sin des disponibles hasta el momento en los magnética son consistentes en ambas re- embargo, lo que allí no se discute es que sectores de las canteras de Cerro Colora- giones. Queda claro que el tiempo de ad- entre ambas formaciones media un hia- do y de López Lecube como las estas in- quisición de la remanencia magnética no to que abarca gran parte del Carbonífe- terpretaciones podrían dar lugar a nuevas tiene porqué ser el mismo que aquél de la ro, y que las diferencias estructurales, to- críticas y controversias, el dato geológico adquisición de la fábrica magnética. En el pográficas y litológicas que presentan los indica que en la misma comarca las mani- Bloque de San Rafael las manifestaciones grupos Curamalal y Ventana del Paleo- festaciones magmáticas en Cerro Colora- geológicas acerca de la existencia de las zoico Temprano, con el Grupo Pillahuin- do y López Lecube presentan diferencias fases orogénicas Chánica y San Rafaélica có del Paleozoico Tardío, son claras (Ha- litológicas y estructurales que indican son claras y no son motivo de discusión. rrington 1947, Suero 1972). que los cuerpos intrusivos más antiguos Los resultados paleomagnéticos disponi- Los resultados paleomagnéticos obteni- están deformados, mientras que los más bles para Patagonia (Rapalini y Vilas 1991, dos en la Formación Tunas (Tomezzoli jóvenes, o no están deformados o la de- Rapalini et al. 1994, Rapalini 1998, Tomez- 1997) sustentados con las evidencias geo- formación es menos evidente, permitien- zoli et al. 2010, Fig. 4) que fueron interpre- lógicas antes analizadas, indican clara- do concluir que para los tiempos geoló- tados como remagnetizaciones pérmicas, 234 R. N. TOMEZZOLI

Figura 9: Reconstrucciones pa- leogeográficas de América del Sur con los PPs paleomagnéticos pro- medios calculados por Tomezzoli (2009) para el Pérmico Temprano - Triásico donde es posible apreciar el cambio de la posición latitudinal del paleocontinente. son consistentes con las paleolatitudes es- peradas para Sudamérica en la curva de desplazamiento polar aparente planteada por Tomezzoli (2009). Esto indica que durante el Pérmico no hubo entre Gondwa- na y Patagonia desplazamientos latitudinales significativos e independientes entre ambos bloques continentales, permitien- do inferir que ambos bloques en el Pérmi- co ya estaban amalgamados. De los estudios paleomagnéticos lleva- dos a cabo en rocas pérmicas a lo largo de todo el margen sudoccidental del Gond- wana (Fig. 4), en concordancia con otros PP calculados en regiones vecinas (Fig. 4), se determinó que existen dos posiciones paleopolares distintas (Tomezzoli 2009) durante el Pérmico. Una posición paleopolar para el Pérmico Temprano, donde las magnetizaciones y/o remagnetizaciones son claramente sintectónicas: Tunas I, Curacó, Cochicó, Sierra Chica, Hoyada Verde, Alcaparrosa y Ponón Tre- hue (Tomezzoli 2009, Font et al. 2012 y referencias allí citadas) y otra para el Pér- mico Tardío Temprano, donde las magnetizaciones y/o remagnetizaciones es- tán menos afectadas por la deformación: Tunas II, San Roberto (Tomezzoli 2009), Independencia en Paraguay (Rapalini 2006). La presencia de tres posiciones paleopolares diferentes para Gondwana: una para el Pérmico Temprano, otra para el Pérmico Tardío, y otra para el Triá- sico (Tomezzoli 2009) pone en evidencia que en este lapso corto de tiempo, en términos geológicos, hubo movimientos latitudinales (Fig. 9) con diferencias de aproximadamente 28° que corresponde- rían a un desplazamiento de aproximadamente 3200 km en 40 Ma con una velo- Figura 10: Esquema tectónico con la propuesta de este trabajo (base modificada de Rapalini 2005). Chilenia y Patagonia: ¿Un mismo continente…? 235

