Rei'ista de la Asoctacion Geologica Argentina, 54 (1): 60-73 (1999)

Petrologia de la secuencia mesozoica del cerro Cuche,Chubut occidental

Gabriela Isabel MASSAFERRO

Centra National Patagonico, Boulevard Brown sin.9120 Puerto Madryn. Chubut

ABSTRACT. Petrology of the Mesozoic sequence of the cerro Cuche, Western Chubut. Geological mapping and investigationin the cerro Cuche region have lead to a petrogenetic model for the most important units. The oldest of these units, the in-formally designated Cerro Cuche volcanic rocks, consists of lavas, pyroclastic and sedimentary rocks, and is assigned aJurassic (Pliensbachian) age from its fossil content. More silicic volcanic rocks stratigraphically above the Cerro Cuche vol-canic rocks are assigned a Cretaceous age. All of these older units were then cut by epizonal Cretaceous Andean Batholithgranitoids. The granitoids are characterized by mafic microgranular enclaves that are interpreted as indicating minglingprocesses during ascent. Both volcanic and intrusive rocks have intermediate, calc-alkaline compositions typical of thosefound in continental arcs with a relative thin crust. Minor elements and REE contents are consistent with an upper man-tle origin with contributions from the subducted slab and minor crust contamination.

Introduction

A partir del Jurasico medio y, como resultado del ini-cio de la subduccion, se establece en todo el margen oc-cidental de America del Sur, un sistema de arco queperdura hasta la actualidad. Dentro de este contexto sedesarrolla la actividad magmatica que caracteriza laevolucion geologica del horde occidental de la provinciadel Chubut.

En la presents contribution se presentan los resulta-dos de las investigaciones realizadas en el area del cer-ro Cuche, que involucran fundamentalmente los aspec-tos petrograficos y petrogeneticos de las unidades cor-respondientes al lapso Jurasico-Cretacico aflorantes enel mencionado sector.

El cerro Cuche se encuentra ubicado 20 km al oestede la localidad de Tecka (Fig. 1) y constituye el ex-tremo sur de la Sierra de Caquel, alcanzando una al-tura maxima de 2000 metres, enmarcado geologica-mente en el limite entre la Cordillera PatagonicaCentral y lo que informalmente se conoce comoPrecordillera del Chubut. La zona de estudio se en-cuentra delimitada por los meridianos de 71°03' y71°12' longitud oeste, entre los paralelos 43°23' y43°29' de latitud sur.

Marco geologico regional

La Cordillera Patagonica Central (CPC) es unaunidad morfoestructural definida por Haller y Lapido

(1980) para describir el tramo de la CordilleraPatagonica compredido entre los 43° y 47° S. Las rocasmas antiguas aflorantes en esta region son las vol-canitas y piroclastitas de la Formacion Lago La Plata(Ramos 1976), de edad toarciano-titoniana. Sobre estasse depositan sedimentitas marinas correspondientes alGrupo Coyhaique, de edad titono-neocomiana y por ul-timo se registra otro evento magmatico a fines delCretacico, representado por las volcanitas del GrupoDivisadero y las plutonitas granodioriticas del BatolitoAndino, que intruyen toda la secuencia.

El Terciario temprano esta representado por vol-canitas, piroclastitas y sedimentitas continentales in-tercaladas de la Formacion Huitrera (Ravazzoli ySesana 1977), que se conoce tambien en la literaturageologica como Serie Andesitica (Feruglio 1927). LaFormacion Norquinco (Cazau 1972), del Terciariotardio, representa depositos con caracteristicas inter-montanas. Luego se registra otro evento magmatico deedad miocena, denominado granitoide Miyaguala(Haller 1979). La columna estratigrafica se completacon los depositos glaciarios del Pleistoceno-Holocenodescriptos por Lapido et al. (1988) y los depositos de re-mocion en masa, aluviales y coluviales generados du-rante el Holoceno.

Hacia el este de la CPC, se extiende una zona que seconoce como Chubut extraandino o tambien denomina-do informalmente Precordillera del Chubut. La enti-dad mas antigua reconocida en el sector extraandino esla Formacion Arroyo Pescado (Rolled 1970), que eraconsiderada de edad paleozoica temprana. Vizan et al.(1996) consideran que esta entidad forma parte del

0004-4822/99 $00.00 + $00.50 © 1999 Asociacion Geologica Argentina

\v"--. ,--^i-A°. Cuche . ' ' ' '

Gravas

Gravas y arenas

Till

Limolitas tobaceas

a: afaniticosDiquesb: porfiricos

a: Tobasb: Sedimentitas

Granitoides

Diques andesiticos

Riodacita

d: Sedimentitasb: Brechasa: Lavicasc: Tobas

Rumbo e inclinacion

Fallaa: labio hundido

Contacto

Contacto inferido

Sinclinal

Anticlinal

Diaclasa

Gravas depedimento

Cuaternarioindiferenciado_

Drift Tecka PLEISTOCENO

Fm. La Mimosa MIOCKNO

Fm. Huitrera EOCENO

Fm. Aleusco SUPERIOR

Fm. Divisadero ? INFERIOR

Vulcanitas del LlAsiCOCerro Cuche

CUATERNARIO

CRETACICO

JURASICO

1.

Estancia

Puesto

Ubicacion de perfilescolumnares

Fosiles

Escala 1:60.000

0 1 2 3km

Oc

O

Figura 1: Mapa geologico y de ubicacion

62 G.I. Massaferro

Grupo Tepuel (Borrello 1969), correspondiente alCarbonico medio.

En el Jurasico temprano, en el sector de las Sierrasde Tepuel y Tecka se despositan los elementos marinoslitorales de la Formacion Lepa (Rolleri 1970). Hacia eleste, en el sector de Pampa de Agnia, estos sedimentosson esencialmente continentales y estan representadospor las Formaciones Puntudo Alto (Herbst 1968) y ElCordoba (Robbiano 1971), si bien existe entre estasuna intercalation marina representada por laFormacion Osta Arena (Herbst 1968). Desde elJurasico medio en adelante predominan las efusionesvolcanicas y piroclasticas. Estos depositos se conocenen general con los nombres de Formacion LoncoTrapial (Lesta y Ferello 1972) y Formacion Taquetren(Nullo y Proserpio 1975); la Formacion CanadonAsfalto (Stipanicic et al. 1968) representa una inter-calacion de origen lacustre.

En el Cretacico se desarrolla un periodo muy impor-tante de magmatismo. Se inicia con la intrusion de loscuerpos de composicion basica denominados porTurner (1982) como Formacion Tecka, tambien conoci-dos como Complejo Cresta de los Bosques (Franchi yPage 1980). En el Cretacico tardio, el magmatismo con-tinua con un caracter intermedio a acido dando origena los granitoides de la Formacion Aleusco, que se con-sideran la representation mas oriental del BatolitoAndino.

