Studio Petrológico Y - Sociedad Uruguaya De Geologia

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Universidad de la República Facultad de Ciencias Departamento de Geología Trabajo Final de Licenciatura ESTUDIO PETROLÓGICO Y GEOCRONOLÓGICO K/Ar DE LA FORMACIÓN SIERRA DE RÍOS, NORESTE DE URUGUAY Autora: Judith Loureiro Olivet Directora: Dra. Leda Sánchez Bettucci Universidad de la República Co-Director: Dr. Klaus Wemmer Universidad GeorG August Göttingen 2007 Este trabajo está dedicado a mi abuela Nelda Martínez (ella agregaría “...de Olivet”) que ha sido, y es, la mejor abuela del mundo. Mujer inteligente hasta la médula, madre de siete engendros adorables, de una curiosidad científica inagotable, enorme cultura y el mejor ejemplo de pensamiento arborescente que conozco. También quiero dedicar este trabajo a mi abuelo Juan José Olivet, que seguramente se esté tomando una caña con pitanga en el infierno y explicándole al “amigo Lucifer” las inconsistencias de la Teoría del Calórico, mientras espera que su compañera se reúna con él al calor del fuego. Blowin' in the Wind How many roads must a man walk down Before you call him a man? Yes, 'n' how many seas must a white dove sail Before she sleeps in the sand? Yes, 'n' how many times must the cannon balls fly Before they're forever banned? The answer, my friend, is blowin' in the wind, The answer is blowin' in the wind. How many times must a man look up Before he can see the sky? Yes, 'n' how many ears must one man have Before he can hear people cry? Yes, 'n' how many deaths will it take till he knows That too many people have died? The answer, my friend, is blowin' in the wind, The answer is blowin' in the wind. How many years can a mountain exist Before it's washed to the sea? Yes, 'n' how many years can some people exist Before they're allowed to be free? Yes, 'n' how many times can a man turn his head, Pretending he just doesn't see? The answer, my friend, is blowin' in the wind, The answer is blowin' in the wind. Bob Dylan (1963) The Freewheelin' Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) ÍNDICE RESUMEN…………………………………………………………………..………...3 I. INTRODUCCIÓN………………………………………………..…………......5 OBJETIVOS……………………………………………………………......5 METODOLOGÍA………………………………………………………......7 UBICACIÓN Y VÍAS DE ACCESO…………………………………........8 POBLACIÓN Y ACTIVIDADES……………………………………….....9 GEOGRAFÍA……………………………………………………………...10 OROGRAFÍA………………………………………………......11 HIDROGRAFÍA……………………………………………......11 CLIMA………………………………………………………....12 FITOGEOGRAFÍA………………………………………….....12 ZOOGEOGRAFÍA…………………………………………......13 ANTECEDENTES……………………………………………………......14 II. GEOLOGÍA………………………………………………………………........31 UNIDAD LOS CEIBOS………………………………………………......31 GRANITO ACEGUÁ Y GRANITO LAS CAÑAS……………………....33 GRANITO ISIDORO NOBLÍA…………………………………………..45 FORMACIÓN SIERRA DE RÍOS………………………………………..49 SECUENCIAS PALEOZOICAS……………………………………….....58 FORMACIÓN SAN GREGORIO……………………………....59 FORMACIÓN TRES ISLAS…………………………………....61 FORMACIÓN MELO……………………………………….....64 FORMACIÓN YAGUARÍ……………………………………...65 SEDIMENTOS CENOZOICOS…………………………………………..67 CUADRO ESTRATIGRÁFICO..................................................................68 III. PETROGRAFÍA ………………………………………………………….…....69 PETROGRAFÍA DE LOS DIQUES ……………………………………...69 PETROGRAFÍA DE LOS DERRAMES ………………………………....81 1 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) IV. DIFRACTOMETRÍA DE RAYOS X….……………………………………..94 MARCO TEÓRICO….…………………………………………………....94 METODOLOGÍA.......................................................................................105 RESULTADOS…………………………………………………………..106 V. GEOCRONOLOGÍA…………………………………………………………113 MARCO TEÓRICO……………………………………………………...113 PROCESAMIENTO ANALÍTICO PARA DATACIÓN K/Ar.................123 RESULTADOS…………………………………………………………..124 VI. DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES…………………………………………..128 PETROGRAFÍA Y DIFRACTOMETRÍA DE RAYOS X........................128 GEOCRONOLOGÍA..................................................................................129 EVOLUCIÓN TECTÓNICA......................................................................133 VII. AGRADECIMIENTOS……………………………………………………….142 VIII. BIBLIOGRAFÍA………………………………………………………………145 ANEXOS……….………………………………………………………………156 I. Coordenadas de los puntos de muestreo para geocronología K/Ar. II. Mapa de afloramientos relevados sobre mapa geológico. III.Mapa geológico de la región de la Sierra de los Ríos. VI. Mapa de afloramientos relevados sobre mapa topográfico. 2 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) RESUMEN Se ha llevado a cabo un estudio geológico, petrográfico y geocronológico K-Ar en la Formación Sierra de Ríos en el Departamento de Cerro Largo al Noreste de Uruguay. El basamento de esta unidad está representado por dos unidades graníticas, la más antigua fue redefinida en este trabajo como Granito Las Cañas y está representada por granitos calcoalcalinos porfiríticos con hornblenda y/o biotita presentando esfeno como mineral accesorio. Este granito intruye a la unidad milonítica Los Ceibos definida en este trabajo. Los granitos más modernos tienen tendencia alcalina presentando biotita como mafito dominante y son definidos aquí como Granito Isidoro Noblía estando representados por granitos y microgranitos. Los diques de la Formación Sierra de Ríos intruyen ambos granitos, al norte de la zona de estudio, estos diques presentan rumbo N 60º aproximadamente mientras que en el sur su dirección es N 10º. Están representados por granófiros riolíticos porfíricos con fenocristales de cuarzo y feldespato alcalino y matriz granofírica a micrográfica producto de la cristalización eutéctica del sistema sílice-feldespato alcalino. Los derrames riolíticos de esta unidad formacional se presentan al este de los diques y están representados por riolitas porfíricas con textura fluidal y fenocristales de feldespato alcalino y cuarzo, escasas traquitas cuarzosas y brechas riolíticas. Esta unidad se encuentra generalmente en contacto tectónico con las sedimentitas de las formaciones Tres Islas y San Gregorio al norte y suroeste y Yaguarí al noroeste. Los estudios petrográficos y difractométricos revelaron una tranformación interna en la estructura de los feldespatos alcalinos, pasando de ortosa a microclina además de importantes fenómenos de exolución. El estudio geocronológico K/Ar (RT) ha sido realizado sobre cinco muestras de rocas subvolcánicas y volcánicas de la Formación Sierra de Ríos por duplicado arrojando edades entre 462 y 490 Ma con una edad promedio de 473,1 ± 5,9 Ma. La génesis de esta unidad está asociada a eventos de relajación post-colisionales transtensionales relacionados a los estadios finales del Ciclo Brasiliano. Una edad Rb/Sr para el evento magmático de 575 ± 14 Ma (Neoproterozoico) fue determinada previo a este estudio adoleciendo de problemas metodológicos. Según una primera hipótesis, la formación Sierra de los Ríos se habría formado en el entrono de los 480 a 470 Ma como producto de un sistema transtensional que involucra las fallas en el basamento de esta 3 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) unidad y coincidiendo en edad con el magmatismo alcalino del Miembro Rodeio Velho del Alogrupo Guaritas de la Cuenca de Camaquã. La segunda hipótesis que podría explicar las edades Ordovícicas obtenidas, sería un evento tectonotérmico que habría afectado a la Formación Sierra de Ríos, originada a los 575 Ma. Este evento estaría relacionado con el magmatismo ordovícico de la Cuenca de Camaquã y habría causado los cambios en las estructuras cristalinas de los feldespatos alcalinos y su exolución. ____________________ 4 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) I. INTRODUCCIÓN El presente trabajo ha sido realizado como parte de los requisitos terminales necesarios para la obtención del título de la Licenciatura en Ciencias Geológicas, de la Universidad de la República (República Oriental del Uruguay). Forma parte de una investigación mayor sobre la evolución de las unidades Neoproterozoicas del Cinturón Dom Feliciano que es llevado a cabo por docentes del Departamento de Geología de la Facultad de Ciencias, en particular la Dra. Leda Sánchez Bettucci. Esta docente es la Directora de este estudio, siendo quien seleccionó la zona de trabajo y participó en su desarrollo guiando y supervisando las tareas de campo y gabinete. La zona de trabajo se localiza en la Sierra de los Ríos y aledaños, la cual se sitúa en la porción nororiental del territorio uruguayo, más específicamente en el noreste del Departamento de Cerro Largo. El presente trabajo prevé contribuir al avance del conocimiento en lo referido a la historia geológica de la Formación Sierra de Ríos. Esto ha de resultar de importancia en la reconstrucción de la historia geológica de nuestro territorio. OBJETIVOS Esta investigación tiene como objetivo genérico el aporte de nueva información relacionada a la evolución tectónica del Cinturón Dom Feliciano (sector oriental del Uruguay) durante el Proterozoico superior y Paleozoico temprano. Los estudios de geología isotópica, petrológicos y mineralógicos aumentarán el conocimiento sobre los eventos que afectaron a la evolución tectono-térmica de la Formación Sierra de Ríos y en consecuencia del conjunto de unidades del Cinturón Dom Feliciano al cual pertenece esta unidad. Así también, las diferentes relaciones de la Formación Sierra de Ríos con el Complejo Sierra de Ánimas. Con la mencionada finalidad se plantearon dos objetivos principales de índole general. El primero de ellos fue un estudio geocronológico en base al método K/Ar de la Formación Sierra de Ríos a la cual corresponden manifestaciones hipabisales, volcánicas y piroclásticas que afloran en el Departamento de Cerro Largo. Es decir determinar la edad K/Ar de estas efusiones y diques. Esto ayudará a acrecentar el 5 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) volumen de información disponible acerca de la evolución tectónica del Craton del Río de la Plata a finales del Proterozoico y durante el Paleozoico Temprano. El segundo objetivo general fue determinar las características petrológicas y mineralógicas de las efusiones y diques mencionados, así como las transformaciones que pudieron sufrir a lo largo de su historia geológica. Esto se realizó en base a técnicas de microscopía petrográfica de cortes delgados y difractometría de rayos X. OBJETIVOS GENERALES • Análisis petrológico de la Formación Sierra de Ríos. • Datación K/Ar de la Formación Sierra de Ríos y correlación con las unidades y eventos de edad similar en Uruguay y la región. OBJETIVOS ESPECÍFICOS PETROLÓGICOS 1. Composición mineralógica, estudio mineralógico por microscopía óptica y difractometría de rayos X. 2. Estudio de estructuras ígneas y aspectos texturales de la roca que permitirán conocer la petrofábrica de las rocas. 3. Clasificación de las rocas: petrográfica y genética Estos estudios permitirán conocer las relaciones genéticas entre las rocas de esta formación y determinar su origen, así como tratar de dilucidar el ambiente tectónico en la cual se originaron. Asimismo ayudarán a inferir relaciones genéticas entre la Formación Sierra de Ríos y otras Formaciones. ESTRUCTURALES 1. Reconocer la geométria de los cuerpos. Reconocer la cronología de las deformaciones tectónicas y procesos involucrados. GEOCRONOLÓGICOS 1. Determinar la edad K/Ar en roca total de los diques. 2. Determinar el significado de estas edades en comparación con las obtenidas anteriormente por otros autores con otras metodologías. 6 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) 3. Correlacionar la edad de las unidades y/o eventos tecnonotérmicos a nivel regional. METODOLOGÍA Para su descripción, se enumeran las metodologías aplicadas, las cuales incluyen: 1) Etapa de Preliminar de Gabinete donde se realizó una actualización bibliográfica, temática y areal, reconocimiento de rasgos mayores a partir de fotos aéreas, además se discriminaron y seleccionaron las zonas de mayor interés. 2) Etapa de Campo donde se efectuó un control de la fotointerpretación y recorrida general de los afloramientos. Se efectuó un relevamiento estructural básico (ej. lineaciones, pliegues, diaclasas, fallas). Asimismo se llevó a cabo un muestreo litológico para análisis petrográfico así como un muestreo para geocronología y difractometría de rayos X. 3) Etapa de Laboratorio donde se realizó: a) estudio petrográfico en microscopio polarizador; b) preparación de las muestras (selección, molienda, tamizado, etc) para estudio geocronológico K/Ar y difractometría rayos X; c) estudio mineralógico por difractometría de rayos X; d) datación K/Ar de las muestras seleccionadas y procesadas. 4) Etapa final de Gabinete se analizaron los resultados obtenidos. Las dataciones fueron realizadas por el método K/Ar en el Laboratorio de gases nobles del Departamento de Geología Isotópica del Centro de Geociencias de la Universidad de Göttingen bajo la dirección del Dr. Klaus Wemmer. Este laboratorio cuenta con la infraestructura necesaria (por ejemplo un espectrómetro de masas para gases nobles) para llevar a cabo los estudios geocronológicos. Asimismo, cuenta con un difractómetro de rayos X para la realización de esta clase de estudios mineralógicos. TAREAS DE CAMPO Se llevó a cabo un trabajo de campo de 14 días en la Formación Sierra de Ríos aflorante en el Departamento de Cerro Largo, Uruguay. El mismo consistió en un relevamiento geológico y la recoleción de muestras para geocronología y petrografía. 7 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Así también, se realizó un relevamiento geológico a pequeña escala en la Sierra de Aceguá localizada en el mismo departamento. TAREAS DE LABORATORIO Se realizaron estudios petrográficos en microscopio polarizador a fin de determinar texturas ígneas y deformativas y composición mineralógica como primer paso para determinar su origen, así como el ambiente tectónico de formación de las distintas litologías. TAREAS DE GABINETE Se procedió a la interpretación genética de las distinta unidades, en particular la de la Formación Sierra de Ríos sobre la base de los datos estructurales, petrológicos y geoquímicos. En adición, se efectuó la comparación de la edades obtenidas en este estudio con las publicadas por otros autores a fin de ajustar la ubicación estratigráfica y situación geocronológica de la Formación Sierra de Ríos. UBICACIÓN Y VÍAS DE ACCESO La zona de estudio se ubica en el sector norte del Departamento de Cerro Largo, más específicamente en la Sierra de los Ríos lindante con Brasil. Cerro Largo está situado al noreste de la República Oriental del Uruguay entre los paralelos 31º40’ y 33º00’ de latitud Sur y meridianos 56º40’ y 53º00’ longitud Oeste del meridiano de Greenwich. Melo es la capital departamental y su centro de comunicación, estando localizada a 60 Km de la frontera con Brasil y a 387 km de Montevideo. La ruta nacional Nº 8, Brigadier General Juan Antonio Lavalleja (integrante de la carretera Panamericana) recorre el departamento de Norte a Sur pasando por las siguientes poblaciones: Arbolito, Melo, Tres Boliches, Sauce de Conventos o Boliche Blanco, Buena Vista, Cruz de Piedra, Pueblo Isidoro Noblía y Aceguá. Esta ruta une a Cerro Largo con Treinta y Tres, Lavalleja y Montevideo. La ruta nacional Nº 7 bordea la vía férrea desde Melo hacia el Oeste atravesando las localidades de Frayle Muerto, Tupambaé, Cerro Chato, Cerro de las Cuentas, Santa Clara, Bañado de Medina y Casupá. Continúa hacia el NE pasando por Villa Viñoles, 8 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) llegando hasta Centurión. En este tramo de la ruta sale un camino pavimentado con balasto hacia el Sur por el cual se accede a la Sierra de los Ríos (ver Figura I.1). La ruta nacional Nº 26 une Melo con Río Branco, entrando al departamento por el Paso de Aguiar, pasando por Pueblo Ramón Trigo y Bañado de Medina. Esta ruta corre de Este a Oeste comunicando a Río Branco con Tacuarembó y Paysandú. En el km 25 de esta ruta sale hacia el Norte un camino pavimentado con balasto por el cual se accede a la Sierra de los Ríos (ver Figura I.1). POBLACIÓN Y ACTIVIDADES La Población de Cerro Largo es de 86.075 habitantes según el censo de 2002 (www.ine.gub.uy/socio-demograficos/pobhogyviv.htm) y su superficie es de 13.648 km2. Tiene una densidad de población de 6,3 personas por km² (para el año 2002), cuya tasa anual media de crecimiento entre 1985 y 1996 fue de 4,81 por mil. La capital del departamento, Melo, cuenta con una población de 46.889 habitantes. El 84% de la población vive en áreas urbanas, principalmente en la capital (www.ine.gub.uy/sociodemograficos/pobhogyviv.htm). La población fue incrementándose con los inmigrantes que llegaron al departamento, los que procedían mayoritariamente de Europa, y también de países americanos (los brasileños eran los más numerosos) y de Asia, particularmente de Siria y el Líbano. Algunos arribaron luego de la primera guerra mundial (1914-1918), entre los años 1920-29, pero la mayor oleada se produjo entre 1940-59. La población urbana de acuerdo al censo de 1996 fue de 69.209 habitantes, es decir el 83.9% de la población total del departamento, la cual registró en el período 1985/96 un crecimiento anual del 8.1 por mil. La población rural fue de 13.315 en el año 1996 o sea el 16.1% de la población total del departamento con una tasas de crecimiento intercensal del -10.9 por mil (www.ine.gub.uy/socio- demograficos/pobhogyviv.htm). La principal actividad del departamento la representa la ganadería de explotación extensiva de baja densidad. En las partes altas y pedregosas se cría preferentemente el ganado lanar y en las bajas y de pasturas mas ricas el vacuno. Los arrozales se han establecido en las márgenes del Cebollatí, Olimar, Tacuarí y de la Laguna Merín. El Sector Agropecuario, considerado el de mayor actividad económica del departamento, en el año 1985 representaba el 46.30% del total del PBI departamental, 9 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) en tanto que para el año 2000 sólo representó el 19.81%. El Sector Comercio Restaurantes y Hoteles que representaba el 12.94% en el año 1985 en el año 2000 fue de 15.82%. El Sector que tuvo mayor crecimiento fue el de los