cidad de desplazamiento de ~9 cm/año generan como producto de las colisiones continuado hasta el Pérmico con la fase (Tomezzoli 2009). Cabe aclarar que este acaecidas durante el Devónico (Chilenia- orogénica San Rafael, que sería entonces movimiento sólo contempla la compo- Patagonia con Gondwana), y el Carbo- la consecuencia de las últimas etapas de nente latitudinal registrada paleomagné- nífero Medio (Macizo del Deseado con ensamble de las distintas placas conti- ticamente, pudiendo ser las velocidades Chilenia-Patagonia-Gondwana); luego la nentales acrecionadas a lo largo de todo aún mayores; estos valores no son absolu- deformación postcolisional que perdura el margen del Gondwana, no sólo desde tos dado que dependen de las edades uti- hasta el Pérmico, resulta en esfuerzos in- el sur-suroeste de este supercontinente si- lizadas en los cálculos. tracontinentales como procesos secunda- no también desde el norte con Laurentia Numerosos trabajos basados en distintas rios del producto del ajuste y acople de las y Laurasia, produciendo movimientos la- disciplinas dieron lugar a diferentes mo- microplacas involucradas. Por esta razón, titudinales de traslación, para lograr con- delos para intentar explicar la evolución la deformación pérmica no puede ser ad- figurar durante el Triásico a la Pangea de del margen occidental y sur del Gond- judicada únicamente a un proceso local. Wegener. De manera tal que es posible vi- wana. Entre muchos de los modelos hay Es sabido que, en el límite Permo-Triásico sualizar al supercontiente de Gondwana puntos en común pero también hay con- se produjo una de las extinciones de vi- como un núcleo cratónico principal so- tradicciones aparentes. Por ejemplo, re- da más importante en la historia terrestre. bre el cual se fueron amalgamando dis- cientemente Martínez et al. (2011), con Este fenómeno debió haber respondido tintas placas menores que luego se siguie- estudios de detalle demuestran que es po- necesariamente a un proceso global, posi- ron acomodando unas contra otras. sible extender el margen Sur de Chilenia blemente relacionado con los cambios pa- Seguramente las investigaciones futuras hasta los 42° actuales de Latitud Sur, con- leogeográficos bruscos ocurridos durante seguirán aportando nuevos datos y evi- cluyendo que Chilenia se subduce duran- estos tiempos. Otra evidencia de que du- dencias que permitirán responder si Chi- te el Devónico Medio por debajo del Ma- rante el Pérmico los fenómenos geológi- lenia y Patagonia fueron ambas micropla- cizo Nordpatagónico. cos tuvieron extensión regional son los cas el mismo continente a la deriva. La posición del metamorfismo de alta pre- procesos de remagnetizaciones registra- sión estudiado por Martínez et al. (2011), das en gran parte del territorio de Argen- AGRADECIMIENTOS es consistente con el modelo de evolución tina y de Sudamérica. Esta deformación se geológica aquí planteado, que propone fue atenuando en el espacio y en el tiem- Cada zona de estudio aquí presentada es que Chilenia y Patagonia habrían sido una po hacia las postrimerías del Pérmico. La el fruto del trabajo conjunto con muchos misma placa continental subduciendo en presencia de tres posiciones paleopolares colegas a lo que se quiere agradecer since- forma oblicua por debajo de Gondwana diferentes para Gondwana: una para el ramente: E. O. Cristallini, H. Tickyj, M.E. (Fig. 10) en lugar de dos placas distintas Pérmico Temprano - otra para el Pérmi- Woroszylo, L. Kleiman, S. Japas, W.D. que subducen una debajo de la otra. co Tardío - y otra para el Triásico pone en MacDonald, J. Salvarredi, R. Melchor, H. Este margen continental es complejo, evidencia que en este lapso corto de tiem- Vizán, A.E. Rapalini, J. Chernicoff, E. con una deformación que perdura duran- po, hubo movimientos latitudinales signi- Llambías, C. Cingolani, entre otros. Es- te muchos millones de años con direccio- ficativos. ta investigación fue financiada en los úl- nes de esfuerzos que pueden provenir tan- timos años por los siguientes subsidios: to desde el oeste, desde el sur o desde el CONCLUSIONES PIP-CONICET-2828, UBACYT X220, sudoeste y seguramente durante el lapso UBACyT - 894; ANPCyT- PICT-2272. Se de tiempo en el que perduró la deforma- La integración regional de la información agradece también a los árbitros del trabajo: ción la magnitud del esfuerzo fue cam- paleomagnética, de anisotropía de sus- V.A. Ramos y S.E. Geuna y a los organi- biando. Es por esta razón que, en algunas ceptibilidad magnética, observaciones zadores del Simposio de Tectónica Prean- regiones y tal como fue planteado en es- de campo propias y datos obtenidos por dina en el Marco del 18° Congreso Geo- te trabajo, se encuentran distintas fábri- otros autores, constituyen evidencias pa- lógico Argentino por la invitación a esta cas deformacionales que pueden ser o no ra proponer que la deformación a lo largo contribución. coaxiales dependiendo del momento geo- del margen sur - suroccidental del Gond- lógico analizado y que en algunos sectores wana, desde las Sierras Australes hasta el TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO se manifiestan como regímenes transpre- Bloque de San Rafael, habría comenzado sivos dextrales, en otras senestrales y en por lo menos a partir del Devónico. Es- Alvarez, J., Mpodozis, C., Arriagada, C., Astini, otras transtensivos. El modelo que aquí se ta deformación se habría relacionado con R., Morata, D., Salazar, E., Valencia, V.A. y presenta (Fig. 10) permite la integración la colisión de Chilenia-Patagonia desde Vervoort, J.D. 2011. Detrital zircons from late de gran parte de los estudios realizados en el oeste-suroeste contra Gondwana, pa- Paleozoic accretionary complexes in north- el área y resulta de la sumatoria de todos ra luego incorporar durante el Carbonífe- central Chile (28º-32ºS): Possible fingerprints ellos a partir de la combinación de esfuer- ro Medio al Macizo del Deseado desde el of the Chilenia terrane. Journal of South zos compresivos de primer orden que se sur. La deformación postcolisional habría American Earth Sciences 32: 460-476. 236 R. N. TOMEZZOLI

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