El Terciario de la region de Tecka, al igual que en laCordillera, esta caracterizado por la efusion de lavasde naturaleza andesitica, denominadas por Feruglio(1927) como Serie Andesitica. En la Sierra de Tecka, sedepositan en discordancia sobre esta entidad sedimen-tos lacustres de la Formacion Carinao (Turner 1982),asignados por este autor al lapso Oligoceno-Mioceno,mientras que mas al este y comprendiendo el mismoperiodo, se establece una cuenca continental que se col-mata con los sedimentos de la Formacion CanadonPelado (Feruglio 1949). En el Mioceno, se produce unadepresion en el sector de la Sierra de Tecka que se rel-lena con los elementos continentales de la FormacionLa Mimosa (Turner 1982). Los ultimos eventos delTerciario estan representados por las tobas de laFormacion Cayulef (Turner 1982) y los basaltos de laFormacion Epulef (Turner 1982), de edad pliocena. Elcuaternario esta representado por depositos glaciarios,pedemontanos y de remocion en masa.

Resena de la estratigrafia del areadel cerro Cuche

La unidad mas antigua reconocida dentro del sectorestudiado (Fig. 1) comprende un conjunto de lavas,piroclastitas y sedimentitas que se agrupan bajo la de-nomination informal de "Volcanitas del cerro Cuche".

En funcion de las observaciones realizadas en el

area, se divide a esta unidad en tres miembros segunla litologia predominante. Un miembro mayormenteconstituido por rocas volcanicas lavicas, uno caracteri-zado por la presencia de brechas volcanicas y piro-clastitas y otro, en el que predominan las rocas sedi-mentarias. Estos tres miembros se hallan interdigita-dos y el pasaje de uno a otro es transicional. Sobre labase del contenido fosilifero hallado en las sedimenti-tas, se asigna esta unidad al Pliensbachiano y por tan-to correlacionable con las volcanitas del Grupo Lago LaPlata (Haller y Lapido 1980) o con las volcanitas de laFormacion El Cordoba (Robiano 1971).

Existen afloramientos de lavas riodaciticas y diquesandesiticos que han sido asignados por su composiciony relaciones estratigraficas al Cretacico, correlacionan-dolos con la Formacion Divisadero (Heim 1940).

La sucesion jurasica se encuentra intruida por gran-itoides que forman parte del denominado BatolitoAndino. Las dataciones radimetricas existentes (verrecopilacion en Massaferro 1998) para este tramo delBatolito indican una edad correspondiente alCretacico.

El Terciario estuvo dominado por una sedimentationclastica de tipo continental que origino por un lado, lassedimentitas comparables con las que componen labase de la Formacion Huitrera (Volkheimer y Lage1981) aflorantes en el angulo noroeste del sector en es-tudio (Fig. 1) y, en el angulo nororiental, las sedimen-titas de la Formacion La Mimosa, de edad miocena.Las sedimentitas de la Formacion Huitrera son porta-doras de una flora asignada por Romero (com. verb.1997) al Eoceno temprano, comparable a la de laFormacion Laguna del Hunco (Aragon y Romero 1984).La secuencia aflora con rumbo N 40° E y una incli-nation de 20° al NO. Esta constituida por limolitas decolores amarillos, grises y pardos, laminadas y fre-cuentemente con ondulitas, alternando con areniscasfinas estratificadas con restos de troncos fosiles. Por suparte la Formacion La Mimosa esta conformada porconglomerados, areniscas, y tobas calcareas friablesportadoras de restos de bivalvos y ostracodos de aguadulce (Turner 1982). El cuadro estratigrafico del sectorse completa con depositos de origen glacial que consti-tuyen el Drift Tecka y por ultimo depositos aluviales ycoluviales.

Geologia y petrografia

Volcanitas del cerro Cuche

Los afloramientos principales se encuentran ubica-dos en el sector central del area de estudio (Fig. 1).

La roca mas representativa del miembro lavico esuna andesita afanitica gris oscura a negra con gradesvariables de alteration. Al microscopio, la textura delas muestras varia entre porfirica y seriada y se hallan

Petrologia de la secuencia mesozoica del cerro Cuche, Chabut occidental 63

constituidas principalmente por fenocristales de pla-gioclasa (andesina-labradorita), piroxenos (augita-diopsido) y anfiboles. Los productos de alteracion estanrepresentados por albita, calcita, epidoto, clorita yprehnita. La pasta es por lo general de fina granu-lometria, compuesta por microlitos de plagioclasa ymaterial secundario como opacos, clorita, carbonato,sericita y silice. Como minerales accesorios caben men-cionar apatito (con inclusiones de oxidos de hierro quele confieren coloraciones rojizas), titanita y opacos.Existen variedades mas porfiricas, es decir que, enmuestra de mano, presentan fenocristales de plagio-clasa entre 1 y 5 mm en una pasta gris verdosa afaniti-ca. En algunos casos acompanan fenocristales de an-fibol, pero de menor tamafio. Estas variedades son lev-emente mas acidas que las anteriormente descriptas,hecho que se traduce en una ausencia de piroxeno en lamoda.

Se han observado, alternando en la secuencia, lavas decomposition dacitica, constituidas por fenocristales deplagioclasa en pastas pilotaxicas con cuarzo intersticial.

En algunas muestras se ha observado la presencia dexenolitos de formas irregulares, cuyo tamafio no excedelos 5 mm. Se distinguen de la roca hospedante por ten-er mayor tamafio de grano y concentration de min-erales opacos. La composition en general esta dada porplagioclasa, maficos (anfibol o piroxeno) alterados, opa-cos y apatito.

En el faldeo occidental del cerro, las volcanitas aflo-rantes se encuentran intercaladas con las sedimentitasy se caracterizan por la presencia de nodulos de an-fibol, que se formaron como consecuencia de la reactionpor asimilacion entre xenolitos (de la roca de caja) y elmagma. La liberation de agua del xenolito permite elmayor desarrollo de la fase que cristalizaba en ese mo-mento, en este caso el anfibol (Me Birney 1993, pag.144).

En los afloramientos del sector sureste del area, lasandesitas presentan lineas o filetes de flujo generadaspor la isoorientacion de las plagioclasas. Estas son es-trupturas tipicas de las andesitas y se atribuyen gen-eralmente a esfuerzos de cizalla producidos durante elflujo laminar (Cas y Wright 1988).