Servicios (www.cerrolargo.gub.uy/manualrelevamiento). GEOGRAFÍA Cerro Largo es uno de los departamentos más extensos del país, con una superficie de 13.648 Km2, situado en el noreste del Uruguay. Al Este y Noroeste, tiene frontera con Brasil, al Oeste limita con los departamentos de Tacuarembó y Durazno, al Noroeste con el de Rivera y al Sur con Treinta y Tres (ver Figura I.1). El nombre de este departamento proviene del ramal más importante de la Cuchilla Grande que, a la altura de la localidad de Arbolito ofrece una serie de largos cerros enlazados unos a otros. Figura I.1. Mapa geográfico del Departamento de Cerro Largo 10 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) OROGRAFÍA El suelo de Cerro Largo es relativamente llano aunque las partes más bajas se hallan en las cuencas del Río Negro y de la Laguna Merín, formando esta última, parte de la llanura atlántica. Cerro Largo es una penillanura poco ondulada con afloramientos de rocas cristalinas en el sur y sedimentos de bajo relieve y escarpados en el norte y en el centro. La Cuchilla Grande constituye la divisoria hidrográfica principal del departamento, separa las cuencas de la Laguna Merín y del Río Negro. Atraviesa el departamento de noreste a sudeste generando variaciones en el paisaje tales como las serranías del Norte y Este (Sierras de Aceguá y de los Ríos), cuchillas (Ej. Cuchilla de Mangrullo al Este y del Cordobés al Oeste). Al Sur de Cerro Largo se destacan el cerro de Tupambaé, el cerro Largo y el cerro de Guazunambí. Se aprecian, asimismo, otras elevaciones como Cerro Grande de Aceguá, Cerro de los Conventos, Cerro de las Cuentas y Cerro Pablo Páez (Chebataroff, 1951 a y b; Chebataroff & Zavala, 1975). Los estudios gemorfológicos (Chebataroff, 1951 a y b; Chebataroff & Zavala, 1975) muestran tres tipos de terrenos bien diferenciados: a) La llanura sedimentaria, que ocupa la mayor parte del territorio, en la zona Norte y Noroeste. b) La penillanura cristalina, en las zonas de la cuchilla Grande, al Sur de la Sierra de los Ríos al Este y las Sierras de Aceguá al Norte. c) La planicie costera de la Laguna Merín al Sureste. HIDROGRAFÍA El Departamento de Cerro Largo presenta numerosas corrientes de agua, que se dividen en dos vertientes: la del Río Negro y la de la Laguna Merín. En la cuenca de la Laguna Merín confluyen el Río Tacuarí, el Arroyo Parao y el Río Yaguarón. Desaguan en el Tacuarí los arroyos Bañado de Medina, de los Conventos, Chuy, Malo, de Santos y Cañada Grande, mientras que los tributarios del Río Yaguarón son los arroyos de La Mina, Guabiyú, Berachí, Sarandí, de las Cañas y Sarandí de Barceló. En la cuenca del Río Negro desaguan los arroyos del Cordobés (con sus afluentes: arroyo Pablo Páez y cañada Brava), Frayle Muerto, Aceguá, Lechiguana, Bañado de Aceguá, Palleros, Zapallar, Sauce, Tupambaé y Tarariras (Chebataroff, 1953). 11 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) CLIMA El Uruguay se encuentra ubicado en la zona subtropical de América del Sur, encontrándose en el área de influencia de los anticiclones permanentes del Atlántico y el Pacífico. El rasgo más significativo del clima es la gran variabilidad de los estados del tiempo atmosférico. Las temperaturas más bajas se producen en el centro y en el oeste del país, donde la influencia marina es menor. No obstante, las diferencias térmicas en latitud son muy pequeñas, sin grandes contrastes entre las regiones. Existe un marcado predominio en la dirección de los vientos del sector Noreste. Las velocidades medias son del orden de los 15 km/h, aunque en algunas zonas costeras, son sensiblemente superiores. El valor promedio anual de precipitaciones es de 1.200 mm, aunque son de extrema irregularidad y variabilidad interanual. Se han observado períodos extensos de intensa sequía. También son frecuentes los años con exceso de precipitaciones (www.meteorologia.com.uy/caract_climat.htm). Estas variaciones extremas de déficit y excesos hídricos acompañan por lo general los fenómenos conocidos como “El Niño y La Niña”. Los riesgos naturales están fundamentalmente vinculados a los eventos climáticos. Los que ocurren más frecuentemente se encuentran originados en desviaciones importantes respecto a sus valores normales (sequías, inundaciones), regímenes de temperatura (heladas) y fenómenos atmosféricos de micro a meso escala, como granizo y tornados (www.unccd.int/cop/reports/lac/national/2000/uruguay-spa.pdf.). FITOGEOGRAFÍA La región fitogeográfica que domina la zona es la pradera, que consiste en un manto continuo de gramíneas y leguminosas desarrolladas sobre distintos tipos de suelo y de formas de relieve. Generalmente, la flora que margina las corrientes de agua es constituida por espinillos, blanquillos, coronillas, molles, laureles, sarandí negro, sauces, palmas, mataojos, ceibos, guayabos, pitangas, ñapindá, mburucuyá, sarandí, juncos y camalotes. En las zonas bajas, próximos a los cursos de agua, estos se encuentran frondosamente desarrollados formando galerías o montes franja. En las partes altas suelen predominar la espina de la cruz y la chirca de monte (Chebataroff, 1951a, 1953). 12 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) ZOOGEOGRAFÍA La fauna de la región es numerosa, tanto en especies como en número de individuos. Entre los mamíferos se encuentran zorros grises, aguarás, gatos monteses, mao pelada, lobitos, lobos pecho amarillo, carpinchos, nutrias, mulitas, zorrinos y comadrejas, entre otros. Las aves más abundantes son ñandúes, teros, horneros, lechuzas, ejemplares de martín pescador, calandrias, boyeros, sabiás, palomas, gallinetas, garzas, patos, biguáes, chajáes, ratoneras y perdices. Los reptiles, especialmente activos en el verano, están representados por culebras, cruceras, lagartos, entre otros. Entre los artrópodos abundan los insectos (mosquitos, moscas, tábanos, etc). Los coleópteros son, en verano realmente una plaga. Los ríos y arroyos son ricos en peces: bagres, pintados, tarariras, pejerreyes, mojarras y sábalos (Chebataroff, 1951a, 1953). ---------------------------------- 13 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) ANTECEDENTES La evolución paleogeográfica global en el Proterozoico Tardío y Paleozoico Temprano fue determinada por la ruptura del supercontinente Rodinia (Hoffman, 1991) y el amalgamamiento de Gondwana (Rogers et al., 1995). La paleogeografía exacta de Rodinia y el modo en el cual los diferentes bloques que lo integraban evolucionaron para formar Gondwana alrededor de 200 Ma más tarde, así como el momento preciso de su ensamble, es aún un tema muy controvertido (Powell et al., 1993; Weil et al., 1998; D’Agrella et al, 1998; Piper, 2000; Trompette, 2000; Meert, 2001; 2002). En este particular, modelos muy disímiles han sido propuestos para la cronología y secuencia de acreciones que llevaron al acoplamiento de Gondwana (Trompette, 1997; 2000; Brito Neves & Cordani, 1991; Grunow et al., 1996; Prave, 1996; Brito Neves et al., 1999; Meert, 2001). Uno de los bloques que integraban el Gondwana Oeste es el Craton del Río de la Plata (Figura II.2). Su evolución paleogeográfica y relaciones con los cratones vecinos durante el ensamble de Gondwana es controversial y pobremente conocida. MB H-T WA WN SB GO C-SF A RA AR PA RP AN PC Eastern Gondwana K CH PT Archean to Mesoproterozoic cratons Remobilized or Neoproterozoic blocks Pan-African - Brasiliano mobile belts Consumed oceanic crust Figura I.2 Configuración del Gondwana Oeste (Sánchez Bettucci & Rapalini, 2002) BASAMENTO PRECÁMBRICO El basamento Precámbrico-Eopaleozoico del Uruguay fue descripto por primera vez por Walther (1919). Según este autor el “Fundamento Cristalino” se compone de pizarras cristalinas y rocas ígneas. Sus afloramientos más importantes se encuentran en 14 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) las cercanías de Montevideo y en los departamentos del Este, Sur y Suroeste (Walther, 1919; 1920) y su límite Norte se extiende por el departamento de Cerro Largo hasta la frontera con Brasil cerca de Centurión (Walther, 1920). Según este autor, los cuerpos de granitoides más importantes se encuentran en los departamentos del Sur cubiertos por sedimentos pampeanos. Estas rocas también se presentan en la zona central y Noreste en los departamentos de Cerro Largo y Rivera, particularmente en las Sierras de los Ríos y Aceguá, y en la Isla Cristalina de Cuñapirú-Vichadero, respectivamente, así como en el departamento de Rocha (Walther, 1919). Este autor describió granitos de granulometría media a gruesa generalmente porfíricos en la Sierra de los Ríos. Los granitos son fundamentalmente biotíticos y menos frecuentemente hornbléndicos. Asimismo, mencionó la presencia de pórfidos más o menos cuarcíticos al Norte de Melo, en la Sierra de los Ríos donde presentan grano fino hasta muy grueso. Falconer (1931a) menciona entre las rocas cristalinas del Departamento de Cerro Largo, abundantes granitos intrusivos, riolitas y basaltos. Estas rocas son asociadas al basamento que aflora en las localidades de Cerro Pelado, Estancia Lalinda, Cerro y Paso de Carpintería y Sierra de Aceguá. En las dos últimas comarcas los granitos se extienden hacia el otro lado de la frontera brasileña. McMillan (1933) señala la existencia de terrenos precámbricos en el Sureste de Cerro Largo, cerca de la frontera brasileña, así como prominencias cristalinas aisladas en la Sierra de Aceguá y al Sur del Departamento de Rivera constituyendo el basamento de las rocas sedimentarias de los departamentos norteños. Según estudios más recientes, el basamento cristalino del Uruguay estaría dividido en varias unidades tectono-estratigráficas separadas por lineamientos tectónicos transcurrentes regionales (Preciozzi et al., 1979), los cuales estarían representados por las zonas de cizalla Sarandí del Yí-Piriápolis y Sierra Ballena. Según Bossi & Campal (1992) el basamento cristalino se divide en tres Terrenos separados por las mencionadas zonas de cizalla: el Terreno Piedra Alta al Oeste, el Terreno Nico Pérez con forma de cuña en al centro y el Terreno Cuchilla Dionisio al Este. Según Preciozzi et al. (1979), la zona de cizalla Sarandí del Yí-Piriápolis se curva hacia el Oeste en la zona norte del territorio uruguayo, siguiendo el mapa de anomalías del Uruguay del Servicio Geográfico Militar (1973), mientras que para Bossi & Campal (1992) esta estructura se continúa en línea recta hacia el Norte. 15 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura I.3. Terrenos tectono-estratigráficos según Bossi & Campal (1992): Terreno Piedra Alta, Terreno Nico Pérez y Terreno Cuchilla Dionisio. Estos Terrenos están separados por las zonas de cizalla Sarandí del Yí-Piriápolis al Oeste y Sierra Ballena al Este definidas por Preciozzi et al. (1979). El Craton del Río de la Plata que fuera definido por de Almeida et al. (1973), agrupa la mayoría de los terrenos pre-Neoproterozoico del Sudeste de Brasil y Uruguay, así como la porción noreste de la Argentina (de Almeida et al., 1973; Fragoso César & Soliani, 1984; Dalla el Salda et al., 1988). Éste se encuentra parcialmente cubierto por sedimentos Paleozoicos de la Cuenca de Paraná. Basei et al. (2000) agruparon los diferentes segmentos que constituyen el Craton del Río de la Plata en varias unidades principales: una que comprende los bloques Rivera, Valentines y Pavas la cual presenta edades modelos Nd Arquenas y que está profundamente afectada en el Este por eventos tectónico-térmicos NeoproterozoicoCámbricos, y otra que representa un segmento cortical juvenil Paleoproterozoico denominado Terreno Piedra Alta no afectado internamente después de 1.75 Ga. Estas dos unidades están separadas por un límite tectónico de primer orden: la Zona de Cizalla Sarandi del Yí – Piriápolis que presenta un promedio de 13 km de ancho y más de 250 km de longitud en dirección N-S (Gómez Rifas, 1989). El Cinturón Dom Feliciano (Fragoso César, 1980) limita al Este con el Terreno Punta del Este. 16 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura I.4. Mapa Geológico del sureste de Brasil y Uruguay (Basei et al., 2000). Cinturón Dom Feliciano: 1. Cuencas Tipo Foreland: Itajaí (SC), Camaquã (RS), ElSoldado-Piriápolis (UY); 2. Cinturones metamórficos y granitos intrusivos: Complejos metamórficos Brusque (SC), Porongos (RS), Lavalleja (UY); 3. Cinturón granítico: Batolito de Florianópolis (PA), Batolito de Pelotas (PA) y Batolito de Aiguá (A); 4. Basamento asociado al cinturón metamórfico: Morro do Boi (SC), Encantadas (RS), Punta Rasa (UY); 5. Dominios cratónicos: a) preservados de las orogenias neoproterozoicas: Microplaca Luis Alves (LA) y Terreno Piedra Alta (TPA); b) afectados por eventos térmicos neoproterozoicos y granitogénesis: Bloques Taquarembó (T), Rivera (R), Nico Pérez (NP). Bloque Sao Gabriel (BSG); 6. Cuencas de Foreland (Maricá y Santa Bárbara); 7. Granitoides intrusivos (São Sepé, Caçapava y São Gabriel); 8. Rocas metamorficas (gneises de Cambaí y Vacacaí). Terreno Punta del Este (TPE): 9. Granitoides intrusivos (José Ignacio y Santa Teresa); 10. Cobertura metasedimentaria (Grupo Rocha); 11. Basamento (ortogneisses y enclaves metasedimentarios). SC: Santa Catarina; RS: Rio Grande Do Sul; UY: Uruguay; FL: Florianópolis; PA: Porto Alegre; MO: Montevideo; BA: Buenos Aires. 17 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) El Terreno Piedra Alta comprende las litologías correspondientes al ciclo Transamazónico incluyendo al complejo granito-gnéissico, las intrusiones graníticas y básicas, y a los cinturones metamórficos (Fragoso César, 1991) de Arroyo Grande, San José y Montevideo (Bossi et al., 1993a). Según Basei et al. (2000) el Cinturón Dom Feliciano presenta una extensión de 1,200 km a lo largo del sudeste de Brasil y Uruguay, con una potencia media de 150 km. Desde su límite norte en Santa Catarina a su finalización en Uruguay está organizado internamente en tres segmentos corticales caracterizados, de sudeste a noroeste por un cinturón de granitoides calcoalcalinos a alcalinos deformados en distintos grados, un cinturón metamórfico conformado por rocas volcano-sedimentarias metamorfizadas en facies esquistos verdes a facies anfíbolita y un cinturón de cuencas tipo foreland representado por rocas sedimentarias y anquimetamórficas. El Terreno Punta del Este está separado de los granitoides neoproterozoicos del Batolito de Aiguá, o granitoides centrales, por la Zona de Cizalla Alférez – Cordillera, que está representada por una delgada faja de milonitas y de gneisses miloníticos en condiciones de anatexis (Masquelin, 1990). Rapalini & Sánchez Bettucci (2007, en prep.) consideran que el basamento cristalino del territorio uruguayo está conformado por 3 unidades tectonoestratigráficas principales (Figura I.5.): 1. Craton del Río de la Plata s.l. conformado por el Terreno Piedra Alta y el Terreno Nico Pérez. 2. Cinturón Dom Feliciano, separado del primero por la Zona de Cizalla Frayle Muerto – María Albina. 3. Terreno Punta del Este que limita al Oeste con el complejo granítico central del Cinturón Dom Feliciano por medio de la Zona de Cizalla Alférez – Cordillera 18 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura I.5. Esquema de las unides tectono-estratigráficas del Uruguay, según Rapalini & Sánchez Bettucci (2007, en prep.) La Formación Sierra de Ríos estaría relacionado al Cinturón Dom Feliciano, localizándose sobre el Cinturón Granítico (sensu Basei et al., 2000). En el sur del Uruguay, uno de los exponentes más característicos relacionados a este Cinturón lo conforma el Complejo Sierra de las Ánimas (Oyhantçabal et al., 1993). Este complejo se encuentra representado por unidades volcánicas y volcano-sedimentarias neoproterozoicas a eopaleozoicas que afloran desde la costa del Río de la Plata en el balneario Piriápolis, hasta unos 50 kilómetros tierra adentro en dirección norte-sur (Sánchez Bettucci, 1997). Los basaltos y rocas asociadas del Complejo Sierra de las Ánimas corresponden a un magmatismo extensional, post-colisional del Ciclo Brasiliano, de tipo bimodal donde la serie ácida ha pasado por varios estadios de diferenciación magmática (Sánchez Bettucci, 1997). Asimismo, la petrografía y la geoquímica de los basaltos muestran que son alcalinos y subalcalinos. Determinaciones de edades radimétricas en 19 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) diferentes litologías dan un rango para este complejo desde 615 a 490 Ma (Umpierre, 1965; Cingolani et al., 1993; Preciozzi et al., 1993; Sánchez Bettucci & Linares, 1996). Por tanto el Complejo Sierra de Las Ánimas se extendería geocronológicamente del Neoproterozoico tardío al Cámbrico. Este Complejo está en discordancia sobre las metamorfitas de bajo grado del Grupo Lavalleja. Sánchez Bettucci & Rapalini (2002) realizaron un estudio paleomagnético sobre el Complejo Sierra de Las Ánimas, determinando dos paleopolos correspondientes a diferentes eventos magmáticos de este complejo. El primero ocurriría entre 620 y 550 Ma (Sierra de Las Ánimas II) mientras que el segundo tendría lugar aproximadamente en 520 Ma (Sierra de Las Ánimas I). NR (522) SA1 (~520) AD (~610) SD (547) SA2 (551) CA (595) BS (586) PH NB (589) PP for the Rio de la Plata PP for the West Nile PP for the West Africa C PP for the Congo C Figura I.6. Reconstrucción paleogeográfica para el Craton del Río de la Plata. SA 2: paleopolo de Sierra de Las Ánimas II, SA1: paleopolo de Sierra de Las Ánimas I (Sánchez Bettucci & Rapalini, 2002). La Formación Playa Hermosa (Masquelin & Sánchez Bettucci, 1993) correspondiente al Neoproterozoico- Cámbrico ha sido caracterizada como flujos turbidíticos de alta densidad. Pazos et al. (2003) describieron la Formación Playa Hermosa como una sucesión sedimentaria glacigénica sucedida por una sucesión volcano-sedimentaria contemporánea al Complejo Sierra de las Ánimas. Por su parte, Fambrini et al. (2001) propusieron que se trataba de una secuencia glacimarina. Estos depósitos serían contemporáneos con aquellos registrados en el Craton de Kalahari (Formación Numée) desarrollados con posterioridad a la colisión de ambos cratones y el cierre del océano Adamastor (Pazos & Sánchez Bettucci, 2001). 