1 EL TERRENO Y SU COBERTURA VOLCANO SEDIMENTARIA, METAMORFICA Y SEDIMENTARIA: GEOLOGÍA, GEOQUIMICA Y GEOCRONOLOGIA

Fernando Preciozzi *

ABSTRACT Gariep belt it develops over the West Africa coastal region of Namibia underlying on Namaqua metamorphic complex.It characterized by supracrustal rocks affected for a very low to low metamorphism and in two tectono-stratigraphic units identified by Basei et al 2005 showing that sediments of Formation Rocha in and the Group Oranjemund Gariep in SE Africa have similar ages in the provenance of the zircons, suggesting that they were probably deposited in the same basin. This unit exhibits detrital zircons around 600my, sedimentation and metamorphism and deformación occur in a narrow time interval from 600-610 to 574 m (Granite de Castillo intrusion) .Campal et al, 2005 proposed to the Cerros Aguirre Formation similar in a range of age of different events. To the east separated from the Punta del Este Terrane –Pelotas. Aigua .Florianopolis batholiths by the shear zone Alferez Cordillera (Preciozzi et al. 1999, Basei et al. 2000) Another option develops this granitic belt is an integral part of Land Punta del Este Terrane(Preciozzi in this work), being deployed on a thin cratonic granite edge. The climax of the post-brasilian magmatism is 580my, strongly related to transcurrent movements (eg shear zones Major Gercino-Alferez- Cordillera and Sierra Ballena.In an old west domain is formed by the Piedra Alta Terrane which integrate the Río de la Plata Craton, a central domain intensely reworked by Neoproterozoic events known so far as Nico Perez . The primary coverage is integrated by two volcano-sedimentary basins (San Carlos Formation and Cerros de Aguire Formation) In this study are considered the Geology,Geochemestry and Geochorology of the different units of Rocha Formation.

Introducción Los cinturones neoproterozoicos ocurren en ambas márgenes del Océano Atlántico, debido a la colisión de cratones durante la construcción del Gorndwana Occidental. En África los mismos corresponden al Kaoko, Damara, Gariep y Saldania, mientras que el Ribeira, Dom Feliciano y 2 Rocha son sus equivalentes sudamericanos. La formación Rocha es considerado de ser la continuación directa del Gariep (Basei et al. 2005). El terreno Punta del este es interpretado como un dominio exótico, tectónicamente superpuesto al cinturón Dom Feliciano (Basei et al 2011). Este Terreno Punta (brasiliano/grenviliano) constituido esta constituido por un basamento brasiliano desarrollado sobre gneises namaqualanos, con remobilizaciones anatexticas. Las nuevas dataciones en circones U–Pb (SHRIMP and IDTIMS) y en roca total para Nd y Sm en rocas gneisicos-migmatiticas del basamento del PET, permiten establecer que la unidad Cerro Olivo puede ser correlacionadle con el Cinturón Namaqua. La correlación de ambos dominios (Rocha y Gariep) ha sido bien documentada por Basei et al. (2005). El Terreno Punta del Este (Preciozzi et al. 1999) ocurre solo en el este de Uruguay, entre Punta del Este en el sur y Velázquez, en el norte, así como en esa región es la caja del granito de Cuchilla Dionisio y su límite norte lo constituye la Formación ultramáfica de Mangrullo (Preciozzi et al, 1985). “Varios autores han propuesto otros terrenos para Uruguay, donde se destacan las propuesta de

Preciozzi et al. (1999, 2001) y Basei et al. (2000, 2001). Los argumentos presentados son aún insuficientes, especialmente manteniendo el concepto de Cinturón Dom Feliciano, descartado por los presentes autores, que sostienen el Terreno Cuchilla Dionisio. En particular el Terreno Punta del Este, manejado por los autores recién citados, carece de redominantemente horizontal atributos imprescindibles y se hace difícil de mantener con el trabajo de Basei et al. (2001), según Bossi J.2010”. Posteriormente dicho autor define;” Uno de los problemas causante de esta confusión es que Bossi et al. (1998) denominan TCD a todas las rocas pre devónicas al E de la ZCSB y Masquelín (2006) llama TPE a la parte sur, comprendida entre Chuy, Aiguá y . Otro problema que favorece la confusión es la fosa de la Laguna Merín que divide al TCD en dos bloques de composición diferente y separados más de 100 km se entre sí, con fragmentos pequeños y desconectados de ultramilonitas, como único elemento unificante. El bloque meridional denominado TPE ocupa parte del original TCD pero no es conducente discutir prioridades. Lo fundamental es que se acepta la aloctonía del bloque y la colisión tangencial. Planteado en esos términos la mejor solución es cambiar TCD por Terreno Treinta y Tres (TTT) y crear dos sub – terrenos: Cuchilla Dionisio en el norte, Punta del Este en el sur (Bossi 2015). Esto va a eliminar problemas de terminología y va a ayudar a obtener cartas geológicas de detalle que permitan interpretar el proceso evolutivo de cada bloque, la dimensión de la transcurrencia, la dirección espacial del movimiento... en vez de discutir si deben o no respetarse las prioridades terminológicas. Ya se tuvo una larga y estéril experiencia con el grupo Lavalleja, mantenido a pesar de recomendar su abandono el propio autor del término. No lo repitamos en todos los casos. 3 La gran ventaja de este enfoque – siempre algo se gana – es que ahora hay que hacer la cartografía detallada de ambos bloques para verificar si además de la aloctonía, tienen otras cosas en común” Esto que se quiere evitar nuevamente cae en generar más confusiones que no contribuyen a nada en la geología de nuestro país.

El concepto Terreno punta del Este se mantiene, en función que desde el punto de vista estructural, geológico, geoquímico y geocronologico forman una misma unidad, tal dato aportado por Peel E., 2013 com.pers.

El Cinturon Gariep ocurre a lo cargo de la region costera de Africa occidental(Namibia) subyaciendo sobre el complejo metamorfico Namaqua.Se caracteriza por rocas supracrustales afectabas por un muy bajo a bajo metamorfismo y distribuidas en dos unidades tectono- estratigraficas señaladas por Basei et al 2005 demostrando que los sedimentos de la Formacion Rocha en Uruguay y del Grupo Oranjemund del Gariep en el SE de Africa presentan similares edades en la proveniencia de los circones ,sugiriendo que probablemente fuesen depositados en la misma cuenca. Esta unidad exhibe circones detriticos alrededor de 600ma,aconsecuentemente sedimentación,adeformación y metamorfismo ocurren en un estrecho intervalo de tiempo desde 600-610 a 574 ma (intrusion del Granito de Castillo).Campal et al,2005 proponen para la Formacion Cerros de Aguirre un rango similar de edades de los diferentes eventos.

Hacia el este se desarrolla el TPE separados del batolito Aigua-Pelotas-Florianopolis por la zona de cizallamiento Alferez Cordillera (Preciozzi et al. 1999, Basei et al. 2000).Otra opcion es este cinturón granitico forme parte integral del Terreno Punta del Este (Preciozzi en este trabajo),siendo emplazados los granitos en un borde cratonico adelgazado. El climax del magmatismo post-brasiliano es de ca 580ma ,relacionado fuertemente a movimientos transcurrentes(e.g. las zonas de cizallamiento de Major Gercino-Sierra Ballena y Alferez- Cordillera; Bitencourt and Nardi 2000; Koester et al. 2001, Oyhantcabal et al. 2005, 2009, 2010b, c; Florisbal et al. 2009; entre otros autores). En Sud America un dominio antiguo al oeste esta constituido por el Terreno Piedra Alta que integra el denominado Craton del Rio de la Plata (Oyhantcabal 2011,Rapela 2011),por un dominio central intensamente retrabajado por los eventos neoproterozoicos conocido hasta el momento como Terreno Nico Perez y un dominio Atlantico donde se desarrolla la Formacion Rocha y otras secuencias metavolcanica-sedimentarias(Formaciones Cerro de Aguirre y San Carlos). 4 En el presente trabajo se analiza la geoquimica de las diferentes unidades de la formacion Rocha y se intenta establecer las principales caracteristicas de las areas fuentes de estos metasedimentos. Asi mismo se efectua una somera descripción de Cerros de Aguirre y San Carlos.

GEOLOGIA TERRENO PUNTA DEL ESTE

El Basamento del TPE esta constituido por rocas de alto grado metamorfico con deformación variable.Las litologias son para y ortogneises, granulitos y migmatitas intercalada por rocas calcosilicatadas,amfibolitas y cuarcitas(Preciozzi et al. 1999; Masquelin et al. 2001, Gross et al. 2009). Masquelin et al. (2001) proponen que el basamento del TPE puede ser conocido como Complejo gneisico de Cerro Olivo. El complejo Cerro Olivo esta constituido por tres unidades mayores: (a) la mas joven en la Suite Sierra de Centinela, representadas por metagranitos porfiroblasticos, metagranodioritas y migmatitas a dos micas. (b) la unidad cerro Bori con ortogneises tonaliticos a dioriticos, localmente granitoides trodhjemiticos (c) la unidad metasedimentaria de Chafalote.Esta ultima , la mas antigua (Gross et al. 2009) esta representada por paragneises de alto grado compuesto por migmatitas con bandeado cuarzo feldespático ,gneises a granate, sillimanita y biotita y rocas calco silicatadas.Adicionalmente Masquelin y Morales (2003) y Masquelin (2004) sugieren una correlacion geologica entre el Complejo Cerro Olivo y el Complejo Namaqua de Namibia.