El miembro piroclastico esta constituido por tobas,lapillitas y brechas volcanicas que afloran en la fajacentral (Fig. 1), engranandose lateralmente hacia eloeste con el Miembro Sedimentario y hacia el este conlas volcanitas lavicas.

Las brechas constituyen afloramientos de dimen-siones importantes, suelen ser de texturas muy grue-sas, llegando a medir algunos fragmentos 1 metro delargo en el eje mayor. La mayoria de los clastos corre-sponden a fragmentos de andesitas, de forma angulosay en general de colores morados o verdosos. La matrizes andesitica, de color verde grisaceo, compuesta porcristales de plagioclasa, ocasionalmente cuarzo y ma-terial de alteracion: clorita, carbonato, arcillas. Las la-pillitas y las tobas son caracteristicamente de color mo-

rado, debido a la gran cantidad de oxidos de hierro quecontienen. Los lapillos son subangulosos de colores ver-des, grises, pardos y morados. Algunos corresponden avolcanitas porfiricas, otros son afaniticos y no es posi-ble determinar su composition. Se observan cristalo-clastos de cuarzo redondeados y la pasta es afanitica,con un alto porcentaje de vidrio recristalizado y altera-do. Las tobas son de granulometria muy fina, en sumayor parte constituidas por trizas vitreas recristali-zadas a felsita o arcillas. Entre los componentes juve-niles participan elementos vitreos, cristalinos y liticosen proporciones variables. Alternando en la secuenciase han observado escasos flujos ignimbriticos tambiende composition andesitica y tobas estratificadas decomposition riodacitica.

Grupo Divisadero

El cerro Cuche se encuentra coronado por una lavade composition riodacitica, la unica con estas caracte-risticas reconocida en el sector, que se asigna al GrupoDivisadero (Heim 1940; Haller y Lapido 1980). Es decolor gris y textura porfirica, constituida por fenocris-tales de plagioclasa, cuarzo y biotita en una pasta grisafanitica. Sobre la base de las diferencias petrograficascon las volcanitas jurasicas que les infrayacen, se asig-na este afloramiento con reservas al Cretacico. Estasdiferencias son la presencia de fenocristales de cuarzoy biotita y la ausencia de la alteracion propilitica, tanextendida en las rocas jurasicas.

Se incluyen tambien en esta formation una serie dediques andesitico-daciticos que intruyen a las volcani-tas jurasicas, pero que no se han reconocido en el sec-tor de las sedimentitas terciarias y por esta razon sonasignados al Cretacico. Afloran con un azimut aproxi-mado de 210° y con corridas cortas, que no superan los20 metros. Estos cuerpos se caracterizan por tener unacoloration verde grisacea, con fenocristales de plagio-clasa y maficos en una pasta afanitica de color verde.

Batolito Andino

En el sector noreste de la zona de estudio, aflorancuerpos granodioriticos (Fig. 1) que constituyen aso-mos aislados de escasa extension.

Los contactos con la volcanita son netos y en las pro-ximidades de los mismos se desprenden del cuerpoprincipal venas apliticas de hasta 20 cm de espesor quepenetran la roca de caja. En un sector se observe elefecto del contacto sobre la caja volcanica la que setransforma en un hornfels por metamorfismo termico.

Las rocas en general muestran una notable homoge-neidad tanto textural como composicional. Se trata degranodioritas de coloration gris clara y textura granu-lar hipidiomorfa mediana a gruesa, a veces con ciertatendencia a porfiroide debido al mayor desarrollo al-

Tabla 1: AnalisisMuestra 7896 6396 6296b

quimicos por elementos mayoritarios (%p)3896 1596

vulc. vulc. vulc. vulc. vulc.jurasica jurasica jurasica jurasica jurasica

ubicacion

n° de MgSiOzTiOi!A120;1

Fe2O:1

MnOMgOCaONa2OK2OP20r,LOICrNiCoScV

CuPbZnSnWMoAsSbA(rAg

AuKRbCsBaSrTlGoa.TaNbHfZrTiY

ThULaCep_jrT

NdSmEur*HIjQ

TbDyHoErT-nmYbLuBe

43°29'S71°8'O

25,865,600,4017,215,520,190,972,945,911,090,183,182265564665-

4,130,52

_

9077--

193192

_

2,99102

241231

0,93

4,7514,44

11,353,091,03

3,200,471,03

43°29'S17°4'O48,0156,041,1017,068,970,154,187,063;042,150,251,44131372225240381099

-

7,060,30

7,117825

672,22456329

-3,93148

658831

5,240,6019,9640,32

22,184,841,31

-

— _.

2,620,392,02

43°28'S71°4'047,9056,391,1516,898,940,164,157,582,721,750,261,451732723252434010

108-

5,08

5,080,310 7

1451663-

85305

_

3,76159

688731

5,291,42

20,1338,63

23,384,981,42

2,640,402,03

43°28'S71°9'O45,5154,091,0717,679,060,253,828,192,682,990,172,68

141412252621659138-

-15,414,01

248201174,421177254

.

4,01147

640639

5,451,13

13,5626,71

16,444,421,13

3,290,471,03

C° LasChochas33,7963,880,8917,027,190,111,852,944,221,760,140,5818191421184401570

7,05

_14629

828,16607382

3,22137

531333

5,14

20,7538,27

23,165,241,51

3,120,401,01

6995vulc.

jurasica43°26'S71°6'O48,7463,300,7516,605,350,142,575,004,131,950,202,10533012131111014118

-6,091,12

14,216189

762,23316362

-4,77191

450625

5,791,63

19,9140,63

21,334,061,22

1,930,332,03

4795 8194vulc. vulc.

jurasica jurasicaC°

Negro48,4261,420,8216,397,820,173,715,202,092,210,170,591932015171652127116

-8,14

-9,163,26

14,3183371028,0413183

_

3,56146

494323

4,780,9223,4147,84

21,384,681,43

2,140,341,02

43°27'S71°5'O65,4051,581,28

17,068,700,188,307,373,341,870,325,1826716536231914813110-

-10,672,88

1550775

2,56278401

_

3,10132

767923

3,741,6018,5736,29

22,424,061,28

1,600,262,13

4694

y minoritarios (ppm) correspondientes a "4594 1394

vulc. vulc. vulc.jurasica jurasica jurasica43°27'S71°6'O48,6255,731,30

18,749,050,114,322,956,730,790,303,99201122232446

108

--

41,124,53

6565

129287

4,22173

777530

5,171,16

21,0947,45

21,094,851,37

2,530,382,11

43°27'S71°6'O37,1171,100,4615,073,150,040,942,474,981,670,112,84281057

38209

42

--

3,130,84

1386977

470252

-7,31255275530

8,673,0324,6452,21

18,804,701,04

2,820,432,09

43°26'S71°5'045,7457,641,0417,628,570,173,657,293,650,170,191,3752202125

226419

102-

-6,171,03

1451

161300

1,03

3,39130

622630

3,501,3414,8129,82

16,454,111,03

0 93

2,670,402,06

37vulc.