20 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) La Formación Sierra de Ríos aflora en el sector nororiental del Departamento de Cerro Largo y fue definida por Elizalde et al. (1970) como un conjunto de diques y efusiones riolíticas, con una posición estratigráfica laxamente acotada entre el Cámbrico y el Carbonífero superior, estando cubierta por sedimentitas del Paleozoico superior. Los diques riolíticos son predominantemente porfíricos con fenocristales de ortosa pertítica, cuarzo (o albita menos frecuentemente) que presentan generalmente matriz micropegmatítica (granofírica) lo cual permite definirlos como granófiros (Elizalde et al., 1970; Preciozzi et al., 1985; Bossi et al., 1993b; Cingolani et al., 1993). Los filones presentan una orientación general N60ºE en el Norte de la Sierra de los Ríos mientras que en Aceguá se orientan entre N60ºW y E-W (Elizalde et al., 1970). Los derrames están compuestos fundamentalmente por pórfidos riolíticos con hasta 40% de fenocristales de cuarzo, ortoclasa y más raramente albita, presentando generalmente textura fluidal. La matriz de estas rocas es predominantemente afanítica criptocristalina y a veces granofírica con intercrecimientos eutécticos cuarzo-ortoclasa (Elizalde et al., 1970; Preciozzi et al., 1985; Cingolani et al., 1993; Bossi et al., 1993b). Los flujos riolíticos suelen englobar fragmentos de otras litologías. En el noroeste del derrame Elizalde et al. (1970) describieron una roca de textura inequigranular con fenocristales en una enorme proporción (80%) y matriz micropegmatítica a la cual clasificaron como sienita cuarzosa. Dentro del derrame, en el extremo Sur del fotoplano Centurión, los autores mencionados describen una faja de milonitas de unos 400 m de ancho afectando a la unidad. Elizalde et al. (1970) establecieron para el basamento de la Formación Sierra de Ríos y Sierra de Aceguá, la siguiente columna estratigráfica (de más antiguo a más moderno): -Granito calcoalcalino a biotita y hornblenda, y granodiorita -Pegmatita -Granito Rosado a biotita y microgranito Según Elizalde et al. (1970) los granitoides calcoalcalinos con biotita y hornblenda se desarrollan en dos grandes macizos localizados en las Sierras de los Ríos y Aceguá. Estos granitos se encuentran fallados e intruídos tanto por granitos posteriores como por las riolitas de la Formación Sierra de Ríos. En la región de Aceguá las fallas están orientadas dominantemente E-W a NW-SE, mientras que en la Sierra de los Ríos se encuentran en dirección NE-SW (Elizalde et al., 1970). Estos autores señalaron que la textura dominante es porfiroide con fenocristales de feldespato 21 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) potásico. Asimismo, indicaron que en la Sierra de los Ríos el componente máfico principal es biotita, mientras que en Aceguá es hornblenda y secundariamente biotita. Elizalde et al. (1970) caracterizaron estos granitoides como granitos, granitos calcoalcalinos y granodioritas que estarían mineralógicamente compuestas por microclina, albita, cuarzo, biotita y/o hornblenda, con apatito y esfeno como minerales accesorios. Las pegmatitas asociadas a estos granitos que afloran tanto en la Sierra de los Ríos como en la de Aceguá presentan texturas runítica y gráfica, estando mineralógicamente compuestos por feldespatos cuarzo y muscovita (Elizalde et al., 1970). Los granitos rosados y microgranitos se encuentran también en ambas zonas desarrollándose esencialmente en cuerpos y diques que cortan los granitos de la unidad granítica antes descripta y sus pegmatitas asociadas (Elizalde et al., 1970). Según estos autores estos granitos son fundamentalmente equigranulares y están constituidos principalmente por ortoclasa o microclina, cuarzo, albita, biotita, hornblenda y anfíbol sódico. Según Bossi & Navarro (1991), Cingolani et al. (1993) y Bossi et al. (1993), la Formación Sierra de Ríos presenta escaso desarrollo superficial y está compuesta por derrames ignimbríticos muy bien conservados, riolitas y gran cantidad de filones micrograníticos, que atraviesan rocas graníticas pertenecientes al Ciclo Brasiliano (Figura I.7.) Estos microgranitos fueron asignados con anterioridad por Elizalde et al. (1970) a una unidad más antigua ya que son atravesados por diques riolíticos. La génesis de esta unidad se asocia a episodios distensivos de las etapas finales del Ciclo Brasiliano (Cingolani et al., 1993; Bossi et al., 1993b) Cingolani et al. (1993), Bossi et al. (1993b) y Bossi et al. (1998) han asociado también a esta unidad, de forma preliminar, diques de litologías similares de rumbo EW que se encuentran en la localidad de Aceguá. Del mismo modo relacionaron filones ácidos ubicados en la Isla Cristalina Cuñapirú-Vichadero y en el Sureste del área tipo. Los microgranitos se presentan en filones de 10 a 20 m de espesor y se componen mineralógicamente por ortosa micropertítica y dos generaciones de plagioclasa (Preciozzi et al., 1985; Bossi et al., 1993b; Cingolani et al., 1993). 22 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura I.7. Área de Estudio y contexto geológico de la región (Modificado de Bossi et al., 1998) Las rocas de esta Formación fueron clasificadas en el diagrama TAS (Lemaitre, 1989) como riolitas débilmente peraluminosas (A/CNK=1.1) con alto contenido en potasio (K20/Na20 entre 1,0 y 2,1). Los parámetros Ro=0.71046 + 0.0007 revelan cierta componente cortical en estos magmas (Cingolani et al., 1993; Bossi et al., 1993b). Su elevada concentración de potasio las hace buen material para la datación K/Ar en roca total. Cordani & Soliani (1990) estudiaron un conjunto de microgranitos subvolcánicos en el Departamento de Rivera. La continuación de estas litologías en el fragmento sudoeste del Escudo de Río Grande do Sul (Brasil) fue analizada por su parte por Nardi et al. (1992), quienes subrayaron la presencia de un intenso magmatismo sin evidencias de deformación de afinidades shoshonítica y alcalina con edades 23 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) eopaleozoicas. Asimismo, Sommer et al. (1993) definieron un vulcanismo ácido alcalino en el denominado "plateau de Tacuarembó" para la región de Dom Pedrito, Río Grande do Sul. Según estos autores los estudios geoquímicos y petrográficos indican un magmatismo alcalino a peralcalino que podría estar asociado a las últimas expresiones de la orogenia Brasiliana. Cordani & Soliani (1990) realizaron un reconocimiento geocronológico preliminar para el área de las Islas Cristalinas de Rivera y Aceguá, el cual brinda edades K/Ar y Rb/Sr para rocas metamórficas del basamento Transamazónico (Paleoproterozoico, 2204 ± 65 Ma), granitoides porfiroides sintectónicos vinculables al Ciclo Brasiliano (Neoproterozoico, 680 ± 22 Ma), granitos brasilianos tardi- a posttectónicos (Neoproterozoico Tardío, 570 – 580 Ma) y microgranitos anorogénicos (Cámbrico 520-540 Ma) de la Isla Rivera. Los estudios geocronológicos realizados por Hart (1966), Umpierre (1965), Umpierre & Halpern (1971) y Halpern et al. (1972) fueron los primeros en señalar la existencia de un cinturón de rocas ígneas y metamórficas en la región Sureste de Uruguay con edades K/Ar y Rb/Sr entre 500 y 600 Ma. Por su parte, Bossi et al. (1993b) y Cingolani et al. (1993), obtuvieron edades Rb/Sr en roca total para las formaciones Sierra de Ánimas y Sierra de los Ríos. Para la última unidad se procesaron cuatro muestras para el análisis en roca total, correspondientes a dos microgranitos provenientes de la Sierra de Aceguá y dos ignimbritas colectadas en la Sierra de los Ríos (consideradas como co-magmáticas por estos autores), que definen una recta de 575 ± 14 Ma con Ri = 0,71046 ± 0,00069. Esta edad ubicaría al magmatismo de la Formación Sierra de Ríos en el Neoproterozoico tardío. Según Bossi et al. (1993b; 1998), los enjambres de diques sugieren un proceso extensional en el Neoproterozoico lo que coincide en el tiempo con el resultado obtenido para el Haz de filones de Terreno Nico Pérez. Asimismo, estas edades y el origen extensional del magmatismo coinciden con lo postulado por diversos autores (Oyhantçabal et al., 1993; Umpierre, 1965 en Bossi, 1966; Cingolani et al., 1993; Preciozzi et al., 1993; Sánchez Bettucci & Linares, 1996; Sánchez Bettucci, 1997; Sánchez Bettucci & Rapalini, 2002) para el Complejo Sierra de Las Ánimas. Es de destacar que a diferencia del Complejo Sierra de Las Ánimas, la Formación Sierra de Ríos no ha sido detalladamente estudiada. 24 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) SEDIMENTITAS PALEOZOICAS Las sedimentitas paleozoicas del Uruguay fueron descriptas por primera vez por Walther (1919) bajo la denominación de “Formación De Gondwana”. El contacto con el fundamento cristalino aparece en el camino de Melo a Centurión y Cerro de Guazunambí cerca de Arbolito. Estas rocas, para las que el autor sugirió como edad máxima Eopérmica a Permo-Carbonífera afloran al Norte y Noroeste del basamento. Las capas más antiguas se encuentran en el Noreste y centro del país: Cerro Largo, parte de Rivera, Durazno y Tacuarembó (Walther, 1920) Walther (1919) extendió la nomenclatura de las unidades Gondwánicas brasileras acuñada principalmente por White (1908) y Oliveira (1916) a las sedimentitas paleozoicas de nuestro territorio. Esta forma de designar las unidades sedimentarias se continúa hasta la mitad del Siglo XX con algunas modificaciones adaptadas a la geología local (ver Falconer, 1931 a y b; 1937; Serra, 1946). A partir de la segunda mitad del Siglo XX surgió el afán por renombrar estas litologías con nombres relativos a la geografía nacional donde se redefinen, por ejemplo, áreas y perfiles tipo (ver Caorsi & Goñi, 1958; Bossi, 1966, entre otros) Walther (1919) caracterizó a los depósitos como predominantemente continentales describiendo además sedimentos pérmicos con fósiles de mesosaurus (“esquistos de Iraty”). Este autor estableció una columna estratigráfica en la que los estratos de Iraty (White, 1908) son seguidos por los de Estrada Nova (White, 1908) y luego los de São Bento ubicados por White (1908) en el Triásico. Por otro lado destacó que dentro de la Formación Gondwana emergen dos salientes de basamento en las islas de Cuñapirú-Vichadero y Sierra de Aceguá. Por su parte, Falconer (1931 a y b) aplicó una nomenclatura para el paleozoico en Cerro Largo de modo muy similar a Walther (1919). Sin embargo, separó de Estrada Nova, los “Estratos de Melo” compuestos principalmente por pelitas arenosas grises señalando que pueden presentar bandas ferruginosas. Las rocas sedimentarias paleozoicas están representados en la zona de estudio, de base a tope por las Formaciones San Gregorio, Tres Islas, Melo y Yaguarí. FORMACIONES SAN GREGORIO Y TRES ISLAS La Formación San Gregorio (Ferrando & Andreis, 1986) se corresponde a los “estratos de Itararé”, nombre creado por Oliveira (1916) para designar los depósitos 25 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) glacigénicos basales del Sistema Santa Catarina en Río Grande do Sul a los cuales White (1908) denominó “areniscas basales y conglomerado de Orleáns” para la base de los “Estratos de Turbarão” (White 1908). Walther (1919; 1924) fue quien extendió la nomenclatura de Oliveira (1916) al Uruguay; lo propio hizo Falconer (1931 a y b, 1937) destacando la presencia de tillitas. Caorsi & Goñi (1958) renombraron a esta unidad como “Conglomerado de San Gregorio”. Por su parte, Bossi (1966) definió la Formación San Gregorio – Tres Islas, la cual incluía dos miembros: San Gregorio en la base y Tres Islas en el tope. Ferrando & Andreis (1986) otorgaron carácter formacional a cada uno de estos miembros, definiendo las Formaciones San Gregorio y Tres Islas. Walther (1919) describió las litologías de Itararé como conglomerados polimícticos de grano muy grueso con bloques de hasta 1m donde el esqueleto supera a la matriz arenosa que sobreyacen a pizarras margo-arenosas muy bien estratificadas. Por otra parte cuestionó su origen glacial, para aceptar posteriormente (Walther, 1920) que estas litologías representarían un episodio glacial acotado entre el Carbonífero y el Pérmico. Por su parte, de Santa Ana (2004) separó las pelitas, pelitas arenosas, escasas diamictitas finas y areniscas del tope de la secuencia como Formación Cerro Pelado, planteando un ambiente glacigénico continental para la Formación San Gregorio, mientras que la Formación Cerro Pelado correspondería a una transgresión marina con influencia glaciar. La Formación Tres Islas (Ferrando & Andreis, 1986) se corresponde con la unidad “Río Bonito”, término acuñado por White (1908) para los estratos caracterizados por la presencia de flora de Glossopteris. Walther (1911a) extendió esta denominación al Uruguay. Esta unidad está representada por areniscas groseras y finas, a veces con cantos rodados, asociadas a rocas hematíticas y pelitas, a veces oscuras y carbonosas (Falconer, 1931a). Caorsi & Goñi (1958) reemplazaron el nombre para nuestro territorio por el de “Areniscas de Tres Islas”. Ferrando & Andreis (1986) redefinieron como Formación Tres Islas al miembro homónimo de la Formación San Gregorio – Tres Islas de Bossi (1966), como se mencionó anteriormente. Según de Santa Ana (2004) estas areniscas corresponden a ambientes aluviales y deltaicos. FORMACIÓN MELO Ferrando & Andreis (1986) retomaron el término acuñado por Falconer (1931a) definiendo la Formación Melo para sustituir la nomenclatura provisoria acuñada por 26 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Elizalde et al. (1970) de “Sedimentos pelíticos grises”. Elizalde et al. (1970) agruparon en esta unidad a las Formaciones Frayle Muerto, Mangrullo y Paso Aguiar de Bossi (1966) para el Noreste del Departamento de Cerro Largo dado que, según estos autores, la cartografía de estas unidades por separado no resultaba adecuada para la escala de trabajo. Esta formación corresponde a lo que Falconer (1931a) denominó “capas de Melo” en el tope y Palermo en la base. De Santa Ana (2004) conservó la nomenclatura de Bossi (1966) para estas litologías. Para este autor, la Formación Frayle Muerto representaría el comienzo de un episodio trangresivo que es seguido por un sistema marino restringido de tipo isla barrera-lagoon correspondiente a la Formación Mangrullo. La Formación Paso Aguiar suprayacente se generaría, avanzada la transgresión, en un ambiente de plataforma marina somera (de Santa Ana, 2004). Las “capas de Melo” fueron definidas por Falconer (1931a) como pelitas arenosas grises con bandas ferruginosas y arenosas que toman tonos verdes y pardos por descomposición a la intemperie. En ciertos sitios pasan hacia arriba a areniscas débilmente coloreadas y hacia abajo a “esquistos” de color gris oscuro a negro, a veces francamente bituminosos. No presentan generalmente calizas y sobreyacen a las “pelitas de Palermo” estando cubiertas en concordancia por los “estratos de Estrada Nova” (sensu Walther, 1919 y Falconer, 1931 a y b). Serra (1946) dividió esta unidad en dos horizontes concordantes: “Estrada Nova s.s.” compuesta por limolitas arenosas en el tope e “Iraty” (sensu White, 1908) integrada por “esquistos bituminosos”. Iraty conforma la base de los “Estratos de Passa Dois” del Permo - Triásico en Río Grande do Sul (White, 1908). En Uruguay, estas litologías afloran principalmente en Cerro Largo, en la Cañada de los Burros, Arroyo Berachí y Paso de Yaguarón, caracterizadas como “esquistos” arcillosos sapropelíticos de color negro mate. Los “esquistos” de Cerro Pelado (5 km al Este de Melo) corresponderían a esta unidad estando representados por pizarras arcillosas atravesada por venas limonítico-silíceas (Walther, 1919). Caorsi & Goñi (1958) mantuvieron la división entre estas unidades otorgándoles nombres referidos a la geografía uruguaya: Mangrullo en la base y Paso Aguiar en el tope. White (1908) definió los “esquistos de Palermo” en el tope de los “Estratos de Turbarão” dentro del Sistema Santa Catarina en Río Grande do Sul. Walther (1919) y Falconer (1931 a y b; 1937) entre otros autores continuaron aplicando esta nomenclatura en Uruguay. La unidad está compuesta por pelitas arenosas grises y arcillas duras de tonos amarillo o marrón a la intemperie con calizas y areniscas calcáreas intercaladas. (Falconer, 1931 a ). Caorsi & Goñi (1958) reemplazaron este nombre por el de Frayle 27 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Muerto, mientras que Bossi (1966) las elevó al rango de Formación. Ferrando & Andreis (1986) definieron la Formación Melo agrupando las Formaciones Frayle Muerto, Mangrullo y Paso Aguiar de Bossi (1966), aplicando el mismo criterio utilizado por Elizalde et al. (1970) al definir la unidad “Sedimentos Pelíticos Grises”. FORMACIÓN YAGUARÍ Ferrando & Andreis (1986) redefinieron esta unidad separando de la Formación Yaguarí de Bossi (1966) a las formaciones Yaguarí y Buena Vista. La Formación Yaguarí se corresponde con la unidad “Estrada Nova” de Walther (1919) definida previamente por White (1908) como “Esquitos de Estrada Nova” correspondiente a litologías permo- triásicas del tope de los “Estratos de Passa Dois”, definidos por el mismo autor en el Sur de Brasil para designar a los “esquistos” abigarrados y grises que sobreyacen a los “esquistos bituminosos de Iraty”. Walther (1919) extendió esta denominación para nuestro territorio describiéndolas como areniscas, areniscas arcillosas, margas y calizas de colores rojos vivos y con cintas verdosas y violetas en las que aparece madera silicificada. A esta definición se plegó Falconer (1931 a y b; 1937). Serra (1946) interpretó que la unidad uruguaya se correlacionaba mejor con la unidad Terezina en Brasil y aplicó el termino “Estrada Nova s.s.” a la unidad subyacente. Caorsi & Goñi (1958) reemplazaron este nombre por el de “areniscas arcillosas de Yaguarí”, mientras que Bossi (1966) las elevó al rango de Formación. Elizalde (1967) dividió esta Formación en dos miembros. El miembro inferior estaría representado por litologías que corresponden a la transición entre las pelitas arenosas reductoras características de la Formación Melo y las areniscas finas oxidantes de Yaguarí (sensu Bossi, 1966) en las que dominan los colores abigarrados. El miembro superior definido por este autor corresponde a la Formación Yaguarí de Bossi (1966) y fue dividido en tres capas. Las capas inferior y media corresponden a las “areniscas arcillosas de Yaguarí” de Caorsi & Goñi (1958), mientras que la superior corresponde a las “areniscas de Buena Vista” de Falconer (1937). Este último autor redefinió a las areniscas de Río do Rasto (White, 1908; Walther, 1919) como “Areniscas de Buena Vista” y las describió como areniscas rojas con estratificación cruzada, bandas grises e intercalaciones ocasionales de esquistos color rojo oscuro, o arcillas donde las calizas están ausentes. De esta forma las separa de los “Estratos de São Bento” (White, 1908), considerándolos la parte cuspidal de los “Estratos de Passa Dois”. De Santa Ana (2004) 28 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) se pliega a la estratigrafía de Ferrando & Andreis (1986) en lo referente a las formaciones Yaguarí y Buena Vista sugiriendo un ambiente transcisional mareal para la primera, mientras que la segunda tendría origen fluvio-eólico. De Santa Ana (2004) define una megasecuencia que representa un episodio transgresivo-regresivo de segundo orden para la sucesión que comprende a las formaciones San Gregorio, Cerro Pelado, Frayle Muerto, Mangrullo, Paso Aguiar, Yaguarí y Buena Vista. Las variaciones de nomenclatura a través del tiempo de las unidades paleozoicas de la cuenca de Paraná en Uruguay pueden verse en la Tabla I.1. ___________________ 29 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Walter (1919) Serra Geral Serie São Bento Serie Passa Dois Serra Geral Falconer (1937) Mantos Volcánicos Serra (1946) Serra Geral Caorsi & Goñi (1958) Arapey Botucatú Tacuarembó Tacuarembó Tacuarembó Tacuarembó Río do Rasto Río do Rasto Buena Vista Buena Vista Buena Vista Estrada Nova Estrada Nova Estrada Nova Terezina Fm. Tacuarembó Estrada Nova s.s Paso Aguiar Iraty Mangrullo Fm. Mangrullo Fm. Frayle Muerto Palermo Palermo Palermo Palermo Frayle Muerto Río Bonito Río Bonito Bonito Bonito Tres Islas Itararé Fm. Arapey Yaguarí Melo (Incluye Iraty) Itararé NeoGondwana Bossi (1966) Fm. Yaguarí Melo (Incluye Iraty) Iraty Serie Turbarão Falconer (1931 a y b) Itararé Itararé San Gregorio EoGondwana Ferrando & Andreis (1986) - Fm. San Gregorio -Tres Islas Mesozoico - - Fm. Buena Vista Fm. Buena Vista Fm. Yaguarí Fm. Yaguarí Fm. Paso Aguiar Pérmico de Santa Ana (2004) Fm. Paso Aguiar Fm. Melo Fm. Mangrullo Fm. Frayle Muerto Fm. Tres Islas Megasecuencia PermoCarbonífera. Fm. Tres Islas Ciclo transgresivoregresivo de 2º orden Fm. Fm. Cerro Pelado San Gregorio Fm. San Gregorio Tabla I.1. Nomenclatura de las unidades paleozoicas de la cuenca de Paraná en Uruguay según diferentes autores, así como la de algunas unidades mesozoicas. 