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Figura1.-Referencias:1-cobertura sedimentaria moderna,2-Cinturon granitico,3-Terreno Punta del este,4-Formacion Rocha,5-granito de Garzon,7-Formacion Cerros de Aguirre,8-Formacion San Carlos,9-Cabo Santa Maria 6

Basei et al,2005

Figura 2.-Mapa tectonico del cinturon Gariep(Basei 2005)

Dominio de cobertura Las principales coberturas metasedimentarias y dos coberturas volcano- sedimentaria en el Terreno Punta del Este estan representados por la Formacion San Carlos , Cerros de Aguirre y Rocha.Esta Formacion ocurre en la region homónima en un cinturón NE de 20-30kms y 120kms de largo (Bossi et al., 1975, 1988; Hasui et al., 1975; Preciozzi et al. 1985; Fragoso Cesar, 1987; Preciozzi 7 et al., 1993, Sánchez Bettucci and Mezzano, 1993,Preciozzi et al 1999,Basei et al,2005- 2008,preciozzi et al 2002). FORMACION SAN CARLOS “Se redefine aquí (Julio Jorge Spoturno , Pedro Bernardo Oyhantςabal Judith Loureiro,2012 ) la Formación San Carlos como una secuencia vulcano- sedimentaria que comprende términos correspondientes a un vulcanismo ácido (riolitas y tufos riolíticos) y sedimentos detríticos finos a muy gruesos, vinculados a un sistema fluvial - lacustrino de edad Ediacariano. Los antecedentes registrados indican que la unidad fue reconocida por Masquelin (1990) cerca de la Ciudad de San Carlos, del cual deriva su nombre. Fue descripta como depósitos de conglomerados areniscas y pelitas y genéticamente vinculada a sistemas fluvial - lacustrino. Sánchez (1998) describe estratificaciones cruzadas en las areniscas, indicando direcciones de paleocorrientes hacia el NE y propone un sistema deposicional de tipo fluvial meandriforme, de edad Ordovícica. Pecoits et al (2008) en trabajos recientes describen la unidad y realizan un levantamiento estratigráfico de la secuencia detrítica. Durante este relevamiento cartográfico se ha reconocido un cuerpo principal, en la región sur sur-oriental del Departamento, al estesureste de la ciudad de San Carlos. Afloramientos menores, de detritos gruesos, no representables al la escala de mapeo, se observan en el entalle principal del Arroyo San Carlos, al norte de la Ruta 9. El cuerpo principal de rocas detríticas está parcialmente cubierto por depósitos cuaternarios de la Formación Libertad y presenta una importante cobertura de suelo. Los afloramientos, se reconocen en el Mapa geológico del departamento de Maldonado a escala 1:100.000 entorno del Cerro Espinas Negras y se manifiestan por una lomada alargada con abundantes crestones de rumbo noreste. Las rocas volcánicas se pueden reconocer como afloramientos aislados a lo largo de la Ruta Nº 9, en caminos secundarios y en los cerros Bellaco y Pelado. Los límites geológicos son, en el oeste el granito de Maldonado y depósitos de cobertura de la F. Libertad; por el norte, este y sur en su mayor parte, limita con las rocas antiguas del Complejo Cerro Olivo y es además cubierta parcialmente por sedimentos cuaternarios. Desde el punto de vista litológico, la Unidad está compuesta por términos sedimentarios, y volcánicos. Las rocas sedimentarias están representados por: conglomerados, areniscas gravillosas a conglomerádicas, areniscas finas a muy gruesas y limolitas - Los conglomerados son clasto y matriz soportados, polimícticos, cantos subredondeados a subangulosos de granitoides, cuarcitas, cuarzo y vulcanitas ácidas, con un máximo de diámetro de hasta 5 cm. La matriz es arenosa fina a muy gruesa, cuarzo feldespática a arcósica y de coloraciones claras, blanco amarillento a rojizas. Se disponen en distribución masiva y/o en niveles groseros con estratificación poco clara. - Las areniscas gravillosas a conglomerádicas, son de regular a mala selección, la matriz es arenosa y la cantidad de fracciones grava y gravilla varía en cada uno de los sets. Son de composición cuarzo - feldespática a arcósica y coloraciónes claras: 8 blanquecina a amarillenta. Ocurren con grosera disposición plano paralela a entrecruzada. Mapa geológico del departamento de Maldonado a escala 1:100.0 -Las areniscas finas a muy gruesas, con esporádicos niveles de gravilla, presentan una selección buena a regular, de composición arcósica a cuarzo feldespáticas, en algunos afloramientos son más bien cuarzosas. Se disponen en estratos relativamente tabulares, poco definidos y en sucesión granodecreciente, son de coloraciones claras, blanco amarillenta a anaranjada. -Las limolitas son masivas a estratificadas, de coloración gris a negro; presentan niveles con sulfuros (pirita), minerales magnéticos y materia orgánica. Los términos volcánicos están representados por: metalavas riolíticas, tufos y brechas. -Las metalavas riolíticas son de matriz afanítica, de grano muy fino y coloración clara. El contenido de fenocristales es variable, desde escasos a muy abundantes, de tamaño no mayor a 2-3 mm; son de cuarzo translúcido con morfología beta, feldespato alcalino blanco a rosado y plagioclasa. Localmente se reconoce pirita en cristales automorfos individuales, y en aglomerados de cristales. En algunos afloramientos se observan cristales aislados de biotita y muscovita. La estructura de estas rocas es masiva aunque varios afloramientos muestran una incipiente a clara foliación (planaridad) con orientación 030º- 040º/vertical, que concuerda con la estructura regional de la Formación. -Las brechas se reconocen con menor frecuencia, son de matriz afanítica y de grano muy fino, presentan clastos y bloques angulosos a muy angulosos del mismo tipo de roca (probable autobrecha). En general poseen coloración blanquecina a blanco amarillenta. -Los tufos ocurren escasamente, presentan una matriz fina de aspecto pulverulento y con escasos fenocristales. Posee una clara foliación de orientación 042º/70 al Noroeste. Desde el punto de vista estratigráfico, Pecoits et al (2008), construyen un estratotipo simplificado y parcial de la secuencia detrítica En un perfil de unos 220 metros describen la secuencia estratigráfica, con base y techo no visible. Los primeros 110 metros se caracterizan por parasecuencias o ciclos decamétricos, alternantes con contactos de base y techo discordantes, de conglomerados que gradan normalmente a areniscas y/o pelitas. La porción superior, también de unos 110 metros, donde los primeros 40 metros no están representados, se caracteriza, por una secuencia siltítica de colores grises, con estratificación plano paralela que presentan al menos, dos intercalaciones métricas de areniscas media a gruesas, que gradan a pelitas. Sánchez (1998) indica la presencia de estratificación cruzada en las areniscas, con direcciones de paleocorrientes al NE y propone para esta Formación un sistema deposicional de tipo fluvial-meandriforme, en tanto que Pecoits et al (2008) la asocian a un ambiente lacustrino a fluvio-lacustre. De acuerdo con los antecedentes y a las observaciones de campo se puede establecer que el sistema deposicional en su mitad inferior, se vincularía a ambiente continental fluvial de moderada a alta energía, en tanto que la porción superior estaría relacionado a un sistema de tipo decantativo relacionado con algunos episodios de mayor energía, posiblemente lacustrino 9 tal como lo indican Pecoits et al (2008). Con relación a la actividad volcánica, si bien no se han encontrado exposiciones donde las relaciones estructurales con las secuencias detríticas estén claramente expuestas, se considera que existen facies lávicos y piroclásticos intercalados con los sedimentos, aunque 102 Mapa geológico del departamento de Maldonado a escala 1:100.000 103 no se descarta la ocurrencia de diques hipabisales de estas vulcanitas. Con relación al metamorfismo, no hay evidencias de desarrollo significativo de paragénesis metamórficas en la secuencia sedimentaria. Las metapelitas parecen haber estado sometidas al menos a condiciones de anquimetamorfismo, dado el importante desarrollo de sericita. Tanto en las secuencias detríticas como en los términos volcánicos se observan basculamientos y verticalización con rumbos 030º- 040º y buzamientos de 70º a 90º. En las metapelitas es claro el desarrollo de una S1, como foliación de plano axial en los pliegues de la S0. No existen dataciones directas relacionadas con las rocas de la Formación. Las edades de los circones detríticos obtenidas por Gaucher et al (2010) indican, para dos muestras, edades entre 550 y 800 Ma para la población más joven, además una proporción menor de circones con edades alrededor de 900 Ma, 1.0-1.4 Ga y escasos circones Paleoproterozoicos (1.8-2-0 Ga). Estos datos indican una edad máxima Ediacarano. La similitud litológica y estructural con las Formaciones Las Ventanas y Playa Hermosa y la estrecha asociación con la actividad volcánica e hipabisal atribuible al evento Sierra de Animas-Sierras de Aguirre y la edad de algunos de los granitos sintectónicos, en un rango de 560 – 590 Ma. Umpierre & Halpern, (1971); Preciozzi et al., (1993); Basei et al., 2000 y Oyhantçabal et al., (2009); también apoyan una edad probable Ediacarense como sugiriera Pecoits et al (2008)”.

La mas expresiva cobertura metasedimentaria se observa en las proximidades de la ciudad de San Carlos,donde existen rocas metasedimentarias de bajo grado intensamente afectada por la Zona de Cizallamiento de Sierra Ballena.Esta compuesto por conglomerados polimicticos en la base,el cual grada hacia el tope a metaarcosas intercalados con esquistos sericitico (Masquelin, 1990). Sánchez Bettucci and Pazos (1996) proponen a un sistema de origen fluvial.