jurasica43°27'S71°7'035,4254,591,2019,4510,550,172,928,332,420,180,184,40

1744

212467

113

168,460,9212,300,92

15325

0,7274

204

231,222,42,77120

719230

1,040,355,0213,331 979,643,801,224 720925,021,133 180 462,970,43

38vulc.

jurasica43°28'S71°7'O29,5753,361,10

22,409,330,121,988,282,990,280,161,77

1019-

18675491

2,750,61

28,561,43

22865

0,8291

274

220,171,8

2,1489

660429

1,070,414,7912,341 818,673,261,114 080,714,180,922 650 372,450,34

41vulc.

jurasica43°27'S71°6'O40,6261,100,8716,227,400,102,554,605,531,480,132,63

12162315925121031,034,940,7219,571,13

.-

411,033832130 2120

0,555,2

4,84198

366,231,57

18,6441,625 0120,095,561,465 871,035,971,343 910 574,020,552,06

80vulc.

jurasica43°27'S71°5'O45,5454,621,2817,399,940,214,204,995,761,360,252,26

-222327

22746101372,068,970,6218,572,79

.-

351,039876760 3114

0,758,1

4,44190

325,561,19

23,0050,966 2325,276,912,006 501,035,671,243 400 473,090,442,06

Volcanitas del Cerro Cuche" y granitoides cretacicos.44

vulc.jurasica43°27'S71°6'O42,4754,621,1517,3311,220,184,185,874,800,500,153,08

3614539

296564

1141,04

497,411,56

30,100,73

172,492164940 1021

3,325,13,01125

272,420,599,6523,663 0913,804,251,344 770,834,881,043 110 462,800,401,04

12 1895a 11 29 209 128 31 296Xvulc. vulc. vulc. granit. granit. granil. granit. granit.

jurasica jurasica jurasica cretacico crctacico cretacico cretacico crctacico43°27'S C° 43°27'O Ea.Alto 43°26'S C° Ea.Alto Pto.71°5'O Cuche 71°5'S Caquel 71°9'O Cuche Caquel Mellado48,49 24,41 46,05 35,08 41,27 49,03 21,02 56,1059,17 56,94 59,78 63,77 63,32 67,31 68,26 55,601,04 1,20 0,98 0,77 0,79 0,49 0,71 1,14

16,98 19,19 17,74 17,55 17,07 15,57 15,42 16,108,57 8,78 7,74 5,79 5,01 3,97 5,08 8,160,13 0,22 0,21 0,06 0,11 0,06 0,06 0,224,07 1,43 3,34 1,58 1,78 1,93 0,68 5,276,10 6,26 5,87 6,15 4,71 3,64 4,04 6,772,74 5,41 2,77 2,94 4,94 3,75 3,23 4,430,93 0,25 1,35 1,21 2,09 3,16 2,31 1,950,27 0,33 0,22 0,17 0,18 0,13 0,21 0,353,11 2,95 3,22 0,83 1,21 1,01 0,37 0,66

46 42 29 13027 - 44 - 11 27 - 5218 - 12 - 8 10 8 1923 - 22 - 14 8 7 20169 - 175 - 127 73 - 15939 - 13 - 13 82 - 909 - 7 - 679 24 - 7

132 - 90 - 96 49 - 902,06 - 2,07 - 6,06 - 3,012,27 - 1,87 - 0,71 0,31 0,301,34 - 0,93 - 0,4 0,5

11,34 - 17,63 - 15,2 5,10,41 - 1,87 - 17361 26205 19162 16212

39 69 97 972,02 4,10 2,51 5,51467 551 0 308

36 - 46 - 362 386 0 2756,08 - 4,35 - 4,75 3,89 3,51 4,41335 - 241 - 157 133 0 184291 - 267 - 4724 2950 4271 68440 72 - 0 31 - 26 15 0 4623 - 24 - 6 77 8 92 7 93 4 61

0,78 - 0,83 - 1,11 1,54 1,41 1,709,2 - 9,3 - 22,83 9,02 15,15 21,33

0,48 - 4,98 - 43,44 16,40 29,10 54,08210 - 215 - 22,23 10,25 11,04 36,05

4,34 2,15 2,21s 7,6132 - 31 1,11 0,72 0,60 1,40

6,21 - 8,26 - 0,901,42 - 1,78 - 2,42 1,23 1,00 4,61

24,75 - 29,24 - 0,34 0,19 0,15 0,6954,46 - 62,31 - 2,02 2,05 - 2,006 5 0 - 7 2 8 -

25,78 - 27,79 - -6,70 - 6,84 -1,76 - 1,62 - - - - -6 2 9 - 6 2 2 -1,03 - 1,04 - - - - -5,67 - 5,29 - - - - -1,24 - 1,14 - - . . -3 51 - 3 32 -051 - 0 49 . . _ _ _3,30 - 3,11 - - - - -0,45 - 0,44 - - - - -2,06 - 2,07 - - - - -

Petrologia de la secuencia mesozoica del cerro Cuche, Chubut occidental 65

canzado por los cristales de plagioclasa y el anfibol. Escaracteristica la presencia de enclaves redondeados.Estan constituidas por plagioclasa (oligoclasa-andesi-na), cuarzo, feldespato alcalino, hornblenda y biotitacomo minerales maficos. Entre los minerales acceso-rios se destacan titanita, circon, apatito y escasos mi-nerales opacos. Intersticialmente se observaron ceoli-tas en muy baja proportion.

En el area afloran algunos pequenos cuerpos tipoporfiros de composition tonalitica que se pueden inter-pretar como apofisis de la granodiorita.

Como se mencionara anteriormente, la granodioritaesta caracterizada por la presencia de enclaves. Estosson redondeados y pueden alcanzar un diametro dehasta 20 centimetres. Se distinguen por tener menortamano de grano y mayor concentration de mineralesmaficos que la granodiorita que actua como roca hospe-dante. La textura de estos enclaves es granular media-na a fina y el contacto con la roca de caja es neto. Al mi-croscopio se observa que en general todos los mineralesson poiquiliticos, ya que contienen numerosas inclusio-nes de forma redondeada. Los principales constituyen-tes son hornblenda y plagioclasa (oligoclasa-andesina)y, luego biotita y cuarzo. Como accesorios hay apatito,circon y opacos. El apatito se presenta en seccionesprismaticas alargadas a aciculares.