30 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) II. GEOLOGÍA La geología del área del presente estudio fue, por primera vez, objeto de un estudio sistemático por Elizalde et al. (1970) en su Cartografía Geológica a escala 1:100.000 en el sector XXX de la hoja Aceguá, donde se estableció para el área comprendida entre la Sierra de Aceguá y el sector Norte de la Sierra de los Ríos, la primera estratigrafía detallada de la zona. En la publicación mencionada, se basa, con leves modificaciones, la columna estratigráfica manejada en el presente trabajo: Cuadro estratigráfico (de base a tope) - Unidad Los Ceibos - Granito Aceguá y Granito Las Cañas - Pegmatitas - Granitos y Microgranitos Isidoro Noblía - Formación Sierra de Ríos - Formación San Gregorio - Formación Tres Islas - Formación Melo - Formación Yaguarí - Formación Dolores y Aluviones Actuales UNIDAD LOS CEIBOS En el presente trabajo se define la Unidad Los Ceibos como un conjunto de milonitas que no han sido descriptas en publicaciones anteriores. Esta unidad se presenta en afloramientos aislados conformando el basamento del área de estudio encontrándose intruída por un conjunto de granitoides que serán descriptos más adelante. En la zona Sur de la Sierra de los Ríos (Figura II.1, punto 19: Anexo II), las rocas miloníticas se encuentran aflorando a ras del suelo, no obstante, el rumbo y buzamiento de la foliación milonítica pudieron ser determinados con precisión aceptable. La orientación de la mencionada foliación oscila entre N40º, 55º SE hasta N50º llegando a verticalizarse. La medida más fiable obtenida en este afloramiento es N43º, 74º SE. Unos metros más al Norte se observa un granito con xenolitos constituidos por 31 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) milonitas similares a las descriptas (Figura II.2). Otro afloramiento de rocas miloníticas se encuentra en una cantera ubicada en la zona Norte de la Sierra de los Ríos (punto 30: Anexo II). La foliación de estas litologías posee orientación N100º, 40ºSW. Esta unidad se encuentra intruída por un granito porfírico, el cual presenta evidencias de haber sufrido fallamiento posterior a su emplazamiento. A B Figura II.1. A) Milonitas cuarzo-feldespáticas de la Unidad los Ceibos. B) Detalle de las mismas mostrando el rumbo de la foliación milonítica. Las milonitas, en muestra de mano, presentan alternancia de finas bandas claras y oscuras debido a la concentración dinámica de minerales félsicos y máficos respectivamente. Están compuestas esencialmente por cuarzo, feldespatos y filosilicatos oscuros de grano muy fino. La deformación altamente penetrativa que afectó a estas rocas da lugar a la típica foliación milonítica, la cual se observa con claridad (Figura II.1). El protolito es presumiblemente granítico. A B Figura II.2. A) Xenolito de roca milonítica en el Granito Las Cañas. B) Detalle del mismo mostrando foliación milonítica. 32 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) GRANITOS ACEGUÁ (Elizalde et al., 1970) y LAS CAÑAS (Elizalde et al., 1970, enmendado en este trabajo) Estos granitoides se desarrollan en dos grandes macizos localizados en las Sierras de los Ríos y Aceguá, constituyendo las unidades graníticas estratigráficamente más basales de la zona de estudio (ver justificación más adelante). Elizalde et al. (1970) definieron dos unidades, cada una correspondiente a uno de los macizos: Granito Aceguá, aflorante en las cercanías de la localidad homónima (Figura II.3.), y Granito Sierra de Ríos, que conforma el basamento de la Formación Sierra de Ríos. En este trabajo, con el objetivo de eliminar las sinonimias, el Granito Sierra de Ríos es denominado Granito Las Cañas (Figura II.4.), dado que aflora en las proximidades del arroyo homónimo. Por otra parte, los autores antedichos señalan numerosas similitudes tanto mineralógicas como texturales entre ambos macizos, así también varias diferencias, lo que fue ratificado en este trabajo. Estos cuerpos podrían representar tanto diferentes facies del mismo magmatismo, como eventos magmáticos diferentes. En este trabajo, se considera que estas unidades representan distintas facies de las raíces del mismo arco volcánico dadas sus grandes similitudes mineralógicas y texturales, su cercanía espacial y el hecho de que ambos se encuentran afectados por los mismos eventos tectónicos y magmáticos, lo que sugiere su posible contemporaneidad Estos granitoides son predominantemente porfiríticos con biotita y/o hornblenda como componentes máficos principales y su color habitual es rosa claro. Elizalde et al. (1970) los caracterizaron como calcoalcalinos debido a su composición mineralógica. A B Figura II.3. A) Modo de afloramiento del Granito Aceguá al Sur de la sierra homónima (punto 42: Anexo II). B) Puede apreciarse que en ocasiones se encuentra peneplenizado. 33 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) A B Figura II.4. A) Afloramiento en bochas del Granito Las Cañas al Sur de la Sierra de los Ríos (punto 8: Anexo II). B) Detalle del mismo mostrando textura porfiroide. Estos macizos graníticos se encuentran actualmente separados por fallas normales que enmarcan un fragmento de la cuenca de Paraná (Figura II.5.). Asimismo, se encuentran intruyendo a la unidad milonítica anteriormente mencionada en las zonas Norte y Sur de la Sierra de los Ríos, encontrándose frecuentemente alterados. Los granitos de esta unidad no presentan deformación penetrativa pero se encuentran habitualmente fracturados, afectados por fallamiento normal e inverso, e intruídos tanto por granitos y microgranitos más jóvenes como por granófiros y riolitas de la Formación Sierra de Ríos tal como fue señalado por Elizalde et al. (1970). Las fallas regionales están preferentemente orientadas E-W a NW-SE en Aceguá, mientras que en la Sierra de los Ríos lo están en dirección N60ºE, en el sector Norte de la misma, mientras que en la zona Sur se orientan preferentemente en dirección N-S (Figuras II.6. y II.7.). 34 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura II.5. Mapa geológico de la región donde pueden apreciarse los macizos graníticos de Aceguá y Las Cañas. Modificado de Bossi et al. (1998). 35 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura II.6. Vista desde la cantera ubicada al Norte de la Sierra de los Ríos (punto 30: Anexo II). Al fondo se observa una falla regional que separa la Sierra de las sedimentitas paleozoicas de la Formación Tres Islas. Figura II.7. Falla normal regional de rumbo N30º al Norte de la Sierra de los Ríos (punto 34: Anexo II). En varios afloramientos pudieron ser observadas más de una fase de deformación rúptil afectando a esta unidad. Por ejemplo, en la zona Norte de la Sierra de los Ríos (punto 30: Anexo II, Figuras II.8. y II.9.) se observan al menos tres eventos de deformación: el primero evidenciado por venas hidrotermales, el segundo representado por corrimientos y fallas inversas mientras que el tercero se manifiesta por desplazamientos de rumbo dextrales. 36 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura II.8. Cantera del punto 30 (Anexo II) donde se observa el Granito Las Cañas intruído por diques decimétricos de pórfidos riolíticos de la Formación Sierra de Ríos. Figura II.9. Cantera del punto 30 (Anexo II) donde se observa el Granito Las Cañas atravesado por venas hidrotermales y diques de pórfidos riolíticos de la Formación Sierra de Ríos. Se observa fallamiento inverso. En una cantera al Sur de la Sierra de los Ríos (punto 48: Anexo II) el granito y las sedimentitas suprayacentes están cortados por fallas verticales que levantan el granito en relación a las sedimentitas paleozoicas (Figuras II.10. y II.11.). Del mismo modo, se observan fallas inversas con desplazamientos centimétricos y numerosas fallas normales cuya orientación oscila entre N120º, 30º SW y N155º, 52º SW, a menudo con desarrollo de espejos y harina de falla. Asimismo, se aprecian fallas horizontales de desplazamiento de rumbo. 37 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura II.10. Falla vertical que pone en contacto las sedimentitas arenosas de la Formación Tres Islas con el Granito Las Cañas. El afloramiento se localiza en la zona Sur de la Sierra de los Ríos (punto 48: Anexo II). Figura II.11. Detalle de la falla vertical anterior mostrando la estratificación de las areniscas y su deformación en las cercanías de la falla. 38 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) En adición, esta unidad granítica se encuentra recortada por venas pegmatíticas, granitos y microgranitos y por filones riolíticos pertenecientes a la Formación Sierra de Ríos (Figuras II.8. y II.9., Ej. puntos 29 y 30: Anexo II). En las inmediaciones de Aceguá, en la cantera de vialidad próxima de la localidad de Isidoro Noblía (Figura II.12., punto 36: Anexo II), se observan además de lo indicado previamente, intrusiones en forma subesférica y filones de un granito rosado fresco de grano fino a medio. Estos son recortados a su vez por fallas dextrales y sinestrales. Figura II.12. Diques de riolitas afaníticas de la Formación Sierra de Ríos intruyendo al Granito Aceguá en cantera de vialidad cercana a la localidad de Isidoro Noblía (punto 36: Anexo II). La textura dominante de los Granitos Aceguá y Las Cañas es porfiroide con fenocristales de feldespato potásico de hasta 7 cm de arista mayor. Estos fenocristales presentan zonación en numerosas ocasiones. Tanto en la Sierra de los Ríos como en la Sierra de Aceguá, los fenocristales de feldespato potásico del granito porfírico alcanzan hasta 7 cm de arista (Figuras II.13., II.15. y II.16., puntos 29, 36 y 40: Anexo II), siendo la textura dominante de estas unidades. 39 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura II.13. Afloramiento del Granito Las Cañas al Norte de la Sierra de los Ríos. La roca se encuentra muy alterada mostrando textura porfiroide con fenocristales de feldespato potásico de hasta 7 cm de arista mayor (punto 29: Anexo II). En contados afloramientos localizados en la zona Sur de la Sierra de los Ríos, pudo apreciarse en el granito un bandeado de origen presumiblemente magmático, de dimensiones decimétricas. Cada una de estas fajas presenta granulometría uniforme, pero difiere con la de las bandas adyacentes (Figura II.14., puntos 18 y 22: Anexo II). Esto es interpretado aquí como niveles de cristalización heterogénea debido a su proximidad al margen de la cámara magmática. El recorte de venas pegmatíticas sugeriría que este afloramiento estaría representando el tope de la intrusión. A B Figura II.14. Bandeado magmático en Granito Las Cañas (punto 18: Anexo II). A) Cada faja muestra granulometría más o menos homogénea pero diferente a la de las bandas adyacentes debido a su proximidad al margen de la cámara magmática. B) Vista del afloramiento mostrando las diferentes bandas. 40 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) El Granito Aceguá, como se mencionó anteriormente, es porfirítico presentando fenocristales de feldespato alcalino zonados de hasta 7 cm de arista de color rosado, los cuales, en ciertos afloramientos (Ej. Punto 40: Anexo II, Figura II.15.), exhiben cierta orientación preferencial producto del flujo dentro de la cámara magmática. A B C Figura II.15. Afloramiento del Granito Aceguá. La roca se encuentra bastante fresca exhibiendo textura porfiroide. A) alineación incipiente de los fenocristales de feldespato alcalino debido al flujo dentro de la cámara magmática. B) fenocristales de feldespato alcalino zonados. C) fenocristales de feldespato alcalino no zonados. Ocasionalmente (Ej. punto 36: Anexo II), presenta bandeado de tamaño de grano similar al observado en la Sierra de los Ríos (capas de grano fino sobre capas gruesas y viceversa). El granito porfirítico frecuentemente presenta autolitos con elevada concentración de mafitos y cristales de feldespato potásico de hasta 1 cm (Ej. puntos 36 y 40: Anexo II, Figura II.16.). Estos enclaves pueden presentarse alineados originando una textura tipo schlieren. 41 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) A B C Figura II.16. A) Autolito con alta concentración de minerales máficos (hornblenda y biotita) en el Granito Aceguá. A la derecha se observa una vena de microgranito de Isidoro Noblía atravesando al primero (punto 36: Anexo II). B) Detalle del autolito mostrando fenocristales centimétricos de feldespato potásico. C) Venas de microgranito cortando al Granito Aceguá. En el Granito Las Cañas, el componente máfico principal es biotita, mientras que en el Granito Aceguá está representado por hornblenda, la cual suele encontrarse en cristales automorfos y predomina sobre la biotita. En la Sierra de los Ríos, Elizalde et al. (1970) caracterizaron a estos granitoides como granitos calcoalcalinos y granodioritas por medio del estudio de cortes petrográficos. Según los autores mencionados, estas rocas están compuestas mineralógicamente por microclina, albita, cuarzo y biotita, encontrándose apatito y esfeno como minerales accesorios. Las observaciones en muestra de mano realizadas en este trabajo nos permiten confirmar la presencia de feldespatos potásicos, plagioclasa, 42 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) biotita y esfeno, mientras que en el Granito Aceguá se observó además hornblenda, no advirtiéndose la presencia de titanita. Los contactos de estos granitos con las milonitas que conforman su basamento son de naturaleza intrusiva (puntos 19 y 30: Anexo II, ver Figura II.2). Del mismo modo, intrusiones graníticas y diques de microgranito correspondientes al Granito Isidoro Noblía (definido más adelante), y riolitas de la Formación Sierra de Ríos, recortan a las unidades graníticas basales (ver Figuras II.8., II.9., II.12., II.16. y II.20., Ej. puntos 29, 48 y 36: Anexo II). Los derrames riolíticos suelen presentarse además, por encima de los granitos porfiroides. Por otra parte, el contacto entre estos granitoides con las sedimentitas paleozoicas, representadas por las Formaciones Tres Islas y Yaguarí, suele ser de tipo tectónico, marcado por fallas normales (Figura II.17.A). Asimismo, se ha observado contacto neto subhorizontal entre ambas unidades donde el granito se encuentra peneplanizado (Figura II.17.B). A B Figura II.17. Contacto entre las sedimentitas paleozoicas de la Formación Tres Islas y el Granito Las Cañas. A) Contacto de falla al Norte de la Sierra de los Ríos (punto 29: Anexo II). B) contacto depositacional al Sur de la Sierra de los Ríos (punto 21: Anexo II). PEGMATITAS Durante el desarrollo de este trabajo, numerosos afloramientos de rocas pegmatíticas fueron observados en la Sierra de los Ríos. Por otra parte, Elizalde et al. (1970) documentan afloramientos de pegmatitas también en la zona de Aceguá. Estas pegmatitas están asociadas al Granito Las Cañas como venas y filones que alcanzan volúmenes considerables. Presentan tamaño de grano muy grueso y texturas granofírica y gráfica. Mineralógicamente están constituidos fundamentalmente por cuarzo, feldespatos y muscovita (Figura II.18.). 43 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura II.18. Filón de pegmatita granítica mostrando textura gráfica en Zona Centro-Sur de la Sierra de los Ríos (punto 22: Anexo II). Hacia los márgenes del filón, el tamaño de grano disminuye significativamente. En ciertos afloramientos localizados en el la zona Centro-Sur de la Sierra de los Ríos (puntos 17 y 18: Anexo II, Figura II.14.) las pegmatitas graníticas se encuentran asociadas a los granitos que exhiben bandeado magmático debido a la cristalización diferencial en la zona cercana al techo de la cámara magmática. Frecuentemente se presentan en venas de espesor decimétrico recortadas por fallas subverticales de desplazamiento de rumbo (Figura II.19.). En otras ocasiones las pegmatitas se presentan como filones potentes. La mineralogía, granulometría muy gruesa y el desarrollo de texturas granofírica y gráfica son los rasgos principales que caracterizan a estas rocas. A B Figura II.19. A) Afloramiento de pegmatitas graníticas (punto 22: Anexo II). B) Detalle de las venas pegmatíticas mostrando fallas de desplazamiento de rumbo sinestrales. 