El Grupo de Maldonado definido por et Pecoits al.(2004) para incluir la Formación Playa Hermosa (Elizalde, 1979;Preciozzi et al., 1989; Masquelin y Sanchez Bettulli, 1993) y la Formación las Ventanas (Middot, 1984). Dada su estructura, cronoestratigráfica litológica y atributos, la Formación San Carlos fue informalmente incluido en el grupo Maldonado(Pecoits et al., 2004, 2008).

La Formación San Carlos (Masquelin, 1990) se produce en el este de la Zona de Cizallamiento de Sierra Ballena muestra características similares a la Formación Ventanas. Relaciones de campo sugieren un contecto similar en ambas unidades (Pecoits et al.2008). Al estratotipo, la sucesión de 10 intercalaciones consiste conglomerados, areniscas y pelitas, las que domina la sucesión superior. Se necesita más investigación para resolver si ambas unidades son las mismas, siendo depositadas en la misma cuenca posteriormente desmantelado por el desplazamiento de la Zona de Cizallamiento de Sierra Ballena.

Se entiende en este articulo que la formación San Carlos ya estaba depositada al momento de la generación de la Zona de Cizallamiento de Sierra Ballena, entre un bloque que provenía de la desintegración del Rodinia ysu colision por lo que por el momento se conoce como Terreno Nico Perez.

El grupo(Pecoits et al 2012) alcanza un espesor máximo de c. 1500 m, y tiene una superficie de c. 200 km2. Comprende rocas volcánicas ácidas y básicas, estratos piroclásticos y rocas sedimentarias generadas en una cuenca tectónicamente activa e influenciacion glaciogenicaial (para una revisión reciente ver Pecoits et al. 2008). Middot (1984) originalmente sugerido que la Fm las Ventanas incluyen conglomerados, areniscas y pelitas, El ambiente de depósito es probable lacustre o fluvial-lacustre. El estratotipo de la formación se encuentra a 6 km al sur de la ciudad San Carlos , donde 220 m de estratos están expuestos con la base y la parte superior de la formación no son visible (Pecoits et al. 2008). Exiasten facies sedimentarios y asociaciónes volcánicas en la Fm San Carlos.Del mismo modo, analisis palinológicos realizados en el pelitas de ambas unidades revelan la aparición de una microbiota similar (Pecoits et al. 2005). Estas observaciones llevaron Pecoits et al. (2005) para proponer una correlación entre las formaciones de San Carlos y formación las Ventanas. Si ambas unidades fueron depositados en la misma cuenca, y posteriormente desmanteladas por el desplazamiento de la Ballena zona de cizalla Sierra, o se desarrollaron dentro de diferentes depocentros lo que sigue siendo un elemente aun incierto. Las pruebas de incidencia glacial todavía no se ha documentado en la Fm San Carlos. En Uruguay, el evento magmático importante y sincinemáticos extensional corresponden a las últimas etapas de la asamblaje SW- Gondwana que se produce durante el Neoproterozoico-Cámbrico tardio (Bossi y Pitched 1992; Pecoits 2003b; Oyhantcabal 2005). Desde una perspectiva estructural, la zona de cizalla Sierra Ballena constituye el más importante accidente tectonico en toda la región, Principalmente entre ca. 600 y 580 Ma, constituyendo un aparte significativo a la arquitectura de relleno de la cuencas de las unidades de Ediacaranas tempranas (Oyhantcabal 2005). La formación San Carlos es depositada en una cuenca de deslizamiento, (i) las diversas facies deposicionales y sus cambios bruscos laterales; (ii) aparente migración del depocentro primario hacia el sur; (iii) la tendencia subparalela de la cuenca con respecto a sus márgenes de deslizamiento. Tras el desarrollo del sistema transcurrente generalizado, existe un colapso orogénico gravitacional caracterizado por alto ángulo normal al fallamiento y transgresión marina . Una evolución geotectónica similar se 11 observa en el magmatismo asociado, que se inició con el alto fraccionado de granitos calcoalcalinos (c. 584 Ma), y por vulcanismo shoshonítico (c. 575 Ma), y concluye con intrusiones peralcalinas y volcánicos (c. 540 -520 Ma) (Oyhantcabal et al. 2007). Por lo tanto, el Ediacarano- Cambrico Temprano en Uruguay se caracteriza por la transición de una cuenca de back-arc (subyacente al Lavalleja ), seguido por una cuenca adicional,Formacion San Carlos. En la escala de afloramiento, la formacion San Carlos muestran evidencias de deformación frágil y dúctil. Las rocas volcánicas y piroclásticas básicas muestran abundantes clorita y epidota, así como pumpellyita y prehnita, Demostrando las condiciones metamórficas de bajo grado (Pecoits 2003a). La estratigrafía de la formación San Carlos se encuentran en una discordancia angular por encima del basamento cristalino de edad brasiliana.. Toda la sucesión (es decir, las formacion San Carlos) se puede dividir (desde la base hacia arriba) en tres intervalos informales: (i) depósitos volcánicos piroclásticos y, (ii) litofacies conglomeradicos y (iii) litofacies peliticos. Rocas volcánicas y piroclásticas incluyendo basalto, toba y brechas subacuáticas, maficas hyaloclasticas, así como riolita, volcanoclásticas y rocas piroclásticas, han sido reconocidos en la formación San Carlos Este vulcanismo bimodal se ha pensado durante mucho tiempo para representar parte del complejo Sierra de las Animas (por ejemplo Sanchez y Rapalini 2002 y sus referencias). El último, sin embargo, muestra firmas geoquímicas, edades radiométricas y las características muestran evidencias de un magmatismo anorogénico Asimismo, la Fm San Carlos consta de conglomerados basales y litofacies peliticos que dominan en la porción superior, pero el tamaño de clastos en el conglomerado son más chicos. En este sentido, dos posibles explicaciones se pueden extraer. En segundo lugar, ambas unidades, aunque potencialmente contemporánea, fueron depositados en diferentes cuencas.. Considerando que una evolución hacia condiciones tropicales y una transgresión marina en un entorno de antepaís (Pecoits et al 2005; Basei et al 2008 ..) se han propuesto para este último. Sobre la base de disponibles geocronología, quimioestratigrafía y bioestratigrafía, Pecoits et al. (2008) propusieron una edad máxima de depositación de c. 560 Ma para el grupo Maldonado, que es más joven que las sugerencias anteriores (Gaucher et al. 2004). Columna estratigráfica simplificada de la Fm San Carlos. en su estratotipo, a 6 km SE de la ciudad San Carlos (modificado de Pecoits et al. 2008). Las areniscas presentan estructura tabular asociado a conglomerados de grano fino.

12 Formacion Cerros de Aguirre(Campal et al,2005)

La formación Cerros de Aguirre representa la mas expresiva cuenca volcano-sedimentaria observada en el TPE. Consiste en un paquete de rocas piroclasticas acidas a intermedias,donde ignimbritas de composición riolitico-dacitico y tufos de diferentes granulometrias y texturas.Esta formación puede ser contemporanea al desarrollo del Formacion Rocha,exibiendo plegamientos con planos axiales Nº30-40ºE , asociada al desarrollo de una esquistosidad plano axial con sericita.El maximo espesor (Campal Shipiloff) del paquete es del orden de 1200 m. Esta formación ha sido dividida en tres miembros de la base al tope , Fantin (2003). El miembro basal esta constituido por rocas volcanicas y secundariamente por rocas sedimentarias,en el miembro central predominan las rocas sedimentarias a las volcanicas y el tope compuesto por areniscas feldespaticos y pelitas masivas,raramente volcanicas. De acuerdo a Fantin (2003),esta asociacion sugiere un ambiente deltaico marino somero.Campal et al 2005,tienen una estratigrafia diferente.

Se trata de una unidad compuesta (Campal et al,2005) por una secuencia con rocas piroclásticas dominantes y algunas lavas intercaladas de geometría groseramente elíptica Esta unidad está íntegramente apoyada sobre el basamento de alto grado en contacto normal y separada del Formacion Rocha por una discontinuidad tectónica.

Las rocas piroclásticas incluyen tufos finamente bandeados, tufos masivos, lapilli-tufos y tufitas de composición variando entre composiciones andesíticas y riolíticas. Las lavas están representadas por basaltos, andesibasaltos y riolitas. Los flujos piroclásticos tienen entre 20 y 100 m de espesor y hasta 2 km de desarrollo lateral, mostrando composiciones andesíticas y riolíticas. Tanto el mapeo como la geoquímica soportan un origen cogenético para lavas y depósitos de caída. Ello permite afirmar que la única edad disponible U-Pb SHRIMP de 571 ± 8 Ma (Hartmann et al., 2002) es representativa del evento. Se exponen evidencias que sugieren que la carbonatación que afecta al paquete es concomitante con el volcanismo.

Las litologías aflorantes del basamento inmediatamente por debajo del contacto no muestran signos de transformación alguna, siendo en un todo similar a las que se presentan al Oeste del mismo. En su flanco Este la situación es bien diferente: las litologías de la Fm Cerros de Aguirre presentan buzamientos mucho más altos, hasta subverticales, y se desarrolla una banda de algunas decenas de metros de espesor donde la deformación es localmente más intensa, que separa la unidad de las filitas de la Formacion Rocha.