Geoquimica

Volcanitas jurdsicas

Se analizaron 19 muestras correspondientes almiembro volcanico lavico de las volcanitas del cerroCuche por elementos mayores, menores y tierras rarasen los laboratorios comerciales ACTLABS de Canada.Se utilize el metodo combinado de plasma y espectro-metria de masas (MS-ICP). Los resultados analiticosse presentan en la Tabla 1 y han sido recalculados enbase anhidra. Si bien los procesos de alteration se en-cuentran muy extendidos en las volcanitas jurasicas,para el estudio geoquimico se seleccionaron aquellasmuestras que petrograficamente presentaban el menorgrado de alteration. De todos modos, se considera quelos analisis permiten una caracterizacion general delquimismo de estas rocas y en el caso de los elementosinmobiles, la elaboration de una hipotesis petrogeneti-ca.

El rango de silice en las rocas analizadas varia entre51 y 71%. Algunos valores son altos respecto de lo es-perado y se atribuye a la presencia de silice secundariay minerales de alteration. Esto se hace evidente obser-vando el alto contenido de LOI (perdida por calci-namiento) de muchas muestras.

La aplicacion de diagramas alcalis-silice como el dela Fig. 2 (Cox et al. 1979) permite clasificar las rocas enun rango desde basaltos hasta riolitas, un poco mas

15

10

40 50 60 70

SiO

Figura 2: Diagrama de clasificacion alcalis vs. silice (Cox et al.1979) correspondiente a las volcanitas jurasicas.

amplio que el determinado petrograficamente, segun elcual las variedades abarcan desde basandesitas hastariodacitas.

El indice de aluminosidad de Shand (1951) las ubicaen los campos meta y peraluminoso. En el diagramaAFM (Fig. 3) se puede ver claramente como algunasmuestras presentan un tren de evolution toleitico, dis-tinguiendose del resto que conforma un caracteristicotren de diferenciacion calcoalcalino. Cabe aclarar queesta diferenciacion es unicamente desde el punto devista quimico, ya que no existen relaciones estratigra-ficas o de campo que permitan distinguir los dos gru-pos.

En los diagramas Harker (Fig. 4), se puede apreciaruna linea de descenso del liquido con tendencia negati-

FeO*

Na O + K 0 MgO

Figura 3: Diagrama AFM (Irvine y Baragar 1971) para las vul-canitas jurasicas (circulos llenos) y los granitoides cretacicos(cruces). La mayoria de las muestras conforman un tren de evo-lucion calcoalcalino, sin embargo algunas de las vulcanitas jura-sicas manifiestan un caracter toleitico.

66

1200

1000

800

G.I. Massaferro

400 [

200 {

0 -

10 —

oO)

7nn 1 .

600 |

500 | m

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100 4

5 8 0 J

60

40 1 • "20 - ^" •> • .

0 1•L" *

24

22 i

,16 t

14 I60 65 70 75

SiO2

O 0,8 Ii= t

0,6 I

0,4l.

0.250 60 65

Si02

0.35 ,-

0.3 I,

)I' 0,2 |

0,15 i

0,1 j-50 60 65

S102

Figura 4: Diagramas Harker de elementos mayoritarios y minoritarios para las volcanitas jurasicas utilizando SiO2 como indice de dife-renciacion. En general se observa una buena correlacion para la mayoria de los elementos. El Na2O y el K2O no fueron incluidos por pre-sentar una notable dispersion.

va para el TiO2, Fe2O3, MgO, A1203, CaO y P2O5. El Na2Oy K20 presentan comportamientos muy disperses evi-denciando los procesos de alteracion. Los elementosmenores muestran buena correlacion negativa para elV, Co y el Ni, mientras que se obsevan trenes dispersespara el Ba y Sr.

Para obtener caracteristicas de la fuente, se ban gra-ficado en diagramas normalizados aquellas muestrasque presentan un porcentaje de SiO2 menor a 56%. Enel diagrama normalizado de la figura 5a el contenidode tierras raras es entre 10 y 100 veces mayor que el delos condritos y la pendiente es negativa con enriqueci-miento en las tierras raras livianas, excepto en lasmuestras 37 y 38 que presentan un diseno piano. No seobserva una marcada anomalia negativa de Eu, hecho

que concuerda con la falta de fraccionamiento de Sr oBa. El Ta presenta un comportamiento anomalo paraalgunas muestras, con valores muy altos en relacion alNb. Esta anomalia podria atribuirse a un error analiti-co o contaminacion durante la molienda. Los diagra-mas normalizados a Morb son utiles para identificarprocesos de contaminacion con la corteza o aporte de laplaca subductada, ya que su diseno no se ve afectadopor el grado de fusion parcial o procesos de cristaliza-cion fraccionada (Pearce 1983). Los disenos en generalson empinados (Fig. 5b) con pendientes negativas des-de el Rb hasta el Y, manifestando asi un enriqueci-miento relative en grades variables de los elementosmas incompatibles tales como el Rb, el Th y K, con ano-malias negativas en Ti y Nb.

Petrologia de la secuencia mesozoica del cerro Cache, Chubut occidental 67

Petrogenesis de las volcanitas. Del analisis de los dia-gramas Marker (Fig. 4) se pueden elaborar algunasconclusiones generales. El Ti y el V presentan fraccio-namientos constantes que indican la cristalizacionfraccionada de oxidos de Fe y Ti como ilmenita o mag-netita, conclusion avalada por la variation, al menosen el conjunto calcoalcalino del Fe203. La disminucionde Co y Ni, junto con la de MgO a lo largo de la serieanalizada indican cierto fraccionamiento de olivina y,el P2O5 muestra la cristalizacion fraccionada de apati-to. En el conjunto calcoalcalino, la disminucion de lostenores de CaO y A12O3 con el aumento de la silice indi-carian a priori el fraccionamiento de plagioclasa, sinembargo ni el Sr, el Ba o el Eu, confirman esta tenden-cia. El efecto de cristalizacion de la plagioclasa posible-

100r

8 '°COUO

03896 «37 '80*8194 -38 + 44

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

CQ

8o

lOOp

10 -

- 03896 »37 '80- *8194 -38 +44

Sr K Rb Ba Th Ta Nb Ce Zr Hf Sm T! Y Yb

Figura 5: Diagramas normalizados de los contenidos de elemen-tos menores y tierras raras de las volcanitas jurasicas. a, norma-lization a condrito segun constantes de Nakamura (1974), en ge-neral la pendiente es negativa con enriquecimiento en las tierrasraras livianas, excepto en las muestras 37 y 38 que presentan undiseno piano, b, MORE, segun constantes de Pearce (1983). Losdisenos en general son empinados con pendientes negativas des-de el Rb hasta el Y, se destaca un enriquecimiento relative de loselementos mas incompatibles y anomalias negativas en Ti y Nb.

mente se haria evidente si hubiera muestras consan-gumeas mas evolucionadas, ya que en el rango de ro-cas analizado este mineral estaba acumulandose. Encambio, el comportamiento observado del CaO y A12O3

puede estar relacionado con el fraccionamiento de cli-nopiroxeno. Por lo tanto, y como era esperable en mag-mas generados en ambientes de arco, este habria evo-lucionado en una primera etapa por la cristalizacionfraccionada de baja presion de oxidos de Fe y Ti, olivi-na y piroxeno. Posteriormente se estima que la evolu-tion de los magmas pudo estar controlada en parte porla cristalizacion de anfibol, pero al sumarse otras va-riables durante el ascenso, este control no se hace evi-dente a traves de la quimica de las rocas.