44 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) GRANITO ISIDORO NOBLÍA (Elizalde et al., 1970, enmendada en este trabajo) Esta unidad está representada por granitos y microgranitos isótropos con biotita como mafito predominante, que intruye a los granitos Aceguá y Las Cañas. Fue descripta por primera vez por Elizalde et al. (1970) bajo el apelativo de granitos rosados y microgranitos. En este trabajo, dicha unidad es definida como Granito Isidoro Noblía, localidad donde sus relaciones estratigráficas y modos de intrusión se observan claramente. Estos granitos se encuentran bien representados tanto en la Sierra de Aceguá como en la Sierra de los Ríos, constituyendo fundamentalmente filones y cuerpos subesféricos de pequeñas dimensiones que cortan las pegmatitas y los granitos Aceguá y Las Cañas, siendo recortados a su vez por los diques de la Formación Sierra de Ríos (Figura II.20.). Este fenómeno puede ser observado con claridad en la cantera cercana a la población de Isidoro Noblía (punto 36: Anexo II) donde estas litologías se encuentran intruyendo al granito porfírico. Las intrusiones se dan en forma de cuerpos subesféricos, filones y venas de granito rosado fresco de grano medio a fino, los cuales son a su vez atravesados por diques riolíticos de aproximadamente 30 m de espesor pertenecientes a la Formación Sierra de Ríos. En este afloramiento los granitos isótropos son recortados además por fallas dextrales y sinestrales (Figura II.21.). Por encima aparecen sedimentitas paleozoicas lo que permite determinar las relaciones estratigráficotemporales de las unidades presentes (ver Figura II.20.). Figura II.20. Relaciones estratigráficas entre las unidades presentes en la cantera de vialidad cercana a Isidoro Noblía. Donde se observa el Granito Aceguá recortado por filones del Granito Isidoro Noblía y riolitas de la Formación Sierra de Ríos y cubierto por sedimentitas de la Formación Tres Islas (punto 36: Anexo II). 45 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura II.21. Fallas de desplazamiento de rumbo dextrales y sinestrales en un filón de un decímetro de ancho del Granito Isidoro Noblía de grano medio (punto 36: Anexo II). El color verde pistacho que se observa en la falla es debida a una alta concentración de epidoto generado por soluciones hidrotermales fluyendo a lo largo de los planos de falla. Figura II.22. Granito Isidoro Noblía, cuerpo en forma subesférica de granito rosado de grano medio (punto: Anexo II 36). 46 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura II.23. Granito Isidoro Noblía. Venas de espesor centimétrico de granito rosado de grano medio a fino en el granito porfiroide de Aceguá (punto 36: Anexo II). Los granitos y microgranitos Isidoro Noblía, en general se encuentran muy frescos y en la Sierra de los Ríos afloran esporádicamente en forma de bochas (puntos 1 y 2: Anexo II). En algunos casos se observa cierta planaridad de origen magmático (punto 21: Anexo II). En este trabajo no se han observado relaciones discordantes entre los microgranitos y los granitos de grano medio lo que sugeriría, en principio, que ambos representan distintas manifestaciones del mismo evento magmático. Los microgranitos se encuentran intruyendo a los granitoides más antiguos en forma de diques y venas. Ocasionalmente son recortados por filones riolíticos de la Formación Sierra de Ríos (punto 39: Anexo II). En la Sierra de Aceguá, se observaron posibles evidencias de neotectónica (punto 45: Anexo II) afectando intrusiones de microgranito y a los granitoides más antiguos recortados por ellos. Estas se caracterizan por la presencia de fracturas abiertas en el granito las cuales se encuentran rellenas por sedimentos cenozoicos no consolidados (Figura II.25.). 47 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura II.25. Granitos Isidoro Noblía y Aceguá mostrando posibles evidencias de neotectónica. Véase cómo las fracturas en el Granito son rellenadas por sedimentos no consolidados (punto 45: Anexo II). Los granitos y microgranitos de esta unidad son esencialmente equigranulares y biotíticos. Según los estudios petrográficos de Elizalde et al. (1970) está integrado principalmente por cuarzo, microclina u ortoclasa y albita como componentes félsicos, y biotita, hornblenda y anfíbol sódico como componentes máficos. En consecuencia, estas rocas tendrían una tendencia alcalina. Los accesorios estarían representados por opacos y epidoto, siendo extraños la muscovita y el apatito. Las observaciones a muestra de mano realizadas en este estudio permitieron identificar la mineralogía de granulometría mayor consistente en cuarzo, feldespato alcalino, plagioclasa y biotita y esfeno. Asimismo, pudo apreciarse que algunos de los feldespatos alcalinos presentaban zonación. 48 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) FORMACIÓN SIERRA DE RÍOS (Elizalde et al., 1970) Esta unidad fue definida por Elizalde et al. (1970) como un conjunto de derrames y diques de riolitas porfíricas con fenocristales de ortosa pertítica (o menos frecuentemente albita) que presentan generalmente matriz micropegmatítica (granofírica). La matriz de estas rocas presenta como color predominante el azul oscuro, variando hacia rojos violáceos y ocres, según la granulometría y grado de meteorización. La alteración hidrotermal suele generar colores verde pistacho en afloramientos aislados. Los fenocristales de feldespato potásico son de color rosa oscuro mientras que los cuarzos son transparentes. Según Elizalde et al. (1970) la matriz de estas rocas es predominantemente afanítica criptocristalina y a veces micropegmatítica con hasta 40% de fenocristales de cuarzo, ortoclasa y más raramente albita. Asimismo, los autores antedichos indicaron que la textura de los filones es masiva mientras que los derrames suelen exhibir textura fluidal, lo que coincide con las observaciones realizadas en este estudio. La discusión sobre la composición mineralógica de estas rocas se encuentra en los capítulos III y IV: Petrografía y Difractometría de Rayos X, respectivamente. La fotointerpretación permite afirmar que los filones de la Formación Sierra de Ríos presentan una orientación general N60ºE en el Norte de la Sierra de los Ríos tal como fue indicado por Elizalde et al. (1970), mientras que en el Sur su orientación promedio es de N10ºE (ver Anexo I). En la zona central la actitud de los diques es intermedia entre los valores mencionados. Por su parte, en Aceguá se orientan entre N60ºW y E-W. Es de señalar que la orientación de los diques coincide, en líneas generales, con la de las fallas que afectan al basamento granítico en cada uno de los macizos y con las que delimitan la porción de la cuenca sedimentaria que los separa. Los derrames riolíticos se localizan en las zonas algo más bajas topográficamente, alejadas de las fallas occidentales ocupando el Este de la Formación Sierra de Ríos (ver mapa). En la zona Norte a Centro-Norte de la Sierra de los Ríos, fue medido el rumbo de varios diques obteniéndose una dirección que oscila entre N30ºE y N70ºE. Los espesores de estos diques fluctúan entre 10 y 40 m de espesor (Figura II.26.). En el sector Sur y centro Sur la dirección de los diques varía entre N30ºE y N-S con espesores que pueden alcanzar los 100 m. En la zona de Aceguá los diques riolíticos de esta 49 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Formación son menos abundantes y presentan espesores menores, entre 5 y 30 m. Su orientación preferencial se encuentra entre N 300º y E-W. Figura II.26. Modo de afloramiento de los diques de la Formación Sierra de Ríos al Sur del área de estudio (punto 23: Anexo II). Como ya fuera mencionado, los diques de la Formación Sierra de Ríos se encuentran intruyendo el basamento granítico representado por los granitos de Aceguá y Las Cañas, ambos porfiríticos de grano grueso (Ej. punto 31: Anexo II) y sus pegmatitas asociadas (Figura II.27., Ej. punto 28: Anexo II); de la misma forma intruyen a los granitos y microgranitos Isidoro Noblía con textura isótropa y tendencia alcalina (Ej. punto 30: Anexo II). Por su parte, los flujos riolíticos se apoyan sobre el mencionado basamento granítico. Cabe destacar una observación realizada en el sector centro Sur de la Sierra de los Ríos (punto 24: Anexo II, Figura II.28.) donde aparecen dos diques paralelos de rumbo N30º y aproximadamente 100 m de espesor separados por un espacio de aproximadamente 30 m. En el límite oeste del dique occidental se observa en un afloramiento muy pequeño una metamorfita violácea a rosada con anfíboles y dos foliaciones que recuerda a los esquistos del Grupo Lavalleja (Formación Fuente del Puma de Sánchez Bettucci, 1998). 50 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura II.27. Contacto intrusivo entre el Granito Las Cañas y un dique de la Formación Sierra de Ríos (punto 28: Anexo II). A B Figura II.28. A) Vista desde el Norte de los dos diques porfídicos paralelos del punto 24 (Anexo II). Hacia atrás se observan las lomadas suaves de la Formación Tres Islas. B) Esquistos violáceos a rosados con anfíboles verdes similares a las metamorfitas del Grupo Lavalleja. Por otra parte, se ha constatado que los diques de la Formación Sierra de Ríos recortan a los filones de microgranito (Ej. punto 39, Sierra de Aceguá, Anexo II) lo que indica una diferencia en la temporalidad de dichas intrusiones. Esta observación, aparentemente intrascendente, no fue tenida en cuenta por Cingolani et al. (1993) ni por Bossi et al. (1993b), sin embargo resulta un dato significativo para la discusión sobre la geocronología de la Formación Sierra de Ríos. Estratigráficamente por encima de las riolitas de la Formación Sierra de Ríos se encuentran los sedimentos paleozoicos frecuentemente en contacto tectónico, dado por fallas normales con las rocas cristalinas y ocasionalmente en contacto discordante subhorizontal. 51 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Los diques de esta unidad son normalmente porfíricos y esporádicamente ocurren como riolitas afaníticas, presentan fenocristales de feldespato alcalino y cuarzo en una matriz afanítica holocristalina granofírica a micrográfica. Esta matriz es predominantemente de color azul oscuro que según la granulometría y grado de alteración puede pasar a colores violáceos y rojos. Los fenocristales de feldespato potásico presentan color rosa oscuro y pueden rebasar 1 cm de arista, siendo su granulometría promedio de aproximadamente 6 mm (Figura II.29.). Los fenocristales de cuarzo son transparentes y algo más pequeños. En algunos afloramientos localizados en el Sur de la Sierra de los Ríos ha sido posible observar la reducción de la granulometría en las cercanías de los márgenes de los diques (punto 24: Anexo II). También fue apreciada, en esta zona, la presencia de pirita de hasta 0,5 mm de lado en un dique de matriz negruzca (punto 26: Anexo II). Las riolitas afaníticas de colores grises azulados y rojizos fueron observadas en canteras ubicadas al Sur de Aceguá y Norte de Sierra de los Ríos (puntos 36 y 30 respectivamente: Anexo II), y en un afloramiento en el área central de la última (punto 28: Anexo II). Figura II.29. Fotografía de muestra de mano de un típico pórfido riolítico de la Formación Sierra de Ríos. Nótese el gran tamaño de los fenocristales de feldespato alcalino que alcanzan hasta los 8 mm, mientras que los cuarzos son siempre más pequeños. Las estructuras de derrame se han observado exclusivamente en la Sierra de los Ríos y están compuestos fundamentalmente por riolitas porfíricas. Estas efusiones suprayacen a los granitoides porfíricos del basamento que se encuentra frecuentemente 52 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) alterado, peneplanizado y esporádicamente recortado por los granitos alcalinos y venas de microgranito de Isidoro Noblía. Figura II.30. Vista del área de derrames riolíticos en el Noreste de la Sierra de los Ríos. Ocasionalmente se encuentran formando lomadas alargadas (Figuras II.30. y II.34.) de aproximadamente 100 m de ancho y varios cientos de metros de largo (Ej. punto 6: Anexo II). Los derrames están representados litológicamente por riolitas vitrofíricas frescas (Ej. punto 8: Anexo II), riolitas holocristalinas frescas a moderadamente meteorizadas, riolitas con gran alteración hidrotermal cuya matriz contiene grandes cantidades de pistacita (Ej. punto 9: Anexo II), escasas traquitas cuarzosas y brechas riolíticas. La textura fluidal y porfírica es característica de todas las muestras del derrame. Rasgos texturales tales como fiammes (Ej. puntos 8 y 9: Anexo II) y vacuolas aplanadas según la estratificación y flujo de la efusión, han sido frecuentemente observados (Figuras II.32. y II.33.). Esta planaridad se ha constatado en varios afloramientos y se orienta al N65º, 40º SE (Ej. puntos 49, 51 y 53: Anexo II). Los fenocristales en las riolitas pueden alcanzar 1,5 cm de arista aproximadamente, mientras que en las traquitas cuarzosas ascienden a 2 cm. Los flujos riolíticos suelen englobar pequeños fragmentos de otras litologías así como de la propia. También se ha observado bloques de hasta 60 cm de eje mayor compuestos por las mismas riolitas dentro de una matriz de igual 53 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) composición, llegando a conformar verdaderas brechas riolíticas (Figura II.34.). En el último caso, la matriz se encuentra considerablemente ferrificada. Figura II.31. Afloramiento y morfología del paisaje en la zona central de los derrames riolíticos (punto 52: Anexo II). Figura II.32. Estructuras de flujo incipientes en riolitas efusivas de la Formación Sierra de Ríos (punto 6: Anexo II). 54 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura II.33. Estructuras de flujo, vacuolas aplanadas y alineadas en riolitas efusivas de la Formación Sierra de Ríos (punto 49: Anexo II) A C Figura II.34. Brecha riolítica aflorante en la zona Centro-Este de la Sierra de los Ríos, en contacto con los derrames riolíticos. A) y B) Forma de afloramiento de la brecha. Nótese que el tamaño de los clastos puede superar los 40 cm. C) y D) Detalle de la brecha exhibiendo clastos angulosos. B D 55 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) En el noroeste de la zona de derrames Elizalde et al. (1970) describieron una roca de textura heterogranular con fenocristales en una enorme proporción (80%) y matriz micropegmatítica a la cual clasificaron como sienita cuarzosa. Lamentablemente, no fue posible hallar los afloramientos de estas litologías en el trabajo de campo realizado para esta investigación. Por otra parte, dentro del área de derrames riolíticos, en el extremo Sur del fotoplano Centurión, los autores mencionados describen una faja de milonitas riolíticas de unos 400 m de ancho afectando a la unidad. En este trabajo se observaron traquitas cuarzosas cuya foliación protomilonítica presenta orientación N77ºW, 80º SW (punto 54: Anexo II). De la Formación Sierra de Ríos fueron tomadas un total de cinco muestras para estudios de cronología isotópica por el método K/Ar. Entre estas muestras, tres corresponden a diques de pórfidos riolíticos y dos a riolitas de efusivas. La muestra para datación K/Ar en la zona Sur de la Formación Sierra de Ríos (SR1) corresponde a un derrame riolítico con estructuras de flujo (Figuras II.35. y II.36.). La muestra SR1b fue obtenida a pocos metros de la primera correspondiendo a la misma efusión (ver mapa). Figura II.35. Vista de los derrame riolíticos en la zona Sur de la Sierra de los Ríos desde el punto de muestreo SR1 (Anexo I). Figura II.36. Vista general de afloramientos de los derrames riolíticos. Punto de muestreo SR1. 56 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) En el sector Norte de la Formación Sierra de Ríos se muestrearon para datación K/Ar pórfidos riolíticos correspondientes a dos diques (muestras SR10 y SR12, ver Anexo I). El dique del cual fueron extraídas las muestras SR10 y SR10b (Figuras II.37. y II.38.) presenta dirección N70º y 40 m de ancho (punto 31: Anexo II). A poca distancia al Norte de este sitio aflora el basamento granítico. Por su parte, la muestra SR12 (ver Anexo I) fue obtenida en otro dique de pórfido riolítico orientado al N55ºE (Figura II.39.), que presenta aproximadamente 15 m de ancho (punto 32: Anexo II). Ambos filones están constituidos por riolitas azules porfíricas; en el caso del punto 32, los fenocristales de feldespato alcalino presentan aproximadamente 6 mm de arista. Figura II.37. Diques de pórfidos riolíticos en la zona Norte de la Sierra de los Ríos correspondientes a los puntos de muestreo para geocronología SR 10 y SR 12. A B Figura II.38. Dique de pórfido riolítico correspondiente al punto SR 10. A) Vista general del afloramiento. B) Vista en detalle. 