ANTECEDENTES Y MARCO GEOLOGICO REGIONAL 13 “La Formación Cerros de Aguirre (Néstor Campal y Alejandro Schipilov,2005 )fue incluido en la Formación Piedras de Afilar por Bossi (1966) sobre la base de los siguientes criterios unificantes: «sedimentación en ciclo granocreciente, falta de metamorfismo pero fuerte diagénesis y existencia constante de tectónica de báscula generando buzamientos de 10 a 30º…». Por otro lado, Preciozzi et al. (1985) incluyen al área estudiada dentro del Grupo Barriga Negra, asignándole edad «Cambro- Precámbrico Superior Moderno». Dichos autores no hacen mención alguna al criterio utilizado para esta asignación, distinguiendo tres unidades (informales) que se denominan: conglomerádica, arenosa y calco-pelítica. Bossi y Navarro (1991) revisan los criterios anteriormente expresados e incluyen los afloramientos ubicados en la «zona de Cerros de Aguirre» en la Formación Barriga Negra, unidad litoestratigráfica propuesta formalmente por Midot (1984). Los autores describen un perfil de 390 m de espesor integrado por psamitas y pelitas con estructuras sedimentarias conservadas y señalan que el contacto al Este con la Formacion Rocha Rocha está marcado por una falla subvertical expresada en el campo por la presencia de una brecha. Asignan a la Formación Barriga Negra un origen molásico y una edad de 490 a 515Ma.”

“Dichos autores reconocen asimismo la existencia de rocas piroclásticas y lavas intercaladas, describiendo un perfil detallado de unos 1200 m con la siguiente secuencia a partir de la base:

• 350 m de tobas finas retrabajadas, laminadas, de depositación subacuática predominante con intercalaciones de tobas finas masivas subaéreas (chonitas).

• 5 m de brechas de contacto.

• 175 m de tobas laminadas con intercalaciones de lavas ácidas a neutras.

• 100 m de tobas gruesas gradadas con niveles finos ondulados.

• 400 m de tobas medias a gruesas, masivas y estratificadas, con fragmentos de pumitas.

• 140 m de ignimbritas de composición rio-dacíticas, con fragmentos líticos y fiammes.”

DESCRIPCION Y PETROGRAFIA DE LA UNIDAD 14 “Como sustento (Néstor Campal y Alejandro Schipilov,2005) a este trabajo se realizó una cartografía detallada a escala 1:20.000 basada en interpretación de fotografías aéreas de la misma escala y trabajo de campo. El documento resultante se expone en la figura 3 y los cortes geológicos interpretativos en la figura 4.”

Figura 3. Carta geológica de la Formación Cerros de Aguirre.

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Figura 4. Cortes geológicos de la Formación Cerros de Aguirre. Trazas indicadas en la figura-3 .

16 Formacion Rocha El analisis de las estructuras sedimentarias primarias presenvadas en estos metamorfitos fueron establecidas por Sanchez et al.,1994 efectuando ademas un análisis textural y composicional de los mismos. Ls estructuras preservadas que se lograron identificar son estratificación horizontal plano- paralela;estratificación lenticular, con lentes de hasta un centímetro de granulometrías finas. Aparecieron también lentes de hasta un metro de eje meyor, de materiales finos; intraclastos arcillosos y limo-arcillosos; microlaminación; canales macizos con pobre selección, grosera gradación textural, de grano grueso y borde neto; granodecrecencias de paquetes pequeños y menos frecuentemente en paquetes de mayor potencia; ritmicidad en paquetes metapsámiticos y metapelíticos. El metamorfismo es de grado bajo facies esquistos verdes a subesquistos verdes.Esta secuencia presenta areas de mucha deformación lo que hace difícil la construccion de un perfil tipo. La secuencia metasedimentaria está representada por un conjunto de metapsamitas y metapelitas. La distribución granulométrica dentro de la Formación muestra que la misma consiste en metapelitas cloritosas finamente laminadas intercaladas con areniscas cuarzosas pero fundamentalmente por metaarcosas,siendo la arcilla una fraccion minoritaria. Este grupo esta representado por un 65% de metaareniscas(donde predominan las arenas finas,secundariamente medias y excepcionalmente gruesas),35 % de filitas a clorita o muscovita (con predominancia de minerales fraccion limo y filitosos medios-metapelitas) .Se ha asumido que la seccion rica en clorita formaria la parte basal pudiendo ser separadas de la parte superior donde predominan los terminos meta-arenosos y metapeliticos (esta seccion basal rica en clorita podria asimilarse a la parte inferior del Grupo Oranjemund).Se han señalado sedimentos turbiditicos de escasa potencia que hacia al tope gradan ,pudiendo ser interpretadas como productos de corrientes de turbidez .La separacion neta de las dos unidades resultan complejas de establecer ante la falta de afloramientos y complicados por un intensa deformación.

El estudio petrografico ha permitido distinguir 3 asociaciones mineralogica,caracteristicas de este Grupo: 1. cuarzo + plagioclasa + muscovita + (clorita)+-accesorios; 2. cuarzo + plagioclasa (oligoandesina-albita)+ muscovita + (biotita) + (turmalina) + clorita + opacos y como minerales accesorios: epidoto, esfeno,circón, apatito, calcita, pirita. 3.-Para el caso de la biotita, esta ocurre principalmente en áreas sometidas a metamorfismo térmico producido por las intrusiones graníticas(Sanchez 1994),aunque ha sido identificada en otras 17 secciones,ligeramente cloritizadas por la alteración:cuarzo+plagioclasa(10% An)+ moscovita +- biotita+opacos +-il +Zr+Ep+Sph. Con respecto al carácter composicional(analis modal), el estudio reveló en la unidad intermedia que el cuarzo que oscila entre un 40 a 66%, plagioclasas entre 14 y 33% el total del feldespatos oscila entre 34 a 48% generando verdaderas arcosas , filosilicatos 25 y 29 %(moscovita primaria,sericita y clorita,en raras excepciones biotita) y accesorios entre o,5 a 2 %,siendo los principales circon,esfeno,rutilo ,limenita entre otros.En la unidad superior las relaciones se modifican y el cuarzo oscila entre 26 a 32%,las plagioclasasa entre un 49 y 56%,el total de feldespatos entre 49-71%,los filosilicatos mas accesorios entre un 23-30%.Presentan granos sub angulosos a subredondeados indicando una madurez intermedia que se discutira mas adelante.En la unidad basal predominan folosilicatos fundamentalmente clorita 43%,biotita 7 % moscovita 2%,cuarzo 35 %, ,las plagioclasa entre 6 % ,no fueron o bservados feldespatos potasicos ,los accesorioes entre 6 % ,calcita 2%

Unidad Basal (Unidad Velazquez-Castillo) Unidad en el facies de esquistos verdes que pueden priovocar recristalizaciones parciales de cuarzo.Diferenciacion metamórfica dando dos dominios cuarzo y rocas ricas en filosilicatos respectivamente. Predominan filitas cloritosas con algunas intercalaciones de metaareniscas que varian desde masivas, medias a gruesas a veces granodecrecientes y la presencia de cuarzo,asi como niveles de oxidos de hierro.La petrografia mostro que mayoritariamente se trata de filitas cloritosas con arenas finas y la laminacion es consecuencia de la intercalación de metapelitas..A su vez se encuentran cuerpos cuarcíticos hacia el NW en la region de Velazquez y Castillos Unidad Intermedia(Unidad Chafalote) Se trata de unidades rítmicas dadas por la sedimentación alternada de materiales netamente pelíticos con materiales arenosos ,en los cuales se observan niveles granodecreciente y laminacion en las metapelitas,pudiendo presentar hacia el tope cuerpos de metaareniscas finas a muy finas en la que se intercalan lentes de arena media y gruesa.Asi mismo se identifican estructuras en canal con interestriticacion de metapelitas y metaareniscas de diferentes granulometrias. Los materiales metasedimentarios que integran el hoy definido Grupo son siliciclásticos, constituidos por metaareniscas wackicas a subwackicas y metapelitas. Las unidades metasedimentarias preservadas muestran contactos netos, siendo la base y el techo planares. Hacia el tope de algunos cuerpos metapsamíticos se han observado estructuras ondulíticas. En el fotoplano Castillos, se observó una clara alternancia de paquetes metapsamíticos con paquetes metapelíticos. En función de la disposición actual de los metasedimentos se observa que 18 existe un paulatino decrecimiento granulométrico hacia el SE. Esto se refleja en los potentes paquetes de metapelitas hacia el SE que se alternan con paquetes metapsamíticos menos potentes Unidad Superior(Unidad Cabo santa Maria) Se encuentra constituida por metapelitas laminadas , masivas y metaareniscas.Presentan laminaciones de origen metamorfico y predominan granulometrias limo-arcillosas.Dentro de este conjunto se observan pequeños lentes arenosos y canales granodecrecientes. Asi mismo en esta unidad , se destacó la presencia de un paquete de granulometría arena,considerado como un pulso debido a su escasa potencia,donde se pudo identificar una interestratificación de arena muy fina y media. Las estructuras de canales encontradas en los paquetes metasedimentarios del Fotoplano Rocha, ubicadas en la zona central de esta Formación y las granodecrecencias centi a decimétricas que se encuentran en la zona más oriental son otro argumento para creer que la base de ésta se encuentra hacia el NW. Resumiendo ciclos siliciclasticos en esta secuencia metasedimentaria consistene en areniscas de grano fino-medio que gradan a siltitos y en menor proporcion a arcillas.La fraccion mas fina es rica en clorita en niveles de entre 10-40 cms.