La abundancia de tierras raras pesadas 10 veces ma-yor a la de los condritos, indica que no hubo granate re-sidual en la fuente. Asimismo las bajas relacionesLa/Yb, que varfan entre 1 y 11, confirman este postu-lado. Las muestras 37 y 38 con un diseno piano estari-an posiblemente representando el mayor grado de fu-sion parcial en el manto, y sus abundancias relativasde tierras raras serian similares a las de la fuente. Lasmuestras que tienen una pendiente mas empinada,evidenciarfan menor grado de fusion parcial, posible-mente con clinopiroxeno residual. Este mineral con co-eficiente de partition mayor para tierras raras pesadasen relation a las livianas, provoca un enriquecimientorelativo de estas ultimas en el liquido resultante.

Tanto las rocas tolefticas como las calcoalcalinas re-sultan tener afinidades con rocas de arco. Esto se des-prende de las caracteristicas arriba senaladas que setraducen graficamente en algunos diagramas discrimi-natorios (Fig. 6). Las muestras 37 y 38 en algunos ca-sos pueden graficar en campos correspondientes a ba-

Hf/3

Th Nb/16

Figura 6: Diagrama discriminatorio de ambientes tectonicos pa-ra basaltos y sus diferenciados segun Wood (1980) utilizado paralas volcanitas jurasicas. Las muestras grafican en el campo co-rrespondiente a basaltos de margenes destructivos.

G.I. Massaferro

saltos de fondo oceanico debido a su afinidad toleitica,reflejando asi una composition mas cercana a la delmanto, con menor interaction de la placa subductada yde la corteza continental. Esto es lo que sucede en ge-neral durante los primeros estadios de evolution delarco, cuando la corteza es relativamente delgada y porlo tanto los magmas no experimentan tanta contami-nation durante el ascenso o fraccionamientos a alto ni-vel cortical. Para las muestras mas evolucionadas hayevidencias de cristalizacion fraccionada de baja presioncomo resultado del almacenamiento del magma en ca-maras instaladas a poca profundidad en la corteza.Una evidencia de la existencia de estas camaras es lapresencia de xenolitos en las lavas, los que podrianconsiderarse como fragmentos de cumulates de la basede la camara. Otra es el mismo hecho de que exista unaserie de diferenciacion y, por ultimo, la deformation su-frida solo por algunas de las fases cristalinas estan de-mostrando la presion ejercida sobre la camara en zonasde compresion.

En el caso en estudio, se pueden identificar dos tiposde fuente, de un modo similar al que explican Hickey etal. (1986). En las rocas mas toleiticas (37, 38, 44), queno muestran enriquecimiento en elementos LIL, lafuente debio haber estado empobrecida originalmente,de forma similar a la fuente de los MORE o TAB. Mien-tras que para el resto de las rocas (siempre tomandolas composiciones mas basicas), la fuente tiene caracte-risticas de enriquecimiento en LIL, es decir una fuenteque podria estar mas relacionada al manto litosferico.Este diferente comportamiento entre los dos grupos derocas se puede interpretar de dos maneras posibles,que esten relacionadas a la misma fuente pero por undistinto grado de fusion parcial en cuyo caso las rocastoleiticas representan un porcentaje de fusion mayorque para el otro grupo; o bien que la fuente sea diferen-te, en un caso de tipo MORE y en el otro de tipo man-to litosferico enriquecido. Un hecho si es concluyente yes que en las rocas toleiticas habria menor grado decontamination cortical, hecho que concuerda con unmenor espesor de la corteza. Algunos autores (Cornejoet al. 1994) consideran que espesores normales o rela-tivamente delgados que justifiquen la ausencia de gra-nate serian menores a 35 km y, teniendo en cuenta queen la actualidad el espesor de la corteza es de aproxi-madamente 30 km (Lopez Escobar et al. 1995), es posi-ble suponer que el espesor de la corteza al momento dela formation de las rocas analizadas pudo haber sidomenor a 30 km. Evidentemente, ambos grupos de rocasestan manifestando el pasaje de un arco inmaduro auno mas maduro con engrosamient'o de corteza conti-nental, aunque no lo suficientemente espesa como pa-ra que exista granate. De este modo, el grupo de rocastoleiticas estaria ubicado temporalmente antes que elotro grupo analizado, aunque no hay evidencias estra-tigraficas que justifiquen esta hipotesis. No hay quedescartar la posible relation de estas rocas toleiticas

con los procesos extensionales de intraarco que dieronorigen a los cuerpos basicos toleiticos (Fm. Tecka) quecaracterizan el Jurasico temprano del sector de las Sie-rras de Tecka y Tepuel (Page y Page 1990).

Al comparar los resultados obtenidos en las volcani-tas aqui estudiadas con datos preexistentes en la lite-ratura correspondientes a volcanitas de edad compara-ble de otros sectores de la Cordillera Patagonica Cen-tral (Baker et al. 1981; Haller 1985), se puede apreciarla similitud en cuanto al comportamiento geoquimico.

Las volcanitas cretacicas fueron analizadas quimica-mente y los resultados obtenidos (Massaferro 1998) noevidencian diferencias significativas con las correspon-dientes a las volcanitas jurasicas.

Granitoides cretdcicos

Se dispone de 5 analisis quimicos por elementos ma-yoritarios, minoritarios y tierras raras (Tabla 1). Cua-tro de ellos corresponden a cuerpos graniticos afloran-tes en la zona de estudio y uno a un enclave mafico. Losoxidos fueron recalculados a 100% en base anhidra.

Los cuerpos intrusivos se clasifican modalmente co-mo granodioritas y tonalitas; el enclave clasifica comotonalita (Fig. 7). El porcentaje de silice varia entre 63y 68% para los granitoides, mientras que el enclavecontiene 55% de este elemento. Los tenores de aluminadeterminan un indice de Shand desde metaluminoso adebilmente peraluminoso. El pasaje a peraluminosocoincide con una disminucion en el contenido de anfibo-les.