57 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) A B Figura II.39. Dique de pórfido riolítico correspondiente al punto SR 12. A) Vista en detalle del afloramiento. B) Vista general. SECUENCIAS PALEOZOICAS La cobertura sedimentaria de las rocas del basamento cristalino representado por milonitas, granitoides y riolitas antes mencionados constituye, en la zona de estudio, parte del relleno de la cuenca de Paraná. La cuenca de Paraná abarca una superficie de aproximadamente 1,7 x 106 km2 en los actuales territorios de Bolivia, Paraguay, Uruguay, Brasil y Argentina. Su desarrollo comenzó en el Paleozoico conformando una cuenca intracratónica en el Gondwana Occidental (Veroslavsky et al., 2006). Según Basei & Brito Neves (1992) el inicio de la sedimentación se produce durante el Silúrico debido a la considerable actividad tectónica desarrollada en la región hasta el Ordovícico Tardío. En el territorio uruguayo los registros sedimentarios más tempranos en esta cuenca se presentan a partir del Carbonífero superior, culminando en el Cretácico (Walther, 1919; Falconer, 1937; Bossi et al., 1998, de Santa Ana et al. 2006, entre otros). Según Ferrando & Andreis (1986), Bossi et al. (1998), entre otros, la sedimentación Neopaleozoica está representada, de base a tope, por las siguientes unidades: Formación San Gregorio Formación Tres Islas Formación Melo, integrada por tres miembros: Frayle Muerto Mangrullo Paso Aguiar Formación Yaguarí Formación Buena Vista 58 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) De Santa Ana (2004) conserva la concepción de Bossi (1966) respecto al rango formacional de las unidades Frayle Muerto, Mangrullo y Paso Aguiar. Sin embargo, separa las facies distales de la Formación San Gregorio definiendo la Formación Cerro Pelado. Las unidades aflorantes en el área bajo análisis están representadas por las Formaciones Tres Islas y Yaguarí. Los afloramientos de las formaciones Melo y San Gregorio se encuentran algo más alejados de la zona de estudio. A continuación se describen las unidades que ocurren en el área de estudio. FORMACIÓN SAN GREGORIO (Caorsi & Goñi, 1958, enmendada por Ferrando & Andreis, 1986) Esta Formación equivale a la unidad Itararé de Walther (1919), Falconer (1931a), Caorsi & Goñi (1958), entre otros. Corresponde a la base de la secuencia Neopaleozoica en Uruguay sobreyaciendo, en discordancia, al basamento cristalino y a la secuencia Devónica y subyaciendo en concordancia a la Formación Tres Islas. Está integrada predominantemente por conglomerados y secundariamente por areniscas, pelitas y diamictitas (Figuras II.40. y II.41.). La ocurrencia de ritmitas, tillitas con clastos estriados y cadilitos sugieren un origen es glacial. Las tonalidades de estas rocas varían desde el gris, blanco, rosado, violeta, pardo y amarillento. Figura II.40. Areniscas y pelitas blanquecinas y violáceas de la Formación San Gregorio. 59 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura II.41. Pelitas y areniscas finas violáceas de la Formación San Gregorio. De Santa Ana (2004) separó las facies pelíticas y pelítico-arenosas de esta unidad definiendo la Formación Cerro Pelado, que correspondería a facies distales en una plataforma con influencia glacial y que presenta tonalidades grises, pardas y negras. A B Figura II.42. Pelitas y areniscas finas de la Formación San Gregorio en el Cerro Pelado. A) Vista general del Cerro Pelado. B) Pelitas y pelitas arenosas de la Formación Cerro Pelado sensu de Santa Ana (2004) en las que se observa un par de Fallas inversas conjugadas presumiblemente debidas a la tectónica permo-triásica. 60 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) FORMACIÓN TRES ISLAS (Caorsi & Goñi, 1958, enmendada por Ferrando & Andreis, 1986) Está integrada por sedimentitas detríticas donde las areniscas cuarzosas, micáceas y subordinadamente arcósicas, de granulometría fina a gruesa, selección buena a regular y matriz arcillosa son la litología más frecuente, mientras que las pelitas y areniscas conglomerádicas se encuentran en mucha menor proporción. Ocasionalmente contienen cemento silíceo, presentan tonalidades amarillas, naranjas, rojas, rosadas, pardas y violáceas. Las estructuras sedimentarias características de esta formación son la estratificación masiva, cruzada y plano paralela. (Walther, 1919; Falconer, 1931 a y b; Ferrando & Andreis, 1986; entre otros) Tal como fuera sugerido por Elizalde et al. (1970), esta formación se caracteriza geomorfológicamente por generar un paisaje ondulado con lomadas suaves. En la zona de estudio, esta unidad aflora principalmente en la falda Sur y Sureste de la Sierra de los Ríos y en la falda Sur de la Sierra de Aceguá (ver Anexo I), encontrándose frecuentemente en contacto tectónico con las rocas del basamento, el cual está marcado por fallas (ver Figuras II.10, II.17.A y II.44.). Del mismo modo, en varios afloramientos en los cuales los granitoides se encuentran peneplanizados puede apreciarse un contacto neto subhorizontal entre el basamento granítico y la Formación Tres Islas (Figuras II.45. y II.46.). En algunos de estos afloramientos la estratificación presenta una actitud N30º, 20ºE. En las proximidades de este tipo de contacto, las areniscas contienen ocasionalmente clastos de granito de hasta 6 cm de diámetro. Figura II.43. Areniscas finas y pelitas de la Formación Tres Islas. Nótese los colores violáceos en esta porción del afloramiento (punto 29: Anexo II). 61 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura II.44. Areniscas con estratificación distorsionada en el contacto de falla que superpone a las primeras sobre el Granito Las Cañas (punto 29: Anexo II). Figura II.45. Contacto depositacional discordante donde la Formación Tres Islas sobreyace al Granito Las Cañas que se encuentra peneplanizado (punto 21: Anexo II). 62 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) A B Figura II.46. A) Areniscas con estratificación plano paralela y cruzada de bajo ángulo de la donde la Formación Tres Islas al Norte de la Sierra de Aceguá. B) Detalle del afloramiento mostrando Areniscas anaranjadas y pelitas abigarradas con estratificación plano paralela. La Formación Tres Islas, en la zona de trabajo, está constituida por areniscas amarillentas, anaranjadas y esporádicamente violáceas a rosadas debido a la presencia de óxidos de hierro (Ej. puntos 20 y 26: Anexo II) que en ocasiones alcanzan a formar costras ferrificadas. Presentan generalmente grano medio a grueso, ocasionalmente conforman areniscas conglomerádicas, con matriz arcillosa, aunque las areniscas finas no son excepcionales. Frecuentemente se desarrollan niveles pelíticos de pocos centímetros de espesor (Ej. punto 20: Anexo II). Su estratificación puede ser masiva, plano paralela o cruzada de mediano porte (Ej. punto 26: Anexo II). Están compuestas principalmente por cuarzo, feldespato y algunos fragmentos líticos. Estas areniscas pueden contener, en las proximidades del contacto erosivo con el basamento, clastos aislados de granito de hasta 6 cm de diámetro (Ej. punto 21: Anexo II). Estas litologías 63 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) suelen estar afectadas por fallas normales que a su vez cortan las rocas cristalinas y que en ocasiones las posicionan en niveles topográficamente menos elevados que a los granitoides del basamento. FORMACIÓN MELO (Caorsi & Goñi, 1958, enmendada por Ferrando & Andreis, 1986) Ferrando & Andreis (1986) definieron la Formación Melo para sustituir la denominación provisoria de “Sedimentos Pelíticos Grises” que Elizalde et al. (1970) otorgó a estas sedimentitas agrupando las formaciones Frayle Muerto, Mangrullo y Paso Aguiar de Bossi (1966). Esta Formación se desarrolla en concordancia sobre la Formación Tres Islas y presenta un pasaje progresivo a la Formación Yaguarí suprayacente (Elizalde et al., 1970). Las litologías dominantes son las areniscas finas, secundadas por pelitas, escasos conglomerados y calcáreos (Figura II.47.) Presentan tonalidades, grises, verdosas, pardas y negras, que son características de la unidad. A B C Figura II.47. Afloramiento de la Formación Melo en la Ciudad de Melo. A) Vista general del afloramiento donde se observan litologías de color verde grisáceo con laminación plano paralela. B) detalle de dicho afloramiento donde se observan areniscas finas con laminación de espesor centimétrico. C) Arenisca fina blanquecina con intercalación de niveles pelíticos milimétricos grises que marcan la laminación. 64 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Estas litologías fueron observadas en la cuidad de Melo, y en el Arroyo Seco, donde los calcáreos son relativamente abundantes. A B C D Figura II.48. Afloramiento de la Formación Melo en Arroyo Seco. A) y B) Vista general del afloramiento. C) areniscas finas de color pardo pálido con estratificación plano paralela. D) Calizas blanquecinas laminadas. FORMACIÓN YAGUARÍ (Caorsi & Goñi, 1958, enmendada por Ferrando & Andreis, 1986) En la zona de estudio, la Formación Yaguarí (Ferrando & Andreis, 1986) está representada fundamentalmente por lo que Elizalde (1967) denominó capas inferior e intermedia del miembro superior de la misma. El miembro inferior (Elizalde, 1967; Elizalde et al., 1970, Ferrando & Andreis, 1986) estaría constituido por litologías correspondientes a la intercalación de las pelitas arenosas reductoras grisáceas típicas de la de la Formación Melo y las areniscas finas oxidantes de colores abigarrados de Yaguarí con un incremento gradual de las últimas hacia el tope (Figura II.49.). El 65 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) contacto de esta unidad con la Formación Melo infrayacente es de carácter gradual (Elizalde, 1967). Los afloramientos de esta Formación se encuentran esencialmente en la ladera Norte y Noroeste de la Sierra de los Ríos. El contacto tectónico entre esta unidad y las rocas del basamento está señalado por fallas normales donde los sedimentos se ubican en lugares topográficamente más bajos que el basamento. Los afloramientos de esta formación están representados por areniscas finas alternando con limolitas con colores muy característicos entre los cuales predominan los rojos de oxidación que frecuentemente alternan con colores verdosos y grises de reducción. Exhiben estratificación masiva, cruzada de bajo ángulo y plano paralela. Figura II.49. Miembro inferior de la Formación Yaguarí sensu Elizalde (1967) y Ferrando & Andreis (1986). Nótese la intercalación de colores grises y abigarrados. Geomorfológicamente, esta formación se caracteriza, según Elizalde et al. (1970), por originar un paisaje ondulado con pendientes más fuertes que el resto de los sedimentos paleozoicos, con lomadas lobulares y laderas convexas. Esto pudo ser corroborado en líneas generales en este trabajo. 66 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) SEDIMENTOS CENOZOICOS Están representados por coluviones y aluviones asignados por Preciozzi et al. (1985) a la Formación Dolores que afloran en discordancia principalmente sobre las Formaciones Tres Islas y Yaguarí (Elizalde et al., 1970). En este trabajo no se ha constatado la presencia de esta unidad sobre el basamento de la Sierra de los Ríos, estando presentes en la Sierra de Aceguá. Por otra parte, los aluviones actuales presentan numerosas discordancias de acuerdo a los autores previamente mencionados acusando menor desarrollo que los antiguos dado que los cursos de agua sobre los que se desarrollan se encuentran encajonando el lecho (Elizalde et al., 1970). Estos sedimentos no consolidados tienen una ínfima expresión sobre el basamento de la zona de estudio. CUADRO ESTRATIGRÁFICO En la página siguiente se presenta un cuadro comparativo entre las unidades estratigráficas utilizadas en el trabajo de Cartografía Geológica de Elizalde et al. (1970) en el sector XXX del segmento Aceguá (Departamento de Cerro Largo) y la utilizada en este trabajo (Tabla II.1). 67 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Unidades estratigráficas en la zona de estudio (de tope a base) Nomenclatura utilizada por Elizalde et al. (1970) Nomenclatura utilizada en este trabajo Litologías dominantes Aluviones y Coluviones Formación Dolores (Preciozzi et al., 1985) y Aluviones Actuales Formación Yaguarí (Elizalde, 1967) Formación Yaguarí Areniscas y limolitas (Ferrando & Andreis, 1986) paleozoicas Sedimentos pelíticos grises (Elizalde et al., 1970) Formación Melo Pelitas y pelitas arenosas (Ferrando & Andreis, 1986) paleozoicas Formación San Gregorio-Tres Islas (Bossi, 1966) Pelitas y areniscas cenozoicas Formación Tres Islas Conglomerados paleozoicos (Ferrando & Andreis, 1986) Formación San Gregorio Areniscas paleozoicas (Ferrando & Andreis, 1986) Formación Sierra de Ríos (Elizalde et al., 1970) Formación Sierra de Ríos (Elizalde et al., 1970) Riolitas porfíricas, granófiros y brechas riolíticas Granito rosado y Microgranito (Elizalde et al., 1970) Granitos Isidoro Noblía (este trabajo) Granitos y Microgranitos isótropos rosados con biotita Granito calcoalcalino a biotita y hornblenda, y granodiorita: Granito Aceguá (Elizalde et al., 1970) Granito Sierra de los Ríos (Elizalde et al., 1970) y Pegmatitas asociadas Granito Aceguá (Elizalde et al., 1970) y Granito Las Cañas (redefinido en este trabajo) y Pegmatitas asociadas (Elizalde et al., 1970) Granitoides calcoalcalinos porfiríticos con biotita y/o hornblenda y esfeno. Pegmatitas póstumas asociadas. Unidad los Ceibos (este trabajo) Milonitas Tabla II.1. Cuadro comparativo entre las unidades estratigráficas utilizadas por Elizalde et al. (1970) y la utilizadas en este trabajo. ____________________ 68 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) III. PETROGRAFÍA La Formación Sierra de Ríos está compuesta, como anteriormente se mencionó, por diques de granófiros riolíticos y riolitas efusivas (Elizalde et al., 1970). La petrografía de estas dos litologías se describe separadamente en este capítulo. Las microfotografías fueron tomadas en microscopio petrográfico tanto en luz natural como en luz polarizada con Nicoles cruzados utilizándose diferentes objetivos (10x, 5x y 2,5x). En este capítulo, se emplearán abreviaturas para indicar en qué condiciones fueron tomadas dichas fotografías. A modo de ejemplo, una microfotografía obtenida con luz natural y un objetivo de 5x, se indicará como LN-5x, mientras que otra tomada en luz polarizada con Nicoles cruzados y un objetivo de 10x se señalará como LP-10x. PETROGRAFÍA DE LOS DIQUES Muestra SR10, lámina 553; Muestra SR10b, lámina 554, Muestra SR12, láminas 555 y 556 Los diques de la Formación Sierra de Ríos están representados litológicamente por granófiros riolíticos. Estos presentan textura porfirítica con fenocristales de cuarzo, feldespato potásico y a menudo plagioclasa, en una matriz granofírica a micrográfica (Figura III.1.). 69 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) A B Figura III.1. Riolitas porfíricas con matriz micrográfica mostrando fenocristales de cuarzo automorfo y feldespatos alcalinos corroídos y alterados. LP-2,5x. A) matriz gruesa de la muestra SR10. B) matriz fina de la muestra SR10b. FENOCRISTALES Los fenocristales en estas rocas se encuentran en las siguientes proporciones aproximadas: cuarzo entre 50% y 70%, feldespato potásico entre 30% y 40%, y plagioclasa (albita) entre 0 y 10% A B Figura III.2. A) Fenocristales de cuarzo y plagioclasa automorfos en matriz granofírica (SR12) LP-5x. B) Fenocristales de cuarzo y ortoclasa automorfos en matriz granofírica (SR12) LP-2,5x. 70 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Los fenocristales de cuarzo alcanzan los 3 mm x 2 mm de arista, con un promedio de 2 mm x 1,3 mm, y se encuentran ocasionalmente formando “glomérulos”. Los cristales son euhédricos (Figuras III.1., III.2., III.3. y III.4.) presentando habitualmente golfos de corrosión y bordes corroídos (Figuras III.2., III.3. y III.4.), además de inclusiones de matriz y ocasionalmente opacos (Figuras III.4. y III.5.). Exhiben extinción ondulante, lamelas y maclas (Figuras III.1., III.3. y III.5.A). A veces se encuentran fracturados y atravesados por venillas de óxido de hierro. El crecimiento se da aparentemente en dos etapas reflejadas por inclusiones paralelas al borde del cristal (Figuras III.4., III.5. y III.9.). A B Figura III.3. Fenocristales de cuarzo euhédricos presentando golfos de corrosión y bordes corroídos y extinción ondulante en matriz granofírica. LP-5x. A) Matriz fina, muestra SR10b. B) Matriz gruesa, muestra SR10. 71 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) A B Figura III.4. A) Fenocristal de cuarzo euhédrico con bordes corroídos, inclusiones de matriz paralelas a las caras del cristal (muestra SR10b, LP-5x). B) Esquema ilustrando el fenómeno antedicho. A B Figura III.5. A) Extensas inclusiones de matriz paralelas al borde de cristales de cuarzo. LP-5x. B) Esquemas que ilustran los fenómenos observados. 72 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Los feldespatos potásicos están representados por ortosa pertítica y muy albitizada con macla de Carlsbad en cristales euhédricos (Figuras III.6., III.7.C., III.8. A y B, y III.11.) de hasta 8 mm x 4 mm de arista con un promedio de 2mm x 1,3mm. Presentan bordes corroídos y alterados, además de golfos de corrosión e inclusiones de matriz y opacos (Figuras III.1., III.7.B y III.8.A). Por otra parte se encuentran alterados a sericita, muscovita y caolinita (Figuras III.1., III.6.B y III.7.). Las fracturas suelen estar rellenas de óxido de hierro, matriz, filosilicatos, cuarzo y opacos (Figuras III.1.A y III.8.C). A B Figura III.6. A) Fenocristal de feldespato potásico pertítico albitizado y sericitizado (SR12, LP2,5x. B) Fenocristal de ortosa pertítica exhibiendo macla de Carlsbad (SR12, LP-2,5x). 73 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) A B C Figura III.7. Alteración en los feldespatos alcalinos. A) Corrosión y sericitización y bordes con intercrecimientos granofíricos. LP-5x. B) Biotita, clorita, opacos y muscovita asociados a un fenocristal de ortoclasa. LP-5x. C) Clorita, muscovita, biotita y opacos en fisuras de un fenocristal de ortoclasa albitizada. LN-10x y LP-10x. 74 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) B C A Figura III.8. A) Feldespato pertítico con inclusiones de matriz paralelas a las caras del cristal. LP-5x. B) Esquema que ilustra la albitización de los feldespatos alcalinos C) Esquema que ilustra los tipos de fractura en los feldespatos y su relleno. Los feldespatos también reflejan un crecimiento discontinuo en hasta tres etapas (Figuras III.9., III.10.). Esto es indicado por leves diferencias en el ángulo de extinción (zonación de extensión amplia), alteración diferencial en las diferentes zonas del cristal e inclusiones de matriz en fracturas paralelas al límite de los fenocristales (Figura III.8.A). 