Geoquimica del Formacion Rocha

El proposito de esta presentacion es aportar nuevos datos geoquimicos que permitan caracterizar de manera mas adecuada a los metamorfitos del grupo Rocha en relacion a su homologo la parte superior del Oranjemund de Namibia occidental. Para el estudio geoquímico se ha contado inicialmente con 25 muestras provenientes del Formacion Rocha,Los analisis quimicos se exhiben en la Tabla I. Elementos Mayores Unidad basal SAMPLE SIO2 TIO2 AL2O3 FE2O3T MNO MGO CAO NA2O K2O P2O5 LOI Rocha20 55,22 1,34 18,6 8,11 0,21 5,23 4,62 2,23 2 0,19 2,24 Rocha21 56,22 1,41 17,9 7,22 0,19 5,79 5,16 1,98 1,56 0,17 2,39 Rocha22 55,17 1,51 18,21 6,78 0,11 6,68 5,51 2,19 1,87 0,23 1,86 Rocha23 57,11 1,31 18,1 6,79 0,09 5,51 4,78 2,09 1,71 0,23 2,78 Rocha24 58,17 1,41 17,12 7,69 0,12 5,13 4,93 2,19 1,6 0,28 1,89 Rocha25 57,29 1,36 18,72 6,62 0,13 5,18 4,19 2,09 1,89 0,18 2,42

Unidad intermedia 19 SAMPLE SIO2 TIO2 AL2O3 FE2O3T MNO MGO CAO NA2O K2O P2O5 LOI Rocha1 79,06 0,55 11,42 2,3 0,03 0,95 0,16 0,92 2,17 0,15 2,01 Rocha2 78,65 0,52 11,03 3,26 0,01 0,78 0,21 1,33 2,2 0,21 1,9 Rocha3 79,17 0,6 12,94 1,42 0,03 0,69 0,29 1,12 2,11 0,19 1,86 Rocha4 79,19 0,57 11,96 2,04 0,08 0,81 0,32 1,02 1,76 0,25 2,11 Rocha5 75,21 0,63 13,07 3,77 0,09 0,88 0,36 1,29 3 0,18 1,67 Rocha6 74,09 0,62 13,73 3,45 0,07 1,09 0,87 0,99 3,21 0,17 1,61 Rocha7 72,1 0,69 14,87 4,12 0,08 1,01 0,89 1,18 2,9 0,24 1,74 Rocha8 73,28 0,61 13,27 3,12 0,06 0,89 0,91 1,91 3,92 0,27 1,42 Rocha9 77,44 0,55 12,16 2,61 0,04 0,93 0,98 1,18 2,1 0,15 1,92 Rocha10 76,11 0,51 12,62 3,44 0,06 0,72 1,21 1,08 2,4 0,23 1,6 Rocha11 71,03 0,71 13,12 4,71 0,09 0,82 0,98 2,82 3,81 0,25 1,81 Rocha12 70,21 0,63 13,39 4,91 0,11 1,19 2,64 2,59 2,52 0,16 1,92

Unidad Superior

SAMPLE SIO2 TIO2 AL2O3 FE2O3T MNO MGO CAO NA2O K2O P2O5 LOI Rocha13 66,72 0,69 15,72 5,21 0,05 1,21 2,61 2,43 3,31 0,16 1,96 Rocha14 62,84 0,7 15,78 5,52 0,09 2,21 2,98 3,09 3,91 0,23 2,46 Rocha15 58,57 0,79 18,67 6,22 0,08 2,21 2,7 3,71 5,11 0,06 1,86 Rocha16 59,81 0,92 16,98 7,12 0,06 1,71 2,62 3,72 5,23 0,13 1,7 Rocha17 59,91 1,1 17,11 6,92 0,11 1,91 2,19 3,87 4,7 0,16 2,17 Rocha18 57,66 1,41 18,87 7,03 0,09 2,41 2,93 3,78 4,71 0,16 1,09 Rocha19 59,5 1,43 16,78 6,58 0,09 1,93 3,38 3,72 5,26 0,21 3,09

Referencias del PASS,NASC y UC

SAMPLE SIO2 TIO2 AL2O3 FE2O3T MNO MGO CAO NA2O K2O P2O5 LOI PASS 62,80 1,00 18,90 7,22 0,11 2,20 1,30 1,20 3,70 0,16 6,00 NASC 64,80 0,70 16,90 6,65 0,06 2,86 3,63 1,14 3,97 0,13 UC 66,00 0,50 15,20 5,00 0,08 2,20 4,20 3,90 4,48

Para el análisis de los elementos mayores fueron consideradas 19 muestras en la cual la unidad intermedia el SiO2 varia entre 70,21 a 79,19%. El rango de SiO2 de la unidad superior es mucho mas restringido,variando entre 57,66 y 66,72%.En la unidad basal el cuarzo varia de 31- 38%,7-8 %,la plagioclasa entre 4-7,los filosilicatos entre 45-62(incluye mayoritariamente clorita, entre un 46-49% y moscovita y biotita en porcentajes no superiores al 5% existe presencia de 20 calcita en muy bajos porcentajes 5-8% de accesorios. Accessory minerals include zircon, apatite, monazite, haematite, pyrite, titanite and tourmaline.

Los metasedimentos del Formacion Rocha muestran una variación composicional asimilable a pelitas, grauvacas y areniscas,con buena presencia de composiciones equivalentes a arcosas. En la figura siguiente Log(Fe2O3/K2O)-Log(SiO2/Al2O3) se puede observar que las muestras de la unidad superior se definen en el dominio de las pelitas,mientras que aquellas del nivel inferior lo hacen en los dominios de litoareniscas,arcosas y grauvacas,en tanto que las filitas de la unidad basal lo hacen en el dominio de pelitas ricas en Fe.(Figura 6)

PELITAS RICAS EN FE

PELITAS LITO Y SUB ARENISCAS

GRAVACAS SUB ARCOSAS ARCOSAS

UNIDAD BASAL

UNIDAD INTERMEDIA

UNIDAD SUPERIOR

PASS

NASC UC Figura 6.Diagrama SiO2/Al2O3-K2O/Na2O se observa que las muestras de la unidad superior plotean en los dominios de las gravacas peliticas y pelitas,mientras las del nivel inferior lo hacen en los dominios de las grauvacas y grauvacas ricas en cuarzo.Las del nivel basal lo hacen en el dominio de las grauvacas pelitas.

21

UNIDAD SUPERIOR UNIDAD INFERIOR PASS NASC UNIDAD BASAL UC

GRAUVACA RICA ARCOSA RICA EN CUARZO EN CUARZO

GRUVACA ARCOSAS

GRAUVACA PELITA

PELITA

Figura 7

Utilizando la variación de SiO2 en relación a los demás elementos mayores, se observa las correlaciones existentes entre los diferentes elementos mayores.En los diagramas que siguen se observa una correlacion negativa del SiO2 con el Al2O3(r=-0,96),FeOt(r=-0,96),CaO(r=- 0,91),Mgo(R=-0,93),K2O(r=-0,93) y Na2O(r=-0,95) y r=0,81 para TiO2., si agregamos las muestras de la unidad basal los coeficientes de correlacion varian:con el Al2O3=- 0,95,FeOt=0,96,CaO=-0,88,K2O=la correlacion en muy baja 0,23 y TiO2=0,86.Figura 8

22

6

1.4 18

5

1.2

16

3

2

4

O

O

O g

2

i

1.0 l

T

M

A

3

14

0.8

2

12

0.6

1

55 60 65 70 75 80 55 60 65 70 75 80 55 60 65 70 75 80

SiO2 SiO2 SiO2

4.0

5

5

3.5

4

3.0

4

O

O 3

O

2

2.5

2

a

a

K

C

N

3

2

2.0

1.5

1

2

1.0

0

55 60 65 70 75 80 55 60 65 70 75 80 55 60 65 70 75 80

SiO2 SiO2 SiO2

7

0.25

6

5

0.20 t

5

O

O

2

e

4

P F

0.15

3

0.10

2

55 60 65 70 75 80 55 60 65 70 75 80

SiO2 SiO2

Figura 8

Con respecto al contenido de Al2O3 muestra correlaciones negativa con el SiO2, y correlaciones positivas con los siguientes elementos:TiO2(R=0,79), FeOt(r=0,88),MgO(r=0,85) ,CaO(r=0,84) ,K2O (r=0,88) y Na2O(r=0,86),si agregamos a la unidad basal FEOt=0,92,MgO= 0,74,CaO=0.90(figura 9. 23

80

6

1.4

75

5

1.2

70

2

2

4

O

O

O g

i

i

1.0

T

S M

65

3

0.8

2

60

0.6

1

55

12 14 16 18 12 14 16 18 12 14 16 18

Al2O3 Al2O3 Al2O3

4.0

5

5

3.5

4

3.0

4

O

O 3

O

2

2.5

2

a

a

K

C

N

3

2

2.0

1.5

1

2

1.0

0

12 14 16 18 12 14 16 18 12 14 16 18

Al2O3 Al2O3 Al2O3

7

0.25

6

5

0.20 t

5

O

O

2

e

4

P F

0.15

3

0.10

2

12 14 16 18 12 14 16 18

Al2O3 Al2O3

Figura 9

En la tabla que sigue se presentan los valores de ; corteza superior (UC) , Post-Archean Australian Shale (PAAS),de Taylor y McLennan (1985), y el North American Shale Composite (NASC), de Gromet(extraido de GEORGE W. A. NYAKAIRU and CHRISTIAN KOEBERL,2001) ,a efectos de compararlos con las composiciones de las muestras de la Formacion Rocha Unidad Unidad Unidad Promedio Sample PAAS NASC UC Superior Inferior Basal SiO2 62,8 64,8 66 60,71 75,4 56,7 63,35 TiO2 1 0,7 0,5 1 0,6 1 0,9 Al2O3 18,9 16,9 15,2 17,14 11,81 18 14,36 Fe2O3 7,22 5,65 5 6,3 3,62 7,1 5,8 24 MnO 0,11 0,06 0,08 0,08 0.06 0,14 0,1 MgO 2,2 2,86 2,2 2,77 0,9 5,53 3,4 CaO 1,3 3,63 4,2 3,42 0,82 4,9 1,53 Na2O 1,2 1,14 3,9 4,48 2,49 2,1 2,69 K2O 3,7 3,97 3,4 4,6 2,66 2,25 3,2 P2O5 0,16 0,13 0,16 0,2 1,8 0,18 LOI 6 1,95 1,79 0,21 1,22