En el diagrama ATM de Irvine y Baragar (1971) (Fig.3), se ubican dentro del campo de las rocas calcoalcali-nas.

En los diagramas Harker, el enclave se ha diferen-ciado del resto de las muestras pero en general presen-

tonalita

enclave (296x)209

Figura 7: Diagrama QAP de clasificacion modal de los granitoi-des cretacicos y el enclave. Los granitoides clasifican como grano-dioritas y tonalitas mientras que el enclave como tonalita.

Petrologia de la secuencia mesozoica del cerro Cuche, Chubut occidental 69

0,4 _

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0,4 i—54 56

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62 64SiO2

600 ,

500-

400 -

J •300 -

200

100 -

54 56 58 60 62 64SiO2

62 64SiO2

Figura 8: Diagramas Harker de elementos mayoritarios y minoritarios correspondientes a los granitoides cretacicos.

ta una buena alineacion con estas en la mayoria de losoxidos. El P2O5, CaO, Fe2O3, TiO2 y MgO muestran bue-nas correlaciones negativas con la silice (Fig. 8). ElK2O, a pesar de presentar dispersion de datos, muestraenriquecimiento con la diferenciacion. La aluminatambien presenta una correlation negativa para lasmuestras del granitoide, sin embargo la concentracionen el enclave esta empobrecida, apartandose de la ten-dencia. La tendencia del Na podria definirse en termi-nos generales como negativa, sin considerar los valoresbajos detectados en el enclave. El contenido de K esnormal segun los parametros de Le Maitre (1989). ElBa y el Sr se concentran con el aumento en el conteni-do de silice, mientras que el Zr decrece en forma lineal(Fig. 8). En especial el Sr muestra una concentracionsin dispersion con el indice de diferenciacion. Amboselementos se comportan como incompatibles para estetramo de la diferenciacion. El Zr en cambio presentaevidencias de compatibilidad.

En los diagramas de elementos trazas normalizados

a condrito (Fig. 9a) se observa una marcada pendientepara las tierras raras livianas, mientras que para laspesadas tiende a un diseno mas piano.

Comparando el contenido de elementos incompati-bles con los de un hipotetico granito (ORG) formado apartir de la evolution por cristalizacion fraccionada deun MORE (Pearce et al. 1984) se aprecia un marcadoenriquecimiento en elementos (Fig. 9b) tales como K,Rb, Ba y Th, con un pico marcado en el Rb. Los HFSE,Hf, Zr e Y y las tierras raras, muestran un enriqueci-miento menor.

Petrogenesis de los granitoides. Las caracteristicaspetrograficas y relaciones de contacto de los granitoi-des previamente mencionadas permiten asegurar quese trata de un cuerpo de caracter epizonal, en acuerdocon lo expuesto por Spikermann (1978) y Benito yChernicoff (1986), y como tal, emplazado a menos de 10km de profundidad. La textura porfiroide gruesa indi-caria facies de borde.

Las caracteristicas texturales y mineralogicas de los

70 G.7. Massaferro

enclaves permiten definirlos como "enclaves microgra-nulares maficos", segun la terminologia empleada porDidier y Barbarin (1991). Existen numerosos trabajosen la literatura (Didier y Barbarin 1991; Elburg y Ni-cholls 1995) que explican a este tipo de enclave como elresultado de interaction y mezcla mecanica (mingling)de un magma acido con un magma basico. El magmabasico se separa en gotas o globules dentro del magmahospedante, mas acido. Debido a que el magma basicotiene mayor temperatura, sufre un desequilibrio termi-co y como respuesta para recuperar el equilibrio se so-breenfria, cristaliza rapidamente y genera asi las tex-turas de grano fino generalmente observadas en estetipo de enclaves (Vernon 1991). Otra evidencia del so-breenfriamiento puede ser la cristalizacion del apatitoen forma acicular (Wyllie et al. 1962). Los fenocristalesde plagioclasa observados en los enclaves tienen algu-nas caracteristicas (igual tamafio y composicion que losde la granodiorita) que permiten suponer que cristali-zaron en la roca hospedante y pasaron luego al encla-ve, atravesando el borde entre ambos, conviertiendosepor lo tanto en xenocristales (Barbarin y Didier 1991;pag. 259). Este intercambio es posible debido a que noexiste en los enclaves un borde de enfriamiento que ac-tuaria como sellador. Se puede extrapolar esta conclu-sion a algunos fenocristales de hornblenda, pero en el-los tal vez las evidencias no sean tan claras.

Las caracteristicas mencionadas en relation a la tex-tura, presencia de xenocristales y apatitos aciculares,permiten establecer la existencia de fenomenos de"mingling" que actuaron en la formation de los encla-ves. A su vez la forma redondeada de los mismos y loscontactos netos indican que el magma basico fue incor-porado aun en estado plastico y transportado por elmagma granitico durante el emplazamiento (Didier1987). El argumento en contra de esta hipotesis es queen los alrededores no hay afloramientos de rocas basi-cas de la misma edad que la granodiorita. Podrian co-rresponder a fragmentos de la roca de caja, pero las for-mas redondeadas de los enclaves no avalarfan estahipotesis. Una explication que deberia ser analizada,corresponderia a la presencia de residues refractariosde la fuente que se comportaron como partes inmisci-bles en el liquido (Chen et aZ.1990 y Chen et al. 1991).Sin embargo esta hipotesis requiere de analisis deisotopos y mayor detalle petrologico para ser evaluadacon exito.

Por otro lado, cuando se incluye en el analisis al en-clave, se puede observar en los diagramas de variationtipo Harker, que este se alinea con la tendencia gene-ral. Asimisrno, se puede apreciar a traves de los diagra-mas normalizados que en general el comportamientogeoquimico es similar. De modo que se puede conside-rar a los enclaves maficos como representantes de unade las etapas de evolution del magma que dio origen alos cuerpos granodioriticos. Las rocas de composicion

100

.§ 10Io

296x(enclave)

La Ce Nd Sm Eu Gd Dy Er Yb Lu

100F

10E>.o"5o2

296xE

KO Rb Ba Th Ta Nb Ce Hf Zr Sm Y Yb

Figura 9: Diagramas normalizados para los granitoides cretaci-cos. a, condrito segun constantes de Nakamura (1974). Se obser-va una marcada pendiente para las tierras raras livianas, mien-tras que para las pesadas tiende a un diseno mas piano, b, ORGsegun Pearce et al. (1984), se aprecia un marcado enriquecimien-to en los elementos mas incompatibles.

intermedia pueden ser el resultado de la mezcla entreestos dos magmas. La linea de descenso del liquido re-presentada en los diagramas Harker, es interpretadageneralmente como evidencia de evolution a traves decristalizacion fraccionada. Sin embargo, estas tenden-cias tambien son tipicas en procesos de mezcla. Las ob-servaciones microscopicas corroboran la existencia delproceso de mezcla fisica (mingling) y el empobreci-miento en tierras raras pesadas en las rocas mas dife-renciadas, podria interpretarse como el resultado de lacristalizacion fraccionada de fases accesorias como elapatito, circon o titanita. De este modo, no se puededescartar ninguno de los dos procesos considerados(cristalizacion fraccionada y mezcla) como intervinien-tes en la evolution del magma.