75 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura III.9. Esquematización del proceso de crecimiento en dos etapas de un fenocristal. La nucleación del cristal es seguida por fenómenos de corrosión a temperaturas elevadas. A medida que el enfriamiento aumenta, el cristal crece incluyendo parte de la matriz contemporánea a la nucleación (Matriz 1) siendo circundado por la matriz que estaba formándose en esta etapa (Matriz 2). La matriz 1 se conserva como inclusiones dentro del fenocristal paralelas al límite del cristal. A B Figura III.10. Esquema del fenómeno de zonación observado en feldespatos potásicos. En estos cristales se presenta un núcleo de cristalización inicial, más alterado que el resto, seguido por zonas de crecimiento progresivo. Los limites de las diferentes zonas son evidenciadas por inclusiones de matriz y/o fracturas paralelas a las caras del cristal. A) Fenocristal con crecimiento en tres etapas. B) Fenocristal con crecimiento en dos etapas 76 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Ocasionalmente presentan reacciones con la matriz aparte de la corrosión, como zonas de intercrecimiento cuarzo-feldespato tanto en los bordes del cristal como entre dos fenocristales adyacentes (Figura III.11.). Es habitual la presencia de algunos fenocristales de plagioclasa asociados a los de feldespato potásico. Figura III.11. Fenocristal de feldespato alcalino pertítico con bordes de reacción donde se observa intercrecimiento granofírico con cuarzo. Los fenocristales de plagioclasa (albita) son automorfos y se encuentran generalmente asociados a los de ortoclasa. Se encuentran altamente sericitizados. Ocasionalmente se asocian a minerales máficos. En estas asociaciones es frecuente la presencia de epidoto. Aparece también muscovita intersticial y dentro de los fenocristales (Figura III.12.). 77 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) A B Figura III.12. Fenocristales automorfos de albita sericitizados exhibiendo macla polisintética A) Fenocristal de plagioclasa asociada a feldespato alcalino. LP-5x. B) Fenocristal euhédrico de plagioclasa extremadamente sericitizado. LP-5x. MATRIZ La matriz de la muestra SR10 presenta textura granofírica a micrográfica de grano grueso al igual que la muestra SR12 (Figura III.13. A y B), mientras que la muestra SR10b presenta matriz fina a media (Figura III.13.C). Ésta se encuentra fundamentalmente compuesta por cuarzo y feldespato intercrecidos por cristalización eutéctica que se refleja en la textura granofírica y a menudo micrográfica características de estas litologías (Figura III.13. A, B y C). En las matrices gruesas se distinguen pequeños cristales de microclina (Figura III.13.D), plagioclasa y cuarzo. Entre los minerales accesorios encontramos muscovita intersticial (Figura III.13.C). Por su parte, los opacos se presentan en cristales euhédricos de sección octogonal, cuadrada e irregular tanto agrupados como dispersos (Figuras III.2. y III.7.C) Los intercrecimientos cuarzo-feldespato de cristalización eutéctica presentan esporádicamente núcleos de cuarzo. 78 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) A B C D Figura III.13. A) Matriz granofírica de grano grueso, muestra SR12. LP-5x. B) Matriz micrográfica y secundariamente granofírica de grano grueso, muestra SR10. LP-10x. C) Matriz granofírica a micrográfica de grano fino, muestra SR10b. LP-10x. D) Cristal de microclina en la matriz. Los minerales accesorios están representados por biotita, clorita y opacos anhédricos que generalmente se encuentran íntimamente ligados entre sí (Figuras III.7. B y C). Por otra parte, el epidoto aparece usualmente ligado a las asociaciones de los 79 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) primeros con plagioclasa. Asociados a los máficos, en ocasiones, se observan pequeños cristales de circón. La muscovita puede ser intersticial (ver Figuras III.7.B y III.14.) aunque a veces se asocia a biotita o feldespato potásico. Figura III.14.3. Esquema que ilustra la aparición de muscovita intersticial entre cristales de feldespato alcalino. ---------------------------- 80 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) PETROGRAFÍA DE LOS DERRAMES RIOLÍTICOS Muestra SR1, lámina 550 y Muestra SR1b, láminas 551 y 552. Los derrames riolíticos de la Formación Sierra de Ríos están constituidos litológicamente por riolitas porfíricas con textura fluidal (Figura III.15.). Figura III.15. Textura fluidal con fenocristales automorfos corroídos, fracturados y rotados por el flujo. El fenocristal mayor presenta una cola de matriz relativamente gruesa por cristalización en zonas protegidas del flujo. (SR1b-LP-2,5x). Las muestras estudiadas sugieren, además, un proceso de cristalización de la matriz en tres etapas: la primera de cristalización más o menos estática con textura granofírica de grano fino muy similar a la de los diques, seguida por dos etapas de flujo consecutivas, la primera representada por una matriz fina holocristalina mientras que la última es hialocristalina con vidrio recristalizado. Aquí se denominarán matriz 1, 2 y 3 respectivamente (Figuras III.16.). 81 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura III.16.3. Esquema que ilustra las texturas presentes en la matriz según su orden de cristalización: 1. Matriz micrográfica correspondiente a la primera etapa de cristalización. 2. Fluidal holocristalina de la segunda solidificación. 3. Fluidal hialocristalina de la cristalización final. La presencia de fenocristales de cuarzo y feldespato es constante, la textura de la roca es siempre porfirítica. El primer “microflujo” de la lava rompe y arrastra fenocristales y fragmentos de magma enfriados en situación cuasi-estática. Los bordes de estos segmentos son suaves, la lava del segundo pulso presenta fenocristales en una matriz muy fina con bandeado de flujo. Este proceso de cristalización es seguido por un tercer micropulso que produce similares fenómenos de cataclasis, corrosión y recristalización que el anterior y que se enfría muy rápidamente produciendo una matriz hialocristalina con shards en la que vuelven a aparecer los fenocristales típicos de estas riolitas. Cabe destacar que la segunda etapa de cristalización está más marcada por procesos de cataclasis de los fenocristales que la tercera donde domina la corrosión por alta temperatura. En esta etapa se genera bandeado por flujo y está representada por fenocristales de cuarzo y feldespato potásico fracturados en una matriz fina holocristalina configurando una textura fluidal porfirítica. La muscovita y el epidoto aparecen en cantidades muy pequeñas. La muestra SR1b presenta además un grado de alteración importante, con significativa cantidad de óxido de hierro. Por otra parte se ha observado la presencia de fragmentos líticos probablemente producto del arrastre del flujo ignimbrítico sobre la superficie del basamento. 82 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) MATRIZ Se pueden distinguir tres tipos de matriz, cada una correspondiente a una etapa de la cristalización de estas rocas. La granulometría de las mismas decrece a medida que la cristalización avanza en el tiempo y el enfriamiento se hace más superficial y por lo tanto más rápido. La matriz está constituida fundamentalmente por cuarzo, feldespato y opacos. Ocasionalmente se encuentran opacos con coronas de reacción formadas por biotita y clorita. El epidoto está presente como mineral accesorio (Figura III.17.). La matriz muy fina es dominante sobre la gruesa que es predominantemente micrográfica. A B Figura III.17. A) Opacos con coronas de reacción formadas por biotita y clorita. También se observa epidoto. LP-5x. B) Esquema que ilustra las mencionadas coronas de reacción. Como se mencionó anteriormente los fragmentos de magma enfriados a mayor profundidad poseen una matriz granofírica (Figura III.18.). Ésta reacciona con la lava del siguiente micropulso, dado que no aparecen entre ellas contactos de ruptura netos, sino que éstos son siempre suaves siguiendo la forma del flujo y con rápida (aunque progresiva) disminución de la granulometría. Esto correspondería a la corrosión de los fragmentos previamente cristalizados por parte del segundo flujo. Esta segunda etapa de cristalización está representada por una matriz cuarzo-feldespática de grano fino (Figuras III.15., III.19. y III.25.A). Al avanzar el siguiente pulso de magma se producen los mismos fenómenos antes descriptos para el anterior, tanto sobre los segmentos de la primera como de la segunda etapa de cristalización. La matriz de esta etapa es cuasi vítrea con gran cantidad de opacos de grano muy fino dispersos en ella, presentando en ciertas zonas textura esferulítica de recristalización. Los filosilicatos, opacos, óxidos, y 83 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) shards, además de franjas de minerales félsicos configuran el bandeado de flujo (Figura III.19. B y C). A B Figura III.18. A) Matriz granofírica. LP-2,5x. B) Matriz granofírica donde se observan los intercrecimientos en forma dendrítica entre cuarzo y feldespato en LP-2,5x. 84 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) A B C Figura III.19. A) Matriz granofírica (matriz 1) en matriz fluidal holocristalina (matriz 2). LP2,5x. B) matriz fluidal hialocristalina con shards (matriz 3), LN-5x y C) matriz fluidal hialocristalina donde se observan shards, cristales de cuarzo, concentraciones de opacos alineados según el flujo configurando un bandeado. LN-2,5x. En la lámina 551 (Figura III.20.) aparece una zona extensa con esferulitas configurando una matriz esferulítica mayor que en las demás muestras. Aparentemente el límite con la otra matriz fina es neto. Esta textura es generada por enfriamiento rápido del magma lo que forma vidrio en una primera instancia, mientras que las esferulitas originan por una recristalización posterior de la matriz hialina. En la zona de esferulitas los fenocristales se encuentran más corroídos (magma más caliente). 85 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura III.20. Segmento esferulítico de la matriz 3, visto en luz natural y polarizada con Nicoles cruzados. SR10b, 5x. FENOCRISTALES Los fenocristales de cuarzo y feldespato potásico se encuentran en las siguientes proporciones aproximadas: Cuarzo entre 50% y 60%, y feldespato potásico entre 40% y 50%. Figura III.21. Fenocristales de cuarzo y feldespato alcalino. 86 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Los fenocristales, cuya cristalización dio comienzo en subsuperficie, se presentan en un arreglo caótico, frecuentemente se encuentran fragmentados y triturados, rotados y muy corroídos (Figura III.21). Debido a la diferencia en la reología de los cristales y la matriz se generan distintos comportamientos ante el esfuerzo, siendo en los primeros de carácter más rúptil y en la última de naturaleza dúctil. Los fenómenos de corrosión por alta temperatura en los fenocristales están mucho más desarrollados en los derrames que en los diques. Muchos fenocristales son equidimensionales, aunque también se observan ocasionalmente cristales alargados cuyos ejes mayores presentan alineación a causa del flujo (Figuras III.22., III.27. y III.28.). Además en ocasiones los fragmentos separados de un antiguo fenocristal alargado se alinean según la circulación de la lava (Figura III.23.). Por otro lado, los fenocristales son euhédricos a subhédricos presentando habitualmente bordes corroídos (Figuras III.21., III.22.3 y III.24.). Suelen presentar fracturas pequeñas rellenas por matriz, mientras que el cuarzo recristalizado predomina en las de mayor tamaño (Figura III.25.). Asimismo se observan “sombras de flujo”en las zonas protegidas del flujo detrás de los fenocristales donde la matriz es más gruesa (Figura III.26.). A B Figura III.22. Fenocristales fragmentados, rotados y muy corroídos con cierta alineación de ejes mayores. Nótese el pseudomorfo de clorita en la esquina inferior derecha de las fotografías. A) Apariencia en luz polarizada LP-5x. B) Apariencia en luz natural LN-5x. 87 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura III.23. Esquema ilustrando fragmentos separados de un antiguo fenocristal alargado que se alinean según la circulación de la lava. A B C D E Figura III.24. Fotografías de diferentes fenocristales euhédricos a subhédricos. A), B), D) y E) Presentan bordes corroídos y redondeados. Estos fenocristales exhiben frecuentemente golfos de corrosión. C) Fenocristales con bordes que denotan fracturación. 88 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura III.25. A) Fracturas pequeñas rellenas por matriz en feldespato potásico pertítico euhédrico con bordes corroídos. También se observan inclusiones de matriz. LP-5x. B) Esquema ilustrando el relleno por cuarzo recristalizado en las fracturas mayores de los fenocristales A B Figura III.26. Esquema de las “sombras de cristalización por flujo” que se generan detrás de los fenocristales. En estas zonas protegidas de la circulación del magma la matriz es más gruesa. Los procesos de fracturación son evidenciados por la presencia de fragmentos de matriz con textura micrográfica fracturados, fragmentación y rotación de fenocristales de cuarzo y feldespato y fisuras en los fenocristales (Figura III.27.). Estas fracturas son rellenas por la matriz correspondiente a la zona de la roca en la que se encuentra el cristal. 89 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) A B Figura III.27. Fractura, fragmentación y rotación de fenocristales debida a la circulación del magma. LP-2,5x. Los fenocristales de feldespato potásico están representados por ortosa pertítica albitizada (Figura III.29.B) y pueden superar los 10,0 mm x 4,0 mm y su promedio granulométrico es de aproximadamente 2,3 mm x 1,4 mm. Generalmente exhiben macla de Carlsbad (Figura III.28.). Se encuentran muy fracturados, corroídos, alterados a sericita y caolinitizados (Figuras III.29.). Las fracturas suelen presentar clorita o estar rellenas por venas con opacos asociados a óxidos de Fe. Figura III.28. Fenocristal de ortosa con macla de Carlsbad en matriz 2. LP-2,5x. 90 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) A B Figura III.29. A) Alteración a caolinita en un fenocristal de feldespato alcalino con golfos de corrosión. LN-5x. B) Pertitas en fenocristales de feldespato potásico corroído y fracturado. LP5x. Los fenocristales de cuarzo se encuentran redondeados por la corrosión presentando golfos muy profundos aunque preservan rasgos de su automorfismo inicial (Figuras III.30. y III.31.). Son euhédricos alcanzando hasta 3,0 mm x 2,5 mm con un promedio granulométrico de aproximadamente 2,0 mm x 1,0 mm. Exhiben maclas y extinción ondulante (Figuras III.32. y III.33.). Además se ha observado aparentes fenómenos de fusión y recristalización, presumiblemente producto de un flujo de alta temperatura sobre los fenocristales los cuales aparecen como fundidos y cristalizados siguiendo el flujo formando una especie de “cola” (Figura III.30.). Figura III.30. Aparente fenómeno de fusión y recristalización siguiendo el flujo formando una “cola de fusión”. Asimismo, se observan shards muy compactados. LN-5x 91 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) A B Figura III.31. A) Fenocristales de cuarzo automorfos que se encuentran redondeados por la corrosión presentando golfos de corrosión. LP-2,5x. B) Cristal de cuarzo euhédirco con extinción ondulante exhibiendo golfos de corrosión muy profundos e inclusiones de matriz. Figura III.32. Cristal de cuarzo automorfo, originalmente cuarzo β transformado en cuarzo de baja temperatura. Presenta bordes de reacción con la matriz granofírica (matriz 1) y extinción en lamelas. LP-2,5x. 92 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura III.33. Fenocristales de cuarzo con bordes redondeados con extinción ondulante en matriz 2. LP-2,5x. _______________________ 93 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) IV. DIFRACTOMETRÍA DE RAYOS X MARCO TEÓRICO El descubrimiento de los rayos X fue realizado en las postrimerías del siglo XIX por W.K. Röntgen al estudiar la descarga de electricidad a través de gases enrarecidos en un tubo de rayos catódicos. Este científico determinó que esta radiación originada por el choque de los rayos catódicos contra la pared del tubo tenían propiedades similares a la luz: se propagaban en línea recta, impresionaban placas fotográficas y producían fluorescencia. Sin embargo, estos rayos (a los que denominó “Rayos X”) eran capaces de atravesar ciertos materiales que resultaban opacos a la luz visible (Röntgen, 1896 a y b, citado en Richtmyer et al., 1955). Este tipo de radiación encontró rápida aplicación en diversos campos de la ciencia. En particular, su aplicación al estudio de la estructura interna de los cristales significó un gran avance para la cristalografía. A principios de la década de 1910, Von Laue, Ewald, Friedrich y Knipping irradiando cristales con rayos X, descubrieron que las distancias interatómicas en los cristales eran del mismo orden que la longitud de onda de los rayos X (Friedrich et al., 1912, citado en Richtmyer et al., 1955). Los cristales, por tanto, actuaban como redes de difracción tridimensionales para estas ondas electromagnéticas dando lugar a espectros que podían ser registrados. Los primeros modelos y formulaciones matemáticas de la geometría de la difracción tridimensional fueron realizados por Von Laue (Von Laue, 1913, citado en Richtmyer et al., 1955). En los años siguientes, W.H. Bragg y W.L. Bragg determinaron la estructura de la halita y más tarde la de muchas otras especies minerales. Estos autores, contribuyeron además en simplificar los modelos y generalizaciones matemáticas de Von Laue (Bragg, W.L. & Bragg, W.H., 1933, citado en Richtmyer et al., 1955). Gracias al trabajo de estos investigadores fue posible determinar, tanto la distancia entre planos de alta densidad de puntos reticulares sucesivos de un cristal, como la posición de los átomos en el mismo (Richtmyer et al., 1955; Hurbult & Klein, 1988, entre otros), en otras palabras, permitió determinar las estructuras cristalinas. 