Unidad Unidad Unidad Promedio Sample PAAS NASC UC Superior Inferior Basal Sc 16 14,9 11 14,1 8,2 13 11,15 67 73 95 51 V 150 130 60 65 53 63 59 Cr 110 125 35 Co 23 25,7 10 53 39 66 46 Ni 55 58 20 76 39 60 58 Cu 50 25 33 16 25 Zn 85 71 76 48 62 As 28,4 1,5 Rb 160 125 112 112 80 260 96 Sr 200 142 350 170 98 251 134 Y 27 35 22 31 24 28 28 Zr 210 200 190 397 262 256 329 Nb 19 13 25 15,7 Ba 650 636 550 485 262 220 373

Unidad Unidad Unidad Promedio Sample PAAS NASC UC Superior Inferior Basal Ce 80 66,7 64 69 63,3 76,5 66 32 26,9 33,1 30 Nd 32 27,4 26 Sm 5,5 5,59 4,5 4,91 4,13 5,5 5,52 25 Eu 1,1 1,18 0,88 0,65 0,62 1,1 0,63 Gd 4,7 3,8 3,63 3,9 4,58 3,77 Tb 0,77 0,85 0,64 0,53 0,36 0,72 0,45 Tm 0,4 0,33 0,22 0,23 0.39 0,23 Yb 2,8 3,06 2,2 1,94 1,94 2,3 1,94 Lu 0,43 0,46 0,32 0,24 0,32 0,41 0,28 Hf 5 6,3 5,8 11 9,1 19 10 Ta 1,12 2,2 2 2,8 1,8 2,4 Th 14,6 12,3 10,7 17 8 28 12,5 U 3,1 2,66 2,8 4 3,39 3,5 3,69 La/Sc 2,38 2,09 2,73 3,29 3,89 3,44 3,69 Th/Sc 0,91 0,83 0,97 0,91 1 0,82 0,95 Cr/Th 7,53 10,16 3,27 4,35 6,67 6,12 5,51 Eu/Eu* 0,66 0,65 (La/Yb)* 9,2 6,9 9,2 15,3 10,8 12,34 12,47 (Gd/Yb)* 1,36 1,4 1,58-1,60 1,67-1,74 1,68 1,67-1,74

PAAS = Promedio de los esquistos australianos post-arqueanos; UC = Corteza Superior (datos de Taylor and McLennan, 1985) y NASC = Promedio de los esquistos Norte Americanos (datos de Gromet et al., 1984).

Nesbitt y Young (1982, 1984, 1989, 1996) y Nesbitt et al. (1996) usan los diagramas ternarios Al2O3-(CaO + Na2O)-K2O (A-CN-K), y el diagrama Fe2O3 + MgO-(CaO + Na2O + K2O)- Al2O3 (A-CNK-FM), para deducir los trenes de meterorizacion. A consituacion se muestran ambos diagramas,figuras 10 . 26

Al2O3

MUSCOVITA

PLAGIOCLASA FELDESPATO POTASICO

LIMIT OF WEATHERING UNIDAD SUPERIOR

UNIDAD INTERMEDIA

UNIDAD BASAL

PASS

NASC

UC

CaO+K2O+Na2O Fe2O3+MgO

Figura 10.-Diagrama triangular Al2O3-(CaO + Na2O + K2O)-Fe2O3 + MgO (de Nesbitt y Young, 1982, 1984, 1989, 1996; Nesbitt et al., 1996) en comparasion con el PASS y UC (Taylor and McLennan, 1985) y la composición de los esquistos Norte America (Gromet et al., 1984).

27

Al2O3

Unidad superior

Unidad intermedia

Unidad Basal

PASS

NASC

Uc

CaO+Na2O K2O

Figura 11.-Al2O3-(CaO + Na2O)-K2O (Nesbitt y Young, 1982, 1984, 1989, 1996;Nesbitt et al., 1996), comparados con PASS y UC tomado de Taylor and McLennan (1985); y composicion de los esquistos Note Americanos de Gromet et al. (1984).

En el diagrama A-CN-K(figura 11) las muestras siliciclasticas de la Formacion Rocha se desvian de las tendencias de alteración de los materiales clasticos continentales (Nesbitt and Markovics, 1997),pero siguen una tendencia hacia el vertice CaO+Na2O.Esto apunta a una fuente que tiene una muy baja relacion K2O/(Na2O+CaO)que presenta un rango de 0,48 a 2,01 en el facies de metaareniscas y de 0,66 a 0,82 en los facies metapeliticos ,con una media de 1,01 y se puede esperar deriven de materiales gabroides o tonaliticos que pueden presentar una media 0,82.En la unidad basal la relacion se situa entre 0,22-0,29

28 Algunas muestras filitosas estan enriquecidas en Fe2o3 (media de 6,3%) y con un K2O con una media de 5,92% en la unidad superior y y en la inferior en el conjunto arenoso las relaciones 3,62 % y 2,66 %, respectivamente.La unidad basal las relaciones para Fe2O3,K2O, son 7,1 y 2,1 respectivamente. En promedio tienen una composion media en donde hay elementos muy proximos al Post- Archaean Australian shale (PAAS) según Taylor and McLennan, 1985 y esencialmente en el padron de distribución de tierras raras(fundamentalmente en las TTRR livianas),en otros casos otros valores se aproximan al NASC y algunas muestras se aproximan al UC(Upper Crust).

Elementos traza En el diagrama A-CN-K las muestras siliciclasticas del Formacion Rocha se desvian de las tendencias de alteración de los materiales clasticos continentales (Nesbitt and Markovics, 1997),pero siguen una tendencia hacia el vertice CaO+Na2O.Esto apunta a una fuente que tiene una muy baja relacion K2O/(Na2O+CaO)que presenta un rango de 0,48 a 2,01 en el facies de metaareniscas y de 0,66 a 0,82 en los facies metapeliticos ,con una media de 1,01 y se puede esperar deriven de materiales gabroides o tonaliticos que pueden presentar una media 0,82.En la unidad basal la relacion se situa entre 0,22-0,29 Diagramas de multielementos El comportamiento de los elementos trazas durante los procesos de sedimentacion(GEORGE W. A. NYAKAIRU and CHRISTIAN KOEBERL,2001) son complejos debido a factores que incluyen la alteración,propiedades físicas , adsorbsion, proveniencia, diageneisis y metamorfismo (e.g.,Garrels and Mackenzie, 1971; Krönberg et al.,1979; Nesbitt et al., 1980; Taylor and McLennan,1985; Wronkiewicz and Condie, 1987). Los elementos trazas muestran una gran dispersión comparados con PAAS, NASC, y UC (Table 2). Sr y Ba residen mayormente en las plagioclasas y feldespatos potasicos (Puchelt,1972).El fraccionamiento de estos dos elementos pueden resultar de la alteración de estos feldespatos. La alteración de la plagioclasa puede decrecer en contenido de Sr,porque la misma es mas fácilmente alterable que el feldespato potasico y el Sr es mas mobil que el Ba. Un decrecimiento de Ba puede deberse a la recristalizacion de filosilicatos y progresiva destruccion del feldespato.K,Rb y Cs se hostedan generalmente en micas y feldespato potasico (Heier and Billings, 1970); consecuentemente la alteracion de estos minerals dominaran el fraccionamiento de los elementos de estos minerales.

29 Las muestras presentan una relacion Zr/Hf en el entorno presenta una media de 41,76.Este valor es tipico del circon (Murali et al., 1983), y las concentraciones de estos elementos esta controlada por este mineral. Em la unidad basal la relacion Zr/Hf varia entre 10-19 A efectos de analizar esta Formacion separaremos la unidad de metaareniscas de aquellas de pelitas-filitas y de las filitas cloritosas de la unidad de basal Una correlacion mediana entre 0,7 y o,8 entre Ni y Cu y el Al2O3 se nota en el facies arenoso Estos elementos tendrian facilidad de concentrarse en los filositicatosEn las fracciones de rocas siliciclasticas prevalece la misma tendencia y el Cu se correlaciona con el Al2O3 (r = 0.67). Entre los elementos trazas las correlaciones positivas de la unidad superior e inferior sonson Rb- Ba(0,77),Rb –Zr(0,91),Rb-U(0,89),Rb-Y(0,81),K-Zr(0,90),K-Ti(0,78),K-Y(0,74) ,Ba-Y(0,75,Th- Zr(0,80),Th-y(0,89)mientras que en la basal las principales correlaciones son:Sr-Cr=0,94,RB- V=0,88,Ba-Cr=0,94,Ba-Co=0,93,V-Cr=0,89,V-Th=o,91 y Zr-U=0,90

.Unidad Basal BA RB SR NB HF TA ZR Y TH U CR NI CO SC V 234 99,8 256,8 13,5 21,4 1,9 216 29,2 11,2 3,2 69 59 74 14 56 278 102,2 256,8 15,2 19,3 1,9 234 31,1 8 2,9 62 61 57 12,7 78 196 99,5 237,2 11,2 18,3 1,9 321 23,6 9,7 2,8 71 48 59 14,3 81 265 112,3 243,9 17,2 14,7 1,9 276 28,9 11,2 3,7 56 75 67 12,8 67 177 123,1 252 15,3 19,6 1,6 258 24,2 10,6 4,1 72 64 71 13,3 72 170 115 259,2 21,1 22,6 1,8 231 31,3 13,3 4,2 46 52 65 11,2 45