El enriquecimiento en los elementos LIL (Figs. 35, 36y 37), y la anomalia negativa de Ti, que se observantanto en los granitoides como en el enclave, son carac-

Petrologia de la secuencia mesozoica del cerro Cuche, Chubut occidental 71

teristicas de las rocas originadas en arcos magmaticos.El enriquecimiento en LIL (especialmente Ba) se inter-preta como el resultado de interaction con fluidos deri-vados de la placa subductada. En particular, las con-centraciones de K y Sr (con valores mas elevados que elORG) pueden ser aportadas, al menos parcialmente,por la corteza continental. En consecuencia se puededecir que el magma que dio origen a estos cuerpos pre-senta indicios geoquimicos de aportes de la cortezasubductada a traves de los fluidos liberados que modi-fican la composition del manto litosferico y un escasoaporte de la corteza continental.

El ambiente tectonico correspondiente a estos grani-toides es el de un arco magmatico y, sobre la base de losbajos contenidos de Ky Sr en relation a granitos de in-traplaca se puede inferir una escasa contaminationcortical, estimandose un espesor de corteza relativa-mente delgado. Estas conclusiones concuerdan con lasde Barbieri et al. (1994) y Haller et al. (1996). Segun losparametros de Brown et al. (1984), se puede establecerque el arco donde se emplazaron los granitoides corres-pondia a un arco normal (en relation a la madurez).

Teniendo en cuenta las caracteristicas petrograficasy geoquimicas de este conjunto se los puede clasificarsegun el criterio de Barbarin (1990) como cuerpos de ti-po HCA, es decir granitoides hibridos calcoalcalinos.Esto implica que la fuente de estos granitos tiene com-ponentes de corteza y de manto superior, siendo domi-nante esta ultima debido al bajo contenido de K. El am-biente tectonico correspondiente es una zona de sub-duccion donde la corteza es relativamente delgada. Laclasification de Barbarin (1990) es equivalente a losgranitoides tipo I de Chappell y White (1974).

Conclusiones

La estratigrafia del area del cerro Cuche se halla re-presentada en gran parte por las rocas volcanoclasticasy granitoides correspondientes al ciclo magmatico Ju-rasico-Cretacico. Se establece el inicio de este ciclo enel Pliensbachiano temprano, a diferencia de otros sec-tores de la Cordillera Patagonica donde se inicia en elToarciano.

Los estudios petrograficos y geoquimicos han permi-tido diferenciar dentro de las volcanitas incluidas en ellapso Jurasico-Cretacico distintos tipo litologicos. Si bi-en el tipo dominante es una andesita afanitica de colorgris oscuro, la columna comprende tambien dacitas yriodacitas. El gran numero de cristales que contiene elmagma determine un aumento de la viscosidad delmismo, originando efusiones explosivas con generationde gran cantidad de material piroclastico asociado.

El estudio geoquimico de las volcanitas revelo que setrata de un conjunto predominantemente calcoalcali-no, si bien algunas muestras presentan afinidades to-leiticas. Los elementos menores y trazas son consisten-

tes con rocas generadas en arcos magmaticos continen-tales. Se estima que en los primeros estadios de estearco, el volcanismo pudo ser toleitico, evolucionandoluego a calcoalcalino una vez que la corteza se engrosolo suficiente como para permitir el establecimiento decamaras magmaticas a alto nivel de la corteza, dondelos magmas pudieron diferenciarse y contaminarse conmaterial cortical. Las caracteristicas del magmatismose mantienen practicamente constantes a lo largo detodo el periodo, extendiendose inclusive hasta el Ter-ciario temprano.

Los granitoides que afloran en el sector estudiado co-rresponden en su mayoria a granodioritas porfiroidescon variaciones a tonalitas en forma subordinada. Elemplazamiento de estos cuerpos es de caracter epizo-nal.

Las caracteristicas petrograficas y quimicas de estosgranitoides permiten asignarlos a un ambiente de arcovolcanico normal (en relation a la madurez) con un es-pesor de corteza relativamente delgado. La fuente delmagma habria sido el manto superior y habria tenidoaportes de la placa subductada y escasa contaminationcortical. Habria evolucionado a partir de cristalizacionfraccionada, sufriendo fenomenos de mingling durantesu ascenso. Estos ultimos se corroboran a traves del es-tudio de los enclaves microgranulares maficos.

Agradecimientos

La presente contribution constituye un resumen dela tesis doctoral, que fue desarrollada durante las Be-cas de Investigation otorgadas por el Consejo Nacionalde Investigaciones Cientificas y Tecnologicas (CONI-CET). Deseo expresar mi agradecimiento a los directo-res de tesis, Marcela Remesal y Miguel J. Haller; a es-te ultimo tambien mi reconocimiento por la lectura cri-tica del manuscrito. A los arbitros del trabajo, Suzan-ne M. Kay y Juan P. Spikermann por sus valiosas su-gerencias para mejorar la version final del mismo.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

Aragon, E. y Romero, E., 1984. Geologia, paleoambientes y pale-obotanica de yacimientos terciarios del occidente de Rio Ne-gro, Neuquen y Chubut. Actas 9° Congreso Geologico Argen-tine, 4: 475-507. San Carlos de Bariloche.

Baker, P.E., Skarmeta, W.J., Caminos, R. y Rex, D.C., 1981. Ig-neous history of the Andean Cordillera and Patagonianplateau around latitud 46° Philosophycal Transactions ofthe Royal Society of London, A303: 105-149. London.

Barbarin, B., 1990. Granitoids: main petrogenetic classificationsin relation to origin and tectonic setting. Geological Journal,25: 227-238.

Barbarin, B. y Didier, J., 1991. Macroscopic features of mafic mi-crogranular enclaves. En: Didier, J. y Barbarin, B. (Eds.):Enclaves and Granite Petrology. Developments in Petrology,13. Elsevier, 625p., Amsterdam.