94 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) ESPECTROS DE RAYOS X Las radiaciones electromagnéticas integran un espectro continuo de longitudes de onda (Figura IV.1.) que abarca desde los rayos cósmicos, que poseen longitudes de onda del orden de los 10-13 m, hasta las ondas de radio con longitudes de onda del orden de 103 m (ver Weidner & Sells, 1960; Resnick et al., 1996; Hurbult & Klein, 1988, entre otros). Las ondas electromagnéticas exhiben ciertas propiedades comunes a todas ellas (ver Weidner & Sells, 1960; Hurbult & Klein, 1988; Resnick et al., 1996, entre otros): la propagación en línea recta a una velocidad en el vacío de 3,0 x 108 m/s, la reflexión y refracción según la ley de Snell, la relación entre su energía y frecuencia de acuerdo a la ley de Planck, y la difracción por bordes, aberturas o redes. Bertin-Sans en 1896, Haga y Wind en 1899, Friedrich, Knipping y Laue en 1912 y 1913, y Moosely en 1913 y 1914 descubrieron que los rayos X poseían estas propiedades (Richtmyer et al., 1955). La longitud de onda de los rayos X varía entre 0,02 Å y aproximadamente100 Å, y la longitud de onda de la radiación utilizada en los estudios cristalográficos es del orden de 1,0 Å (Friedrich et al., 1912, citado en Richtmyer et al., 1955). Figura IV.1. El espectro electromagnético mostrando los diferentes tipos de radiación y sus longitudes de onda (λ) (www.laeff.esa.es/partner/curs os/br/curso.php?c=1). La radiación X se genera cuando electrones que se desplazan a alta velocidad son desacelerados bruscamente, por ejemplo al “chocar” contra los átomos de un elemento dado (Thomson, 1906 citado en Richtmyer et al., 1955). Ésto da lugar a dos tipos de espectro de rayos X: continuo y característico, dependiendo de la velocidad de 95 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) los electrones y el elemento químico que compone el material contra el cual éstos colisionan. La energía cinética que debe poseer un electrón bombardeante para ser capaz de arrancar un electrón de la capa K en un átomo del ánodo fue calculada por Moosely en 1913 y 1914 (Richtmyer et al., 1955). Un tubo de rayos X posee un filamento de wolframio, que funciona como cátodo o fuente de electrones, y un ánodo de molibdeno, cobre o hierro que actúa como blanco, en un vacío casi completo. Al pasar una corriente eléctrica por el filamento, éste se calienta emitiendo electrones que se aceleran a través del tubo hacia el blanco por la aplicación de una gran diferencia de potencial (Figura IV.2.). Figura IV.2.: Elementos constituyentes de un tubo de Rayos X y su funcionamiento (www.xtal.iqfr.csic.es/Cristalografia/parte_02.html). Los rayos X comienzan a generarse cuando el voltaje aplicado alcanza un valor crítico que depende del material del ánodo. Al aumentar la diferencia de potencial aplicado, aumenta la intensidad de la radiación X para todas las longitudes de onda que se generan dentro de un determinado rango y el valor de la longitud de onda mínima decrece progresivamente (Figura IV.3.A). Este espectro continuo que contiene todas las longitudes de onda dentro de un rango dado, se denomina radiación blanca, por analogía con la luz blanca del espectro visible y se debe a la pérdida discreta de energía de los electrones bombardeantes al chocar con los átomos del material que conforma el ánodo (Figura IV.4., Hurbult & Klein, 1988; Resnick et al., 1996; entre otros). Si el voltaje aplicado al tubo continúa en ascenso, aparece una línea espectral o radiación característica del material blanco, superpuesta al espectro continuo. El espectro característico consiste en varias longitudes de onda aisladas con una intensidad mucho mayor a la de la radiación blanca (Figura IV.3.B) (Thomson, 1906; Barkla, 1908; 1911; Barkla & Sadler, 1909, citados en Richtmyer et al., 1955). Es utilizada 96 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) para la identificación de elementos químicos en los métodos de fluorescencia de rayos X. Intensidad relativa Intensidad relativa A B ESPECTRO CARACTERÍSTICO DE RAYOS X λ λ Figura IV.3. Espectros continuo y característico de Rayos X (www.uni-koeln.de/math-natfak/geomin/images/ausstattung/xerzeug.gif). A) Espectro continuo de rayos X para diferentes voltajes aplicados en el tubo de rayos X. B) Radiación X característica para dos materiales distintos mostrando los picos K y L, superpuestos a la emisión blanca (www.homepages.ucl.ac.uk/~ucapphj/XraySpectra.gif). El espectro característico de rayos X se genera cuando la energía de los electrones bombardeantes es lo suficientemente alta como para remover electrones de las capas más cercanas al núcleo de los átomos en el material del ánodo (Thomson, 1906, citado en Richtmyer et al., 1955). Los electrones al ser emitidos dejan espacios que van a ser ocupados por otros electrones de las capas adyacentes (Figura IV.4.). PRODUCCÍON DE RAYOS X BLANCA CARACTERÍSTICA Figura IV.4. Generación de la radiación X blanca y característica a nivel atómico. La radiación X blanca se produce por desaceleración del electrón bombardeante al “chocar” con un átomo del ánodo. La radiación característica se da cuando el electrón bombardeante desplaza un electrón de las capas internas del átomo. Esto provoca el salto de electrones de capas más externas hacia el nivel del electrón despalzado. Este cambio de nivel energético produce la radiación X característica. El electrón bombardeante es desacelerado produciendo radiación blanca superpuesta a la específica (www.homepages.ucl.ac.uk/~ucapphj/ lecture_17.htm). Las transiciones electrónicas desde niveles más externos a niveles más internos son acompañadas por la emisión de radiación X con longitudes de onda específicas 97 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) calculadas por Moosely (1913; 1914, citados en Richtmyer et al., 1955). La radiación Kα es producida por la transición electrónica de la capa L a la capa K y consta de dos picos, Kα1 y Kα2 que poseen longitudes de onda muy similares, mientras que la radiación Kβ se genera por la transición de la capa M a la capa K (Figura IV.5.) (Barkla, 1911; Moosely, 1913, 1914, citados en Richtmyer et al., 1955). El pico Kβ puede ser eliminado mediante un filtro apropiado para obtener una radiación con una longitud de onda singular a la que se denomina radiación monocromática por analogía con la luz monocromática del espectro visible (Hurbult & Klein, 1988). Figura IV.5. A) Saltos electrónicos que originan las radiaciones X características K y L (www.saburchill.com/phys ics/chapters2/0088.html). B) Picos de emisión característica Kα y Kβ superpuestos radiación a la blanca (http://acept.asu. edu/PiN/act/electrons/elect rons.shtml). DIFRACCIÓN DE RAYOS X Los minerales, por definición, poseen una estructura tridimensional ordenada con periodicidades específicas a lo largo de los ejes cristalográficos. Si un haz de rayos X incide sobre esta red, los electrones que encuentre en su trayectoria comenzarán a vibrar con la frecuencia de dicha radiación actuando como fuente de nuevos frentes de onda de radiación X de igual frecuencia y longitud de onda que la incidente. Las ondas así generadas en general interfieren destructivamente, excepto en ciertas direcciones particulares donde la interferencia es constructiva y produce un efecto de dispersión denominado difracción (Von Laue, 1913, citado en Richtmyer et al., 1955). En una columna de átomos con espaciado regular, irradiada por rayos X, cada átomo puede ser considerado un centro de radiación de ondas esféricas difractadas. Cuando estas ondas están en fase, interfieren constructivamente y la difracción es observable (Von Laue, 1913, citado en Richtmyer et al., 1955). 98 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura IV.6. Geometría de la difracción de rayos X en fase, producida por una fila de átomos (www.uned.es/cristamin e/cristal/drx_mrc.htm). La figura IV.6. representa un frente de onda plano incidiendo sobre una fila de átomos con un espaciado c. Los rayos 1 y 2 estarán en fase cuando la distancia AB sea igual a un número entero de longitudes de onda: AB= n⋅λ = c⋅ cos θ donde n es un número entero (-n,…n =-2, n =-1, n =0, n =1, n =2, ....n), λ es la longitud de onda de los rayos incidente y difractado, c es el espaciado interatómico, y θ el ángulo entre los rayos difractados en fase y la fila de átomos. Para un valor determinado de nλ, θ es constante y los rayos difractados estarán en fase formando dos conos simétricos, cuyo eje es la fila de partículas. Cuanto mayor es n, menor es θ, por tanto los conos serán más agudos. Sin embargo todos los conos que pueden generarse para los diferentes nλ, tienen el mismo eje y vértice dados por la fila de átomos y la intersección del haz incidente y la columna de átomos respectivamente (Figura IV.7.). Figura IV.7. Conos de difracción de una fila de átomos para n=0, n=1, n=2 y sus n opuestos (www.uned.es/cristamine/crist al/drx_mrc.htm). 99 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) En una estructura tridimensional, existen dos direcciones axiales adicionales, cada una de las cuales es capaz de producir su propio conjunto de conos. Cuando los tres conjuntos de conos de difracción se intersectan entre sí, se produce un haz de rayos X difractados que puede registrarse en una película o por medios electrónicos (Figura IV.8.). La geometría de la intersección de los tres conos puede expresarse por medio de las ecuaciones de Laue. Para que se genere el haz las tres ecuaciones deben satisfacerse simultáneamente (Von Laue, 1913, citado en Richtmyer et al., 1955): n1⋅λ = c1⋅ cos θ 1, n2⋅λ = c2⋅ cos θ 2 n3⋅λ = c3⋅ cos θ 3 donde c1, c2 y c3 son las distancias reticulares en las tres dimensiones; n1, n2 y n3 son números enteros y θ 1, θ 2 y θ 3 son los ángulos entre el rayo difractado y cada una de las filas de átomos Figura IV.8. Intersección de conos coaxiales de difracción para la estructura tridimensional. La línea amarilla representa un haz producido por la interferencia constructiva de los haces difractados correspondientes a cada eje cristalográfico, los cuales se presentan como conos de difracción. El haz de interferencia constructiva es el que se registra en las placas fotográficas y es detectado por los difractómetros de rayos X (tomado de Hurbult & Klein, 1988). LEY DE BRAGG W.L. Bragg (1912 a, b citado en Richtmyer et al., 1955) observó que el comportamiento de los rayos difractados por las estructuras cristalinas se asemejaba en gran medida a una reflexión de los mismos en los planos del cristal. Pero a diferencia de lo que acontece con la luz visible, los rayos X no son “reflejados” de forma continua por un plano cristalino, sino por una familia dada de planos en forma discontinua. Para que esta “reflexión” tenga lugar se debe cumplir, para una λ dada, la ecuación que se expone a continuación, que es conocida como Ley de Bragg : n⋅λ = 2d⋅ sen θ 100 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) donde d es la distancia entre dos planos cristalinos paralelos sucesivos, θ es el ángulo de incidencia y reflexión de los rayos X respecto a dichos planos (Bragg W.L., 1912a citado en Richtmyer et al., 1955). La ley de Bragg expresa las condiciones de las ecuaciones de Laue de manera mucho más simple. Las caras que aparecen en un cristal son paralelas a los planos de mayor densidad de puntos reticulares. Paralelamente a estos, existe una familia de planos paralelos equidistantes, separados por una distancia d. Cuando un haz de rayos X penetra en el cristal se produce la “reflexión” en una serie cuasi infinita de planos paralelos. Para que este efecto sea observable, los rayos refractados deben estar en fase entre sí (Bragg W.L., 1912 a y b; Bragg W.L. & Bragg W.H., 1913; 1933; Bragg W.H., 1913, citados en Richtmyer et al., 1955). En la figura IV.9. se representa una familia de planos reticulares paralelos P-P’, Q-Q’ y R-R’ con un espaciado d. Los rayos X inciden formando un ángulo θ con estos planos y son “reflejados” con el mismo ángulo. Dado que dichos haces “reflejados” deben estar en fase para poder ser detectados, la diferencia de trayectoria entre dos rayos debe ser múltiplo entero de λ. Por lo anterior GY + YH = n⋅λ (I) De la geometría de la figura se obtiene: Frente de XG ⊥ AX onda XH ⊥ XD XY ⊥ PP’; XY = d GY = d⋅ sen θ = YH ∴ YH + GY = 2d⋅ sen θ Sustituyendo YH + GY en (I) se obtiene la expresión: n⋅λ = 2d⋅ sen θ conocida como Ley de Bragg, como se mencionó anteriormente. Figura IV.9. Geometría de los rayos incidentes www2.egr.uh.edu/smotamar/ XRay/XRay.html). y difractados (modificado de W.H. Bragg en 1913 hizo incidir un haz monocromático de rayos X sobre un cristal montado en un dispositivo capaz de rotar alrededor de un eje perpendicular a dicho haz. Al girar el cristal el autor observó que la primer “reflexión” no se producía sino hasta que el rayo incidente formara un ángulo θ satisfaciendo la Ley de Bragg para n=1 (Richtmyer et al., 1955). Al aumentar el ángulo de incidencia de los rayos X, aparecen nuevas “reflexiones” cuando la ecuación se satisface para ciertos θ 101 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) correspondientes a n=2, n=3, etc. Estas se conocen como reflexiones 2º, 3er orden, etc, y son en realidad los efectos de la difracción que tiene lugar cuando los tres conos de difracción, alrededor de tres filas de átomos no coplanares, se intersectan en una dirección común (Hurbult & Klein, 1988). DIFRACTOMETRÍA DE RAYOS X Esta técnica es una variante del Método de Polvo y se utiliza principalmente para identificar minerales según su red cristalina tridimensional. Combinado con otras técnicas permite determinar la estructura cristalina de las especies minerales (ver Hurbult & Klein, 1988). Figura IV.10. A) Esquema que ilustra los elementos de un difractómetro de rayos X (www4.nau.edu/ microanalysis/Microprobe/ProbeIntro-XRF.html). B) Detalle del funcionamiento del difractómetro de rayos X (http://www.mse.mtu.edu/~drjohn/my3200/xray/ xr1.html) Para la aplicación de esta metodología, la muestra de roca o mineral es pulverizada hasta alcanzar un tamaño de grano que oscila entre 0,2 y 0,3 mm. Esta muestra de polvo está constituida por partículas cristalinas dispuestas al azar. Cuando un haz monocromático de rayos X incide en este tipo de muestra, para cada grupo de planos cristalinos de espaciado d, existen numerosas partículas orientadas de modo tal que forman un ángulo θ con el rayo incidente, satisfaciendo la ley de Bragg. En el difractómetro de rayos X todas las “reflexiones” se producen al mismo tiempo, pero en lugar de registrarlas en un mismo momento, el detector mantiene una relación geométrica adecuada según la ley de Bragg, para recibir cada máximo de difracción de forma separada (figura IV.10.). En los estudios de difractometría de rayos X la muestra rota según un eje normal al haz de rayos X incidente, mientras que el detector de los 102 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) rayos difractados gira a su alrededor de modo tal que cuando la muestra ha rotado un ángulo θ, el detector gira 2θ. De esta manera capta los rayos difractados. El rayo difractado para cada θ, entra en el detector haciéndolo eléctricamente conductor. El impulso que se genera de esta manera es amplificado y registrado electrónica o gráficamente (Hurbult & Klein, 1988). Figura IV.11. Difractograma de rayos X. Cada pico corresponde a un haz difractado de rayos X. (www.uned.es/cristamine/cristal/drx_mrc.htm). El difractograma muestra el ángulo 2θ al cual se ha producido la difracción. La intensidad de los rayos difractados es proporcional a la altura de los picos graficados. Los espaciados d de los planos atómicos paralelos se calculan aplicando la ley de Bragg (ver Hurbult & Klein, 1988). UTILIDAD DEL MÉTODO La principal aplicación de la difractometría de rayos X es la identificación de especies minerales. Esto es debido a que cada sustancia cristalina presenta su propio difractograma que depende de su estructura interna. Una de las ventajas de esta técnica comparada con los otros métodos de rayos X es el reducido tiempo que implica el ensayo, la posibilidad de analizar no sólo muestras de minerales, sino también de rocas, sedimentos y suelos. Muchas de las otras técnicas de rayos X empleados en cristalografía, al presente, se han tornado obsoletos. El espaciado interplanar de miles de sustancias cristalinas se encuentra tabulado en los archivos del Joint Committee on Powder Diffraction Standard (JCPDS) entre 103 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) otros. Asimismo muchos difractómetros electrónicos poseen computadores acoplados con sus propias tablas de espaciados, lo que favorece una identificación expeditiva de las especies minerales (ver Hurbult & Klein, 1988). Por otra parte, la variación en la composición química de un mineral conocido, implica la sustitución de átomos de tamaño algo diferente al original en determinadas posiciones de la estructura cristalina. Cuando la sustitución ocurre, las dimensiones de la celda unidad y consecuentemente, los espaciados reticulares varían ligeramente y con ellos la posición de los picos en el difractograma (Figura IV.12.). Si se miden con exactitud las variaciones de las posiciones de los picos, puede determinarse con precisión los cambios en la composición química del mineral bajo estudio (Hurbult & Klein, 1988). Figura IV.12. Variación de los espaciados cristalinos en un mineral dependiendo de su variación química, tomado de Hurbult & Klein (1988). 104 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) METODOLOGÍA Para la realización del análisis difractométrico, las muestras bajo estudio fueron lavadas, cortadas y secadas. Las losas fueron seleccionadas cuidadosamente para evitar partes alteradas, venas e inclusiones. Las fracciones seleccionadas fueron reducidas hasta un tamaño aproximado de 1,5 cm con martillos. Estos fragmentos fueron triturados en un molino de bolas de ágata hasta alcanzar un tamaño de grano entre 0,175 mm y 0,25mm aproximadamente. Estas mismas muestras molidas se utilizaron para las dataciones K/Ar. Las muestras de polvo fueron cuidadosamente colocadas en recipientes cilíndricos de muy baja altura formando una pastilla sin compactar de superficie lisa. Estas pastillas fueron luego introducidas en el portamuestras del difractómetro. Los análisis difractométricos fueron realizados con un difractómetro PHILIPS PW 1800 con ánodo de cobre y divergencia automática de la abertura, en el Laboratorio de Difractometría de la Universidad de Göttingen. El ensayo se realizó con un voltaje de aceleración de partículas de 45 KV y 40 mA de intensidad de corriente de rayos X. El rango de medidas 2θ del difractómetro utilizado es de 4º a 70º y las medidas de 2θ se realizaron en intervalos de 0,02° con 3 segundos de tiempo para cada medición. El