Unidad Inferior BA RB SR NB HF TA ZR Y TH U CR NI CO SC V 394 74 91 15 9,7 0,9 205 25 7,1 2 57 29 36 9,1 49 296 82 99 14 9,8 5,3 268 24 7,6 6 53 35 38 9,1 51 425 60 88 11 9,4 1,4 196 23 7,1 2,3 52 23 33 5,8 43 311 77 99 17 9,1 3,6 221 26 7,3 5 61 31 38 8,7 50 343 71 89 16 8,2 1,6 197 25 6,9 3 54 26 35 7,3 46 376 97 115 10 9,1 1,4 378 23 10,1 2 49 67 48 10,1 61 421 88 101 17 8,9 1,9 298 24 8,7 4 45 48 41 10,5 56 471 93 110 21 9,2 4,3 321 26 9,5 5 51 53 43 8,9 58 433 83 100 12 8,9 3,1 275 22 8 3 57 39 39 8,7 53 269 60 82 13 8,3 1,2 189 24 6,3 2,5 48 19 29 6,1 38 338 92 103 23 9,7 6,1 305 23 9,5 3 55 51 42 7,3 57 394 86 101 13 9,2 2,7 296 25 8,6 3 48 41 41 6,8 53 567 112 162 21 11,6 0,98 411 31 15,3 3,1 78 67 55 16 110

30

Unidad Superior BA RB SR NB HF TA ZR Y TH U CR NI CO SC V 278 109 156 32 10,8 3,72 396 30 14,2 5,2 72 63 52 17,1 98 651 148 291 39 13,3 3,81 421 34 16,1 6,2 67 71 61 15,7 136 536 121 209 19 13,2 2,46 421 33 20,8 3 75 69 58 17,3 123 611 102 132 12 10,2 1,24 377 32 11,5 2,9 71 61 51 15,1 72 349 99 125 12 9,8 2,9 378 30 10,4 5 43 58 48 8,4 65 409 94 112 19 8,7 1,9 377 27 9,9 2 52 56 46 9,1 59

El total de tierras raras varia desde el facies pelitico del Formacion Rocha donde las concentraciones son mas altas (184 ppm), que es comparable a aquel del PAAS (185 ppm). El facies arenosos presentan las mas bajas concentraciones de TTRR en el entorno de 130ppm .En la unidad basal las concentraciones de TTRR es de 186pp.Relativo a la composición del condrito (Sun and McDonough, 1989) todos ellos tienen un fuerte enriquecimiento en ttrr livianas con

(La/Lu)c en el facies arenoso(9,15 a 11,02) y en el peliticos (15,77 a 22) ,en la unidad basal la relacion se situa entre 15 y 18.Todos presentan anomalia negativa de Eu.

En las diferentes tablas que siguen se muestra la geoquimica de los metamorfitos del Formacion Rocha,separadas en dos unidades una inferior y una superior.

Tierras Raras Unidad basal LA CE PR ND SM EU GD TB DY HO ER TM YB LU 41,18 79,23 7,11 34,8 5,72 1,08 4,91 0,81 4,78 0,91 3,21 0,42 2,23 0,39 43,91 74,18 7,62 31,36 5,26 1,12 4,25 0,73 5,11 1,01 3,45 0,36 2,42 0,46

Unidad intermedia

LA CE PR ND SM EU GD TB DY HO ER TM YB LU 35,4 66,1 6,05 28,2 4,31 0,78 4,21 0,42 3,32 0,74 2,11 0,28 2,1 0,36 33,7 65,2 5,95 27,9 4,25 0,69 4,12 0,4 3,27 0,68 2,07 0,26 2,01 0,34 36,1 66,9 6,18 29,3 4,42 0,84 4,32 0,45 3,45 0,81 2,17 0,3 2,17 0,37 32,9 64,1 5,84 27,1 4,19 0,56 4,02 0,37 3,12 0,64 1,99 0,24 1,95 0,32 31 36,9 68,8 6,35 30,1 4,61 0,94 4,56 0,48 3,56 0,83 2,21 0,31 2,21 0,39 22,2 56,9 5,21 23,1 3,56 0,39 3,36 0,27 2,19 0,49 1,62 0,16 1,62 0,26 23,7 58,1 5,35 24 3,71 0,41 3,41 0,29 2,42 0,51 1,73 0,17 1,67 0,27 26,5 59,4 5,43 24,7 3,83 0,43 3,47 0,31 2,65 0,56 1,82 0,17 1,71 0,28 31,3 62,3 5,73 26,8 4,08 0,51 3,91 0,35 2,97 0,61 1,96 0,23 1,89 0,31 37,5 70,1 6,53 30,2 4,81 0,98 4,71 0,51 3,69 0,69 2,34 0,32 2,34 0,39 29,1 61,7 5,62 26,4 3,98 0,48 3,72 0,33 2,83 0,61 1,91 0,21 1,82 0,29 27,8 60,2 5,56 25,3 3,91 0,47 3,52 0,32 2,71 0,56 1,87 0,19 1,79 0,29

Unidad Superior LA CE PR ND SM EU GD TB DY HO ER TM YB LU 45,6 70,5 7,9 34,2 5,09 0,67 3,73 0,56 3,62 0,77 1,98 0,23 1,99 0,26 44,5 69,3 7,76 32,9 4,96 0,67 3,64 0,52 3,61 0,75 1,91 0,23 1,93 0,25 47,1 73,7 8,3 37,3 5,23 0,71 4,09 0,61 3,98 0,81 2,12 0,25 2,19 0,32 46,9 72,1 8,1 36,1 5,16 0,69 3,87 0,59 3,71 0,79 2,01 0,24 2,08 0,27 42,3 67,9 7,54 30,5 4,81 0,63 3,51 0,51 3,56 0,74 1,79 0,21 1,86 0,23 40,2 65,7 7,31 29,3 4,67 0,61 3,39 0,49 3,27 0,71 1,78 0,19 1,81 0,22 39,1 63,2 7,17 27,4 4,48 0,59 3,21 0,44 3,23 0,69 1,69 0,17 1,72 0,19

Spider plot REE chondrite Nakamura 1974 Spider plot Upper crust Taylor and McLennan 1985

10

1000

100

1

Sample/ Upper crust crust UpperSample/

10

Sample/ REESample/ chondrite

Rb Th K Ta Ce Nd Hf Sm Tb Tm

0.1 Ba U Nb La Sr P Zr Ti Y Yb

La Pr Pm Eu Tb Ho Tm Lu

1 Ce Nd Sm Gd Dy Er Yb

32

Spider plot REE chondrite Nakamura 1974 Spider plot Upper crust Taylor and McLennan 1985

10

1000

100

1

Sample/ Upper crust crust UpperSample/

10

Sample/ REESample/ chondrite

Rb Th K Ta Ce Nd Hf Sm Tb Tm

La Pr Pm Eu Tb Ho Tm Lu 0.1

1 Ba U Nb La Sr P Zr Ti Y Yb Ce Nd Sm Gd Dy Er Yb

Spider plot REE chondrite Nakamura 1974 Spider plot Upper crust Taylor and McLennan 1985

10

1000

100

1

10

Sample/ REESample/ chondrite

Sample/ Upper crust crust UpperSample/

La Pr Pm Eu Tb Ho Tm Lu

1

Ce Nd Sm Gd Dy Er Yb Rb Th K Ta Ce Nd Hf Sm Tb Tm

0.1 Ba U Nb La Sr P Zr Ti Y Yb

Spider plot REE chondrite Nakamura 1974 Spider plot Upper crust Taylor and McLennan 1985

10

1000

100

1

Sample/ Upper crust crust UpperSample/

10

Sample/ REESample/ chondrite

La Pr Pm Eu Tb Ho Tm Lu Rb Th K Ta Ce Nd Hf Sm Tb Tm

1

Ce Nd Sm Gd Dy Er Yb 0.1 Ba U Nb La Sr P Zr Ti Y Yb

Referencias; PASS=cuadrado rojo Estrellas rojas=unidad inferior NASC=cuadrado con cruz verde Círculos negros=unidad intermedia UC=estrella celeste Estrellas azules=unidad superior 2 últmos diagramas corresponden a la totalidad de muestras de la FormACIÓN rOCHA Figura 12:distribución de Tierras raras de la Formacion Rocha 33

En los diagramas que siguen se pueden estimar quelos diagramas de diatribucion de TTRR de la Formacion Rocha son similares cuando se compara con los sedimentos del Oranjemund Group(Namibia)

Figura 13 extraída de Basei et al 2005

Caracterización de la fuente de aporte

La alteración de la fuente de aporte y/o durante el transporte sedimentario puede ser testado con el índice de alteración (CIA = Al2O3/ (Al2O3 + Na2O + K2O + CaO*) x100 donde solamente el Ca en la fracción de silicato es considerada; (Nesbitt and Young, 1982). Alteración intensa implica depresión de álcalis así como elementos alcalino térreos y consecuentemente da valores próximos a 100.Para comparación el CIA del PAAS es 75 que refleja una alteración moderada de la fuente. En 34 el caso de las facies arenosas la misma tiene un rango 63-78 y para las facies pelíticos entre 60 y 65, y para la unidad basal el CIA los valores varían de 65-70. Las muestras del Formación Rocha presentan entonces un valor medio de 68 Teóricamente las rocas de grano fino pueden mostrar un fuerte grado de alteración geoquímico con relación a las metaareniscas

Los bajos valores de CIA puede indicar un muy bajo grado de alteración química, pero una cierta distorsión debido al metasomatismo Na postdeposicional, como lo evidencian cristales de albita sobrecrecidos, no puede excluirse. El metasomatismo sódico esta también indicado por la distribución de álcalis y alcalino-térreos en las muestras analizadas. La diferencia de solubilidad de Th y U en sus varios estados de oxidación muestran un incremento con la intensidad de la alteración(McLennan et al., 1990). No existe una correlación entre el CIA y los valores de la relación Th/U. Tierras raras, Th, Sc y otros elementos han sido considerados de particular utilidad en la caracterización de la fuente; primero, ellos tienen cortos tiempos de residencia en la columna de agua y segundo, ellos incluyen ambos elementos compatibles e incompatible cuyas relaciones pueden ayudar en la diferenciación de fuentes de composición félsica o mafia (Taylor and McLennan, 1985; Cullers, 1994; Cox et al., 1995). Las muestras analizadas tienen relaciones La/Sc (2,26-6,72 en las metaareniscas y 2,71-4,79 en las metapelitas,con un promedio de 3,73 y en la unidad basal de 3,18), Sc/Th(metareniscas de 0,77 a 1,28 y metapelitas de 0,5 a 1,31 con un promedio de 0,95 y en la unidad basal es de 0,85 a 1,6), Cr/Th(metaareniscas de 5,17 a 8,36 y en metapelitas de 2,11 a 6,17 con una media de 5,68 y en la unidad basal de 6,1), y Co/Th (en metaareniscas entre 4,42 y 5,21 y en metapelitas entre 1,92 y 4,65 con una media 4,34 y en la unidad basal de 4,9-7,1) valores que pueden aproximarse a sedimentos derivadas de rocas félsicas y próximas al promedio de la corteza superior. La relación Zr/Y se encuentra en las metaareniscas entre 7,88 y 16,43 y en las metapelitas entre 11,78 y 13,96 con un promedio de 11,16 y en la unidad basal de 7,5 a 13,6. En el diagrama que sigue (Verechia et al, 2010) se presenta la tabla de los principales parámetros en los diferentes ambientes geotectónicos

35

AIO AIC MCA MCP Basal Inferior Superior

Fe2O3total+MgO 8-14% 5-8% 2-5% 0.5-3.5% 11,8- 2,11- 6,42- 13,4 6,10% 9,44%

TiO2 0.8-1.4% 0.5-0.7% 0.25- 0.2-0.5% 1.31- 0,51- 0,69- 0.45% 1,51 0,71% 1,43%

Al2O3/SiO2 0.24- 0.15- 0.1-0.2% 0.6-1.3% 0,28- 0,14- 0,24- 0.33% 0.20% 0,34 0,21% 0,33%

K2O/Na2O 0.2-0.4% 0.4-0.8% 0.65- 1.2-2% 0,74- 0,97-3,24 1,21-1,41 1.45% 0,90

Al2O3/(CaO+Na2O) 1-2% 0.5-2.5% 1.5-3.5% 2.7-7% 2,4-3,0 2,56- 2,36- 10,57 3,12%

Ti/Zr >40 30 - <10 0,39- 1,64-3,06 1,77-3,79 0,49

La/Sc <1 01 03 03 2,94- 2,20- 2,60- 3,94 6,22% 4,79%

La/Y <0.5 0.5-1.0 1-1.5 - 3,6-3,9 0,97- 1,32-1,47 1,57%

Sc/Cr <0.6 0.2-0.4 - <0.2 0,18- 0,11- 0,10-0,23 0,23 0,23%

Zr/Th 61.4- 23.8- 10.4-8.8 13.3- 17-33 29-34 13-38 34.6 19.1 24.9

AIO=arco de islas oceánico; AIC=arco de islas continental; MCA=margen continental activo; MCP=margen continental pasivo. Utilizando los diagramas de Bhatia y Crook (1986), las metaareniscas y metapelitas de la Formacion Rocha conforman un arco de islas continentales y/o margen continental pasivo en terminos de la distribución de La-Sc-Th-Zr distribución. Sedimentos siliciclasticos derivados de márgenes pasivas se distinguen de otras fuentes por tener relaciones Sc/Cr menores a 0.2 y relaciones La/Y entre 1,0 y 1,5 comparados con arcos de islas continentales (Bhatia and Crook, 1986). La mayoría de las muestras del Formacion Rocha muestran relaciones de Sc/Cr y La/Y platean en el dominio de márgenes continentales pasivos. FIGURAS 14,15,16 36

FUENTE SEDIMENTARIA CUARZOSA

FUENTE IGNEA DE

COMPOSICION BASICA

FUENTE FUENTE IGNEA FELSICA IGNEA DE COMPOSION INTERMEDIA

UNIDAD INFERIOR UNIDAD BASAL UNIDAD SUPERIOR

PASS

NASC UC Figura 14

FUENTE IGNEA FELSICA FUENTE IGNEA DE COMPOSION INTERMEDIA

FUENTE IGNEA DE COMPOSICION MAFICA FUENTE SEDIMENTARIA

CUARZOSA

UNIDAD INFERIOR UNIDAD SUPERIOR UNIDAD BASAL PASS NASC UC Figura 15 37

MP AIO

AIC

MCA

Fugura 16 La correspondencia en el diagrama de La/Th vs. Hf, sugiere que los protofitos del Formación Rocha provienen de fuentes compatibles con un arco de composición ácida, con poco reciclado cortical sedimentario, esto último sustentado por los contenidos intermedios de Hf, en consistencia con las interpretaciones de Zimmermann (2005)(ver figura 17)

38 Figura 17.-La dispersión en el contenido de Hf podría indicar áreas con un mayor reciclaje cortical y / selección sedimentaria

Figura 18.-Th versus Sc. Th/Sc = 1 corteza continental superior (UC)

La Th

UNIDAD SUPERIOR MARGEN PASIVO

Y UNIDAD INTERMEDIA ARCO DE ISLAS CONTINENTAL CONTINENTALES UNIDAD BASAL ACTIVO

MCA PASS ARCOS DE ISLAS OCEANICOS NASC MCP UNIDAD SUPERIOR UC AIC UNIDAD INTERMEDIA

UNIDAD BASAL

PASS-NASC-UC AIO

Sc Zr 100 Th Sc

Figura 19.-Diagrama La-Th-Sc (A) y Th-Sc-Zr/10 (B) para rocas metasedimentarias siliciclasticas.

39

UNIDAD SUPERIOR

UNIDAD INTERMEDIA

UNIDAD BASAL

PASS

NASC

UC

AIC PM AIO

.Figura 20.-Diagrama La/Y - Sc/Cr para la Formación Rocha metasedimentarias siliciclasticas

Geocronologia Las edades de cristalización de las muestras analizadas dos en el Grupo Oranjemund y otra en el Formación Rocha dan edades e Pb-Pb en granos de circón (Basei, 2005,2006) son de e 1011 ± 31, 1097 ± 35, y 1246 ± 32, y 953 ± 18, 946 ± 24, 1003 ± 25, 1055 ± 33, 1076 ± 23, y 1069 ± 32 respectivamente Solamente la Formación Rocha se encuentran circones con otras edades mesoproterozoicas 1523 ± 39 Ma así como arqueanas 2611 ± 7 Ma Los circones mas jóvenes en el Oranjemund y en el Rocha son de aproximadamente 610 a 630 Ma, 609 ± 17, 630 ± 19, y690 ± 20, y 629 ± 17, 668 ± 20, 670 ±18, y 714 ± 20 respectivamente Por primera vez se puede estimar que la edad máxima de sedimentación de la Formación Rocha no puede ser más antigua que 600ma, como lo indican los circones mas jóvenes, similares a las obtenidas en el Oranjemund, sugiriendo que los sedimentos provienen de fuentes comparables y aproximadamente al mismo tiempo. Sumado a las similitudes litologicas, estructurales y en la edad de los circones sugiere que son estratigráficamente equivalente pudiéndose desarrollar en una misma cuenca. La unidad basal del 40 GR predominan filitas cloritosas, correlacionables con la parte basal del Oranjemund mientras que en la parte superior de ambos predominan areniscas, pelitas y turbiditas.

Edades en circones detríticos alrededor de los 800ma son conocidos en ambos, el terreno Punta del Este donde la granitogenesis da edades entre 760-790ma (Hartmann et al., 2002,=Oyhantcabal 2009, Basei 2011 y en el basamento pre-gariep han sido datados granitos alcalinos y sienitas entre 830 y 770 Ma (Frimmel et al., 2001). Aquí la pregunta fundamental es el área de aporte de circones en el entorno de 600ma, pudiendo ser el batolito Aigua-Florianopolis que forman un cinturón granítico con edades entre 640-Esto sugiere que para el oranjemund, el batolito necesariamente una proximidad geográfico en la Cuenca de deposición.

Resultados U-Pb Las características geológicas de la región estudiada sugiere un importante retrabajamiento crustal basada en el sistemática U-Pb en circones (Basei et al 2005).(ver figura 21)

La Formación Rocha también fue investigada y los circones detríticos se muestran a continuación (Basei et al 2005).

41

Figura 21.- Características geológicas de la región estudiada sugiere un importante retrabajamiento crustal basada en el sistemática U-Pb en circones (Basei et al 2005)

42

Figure 22: Diagrama Tera –Wassemburg, muestra URPR 32710(Formación Rocha)

43

Figura 23

Fotos sacadas desde Cabo Santa Maria (exposiones de la unidad superior de la Formacion Rocha)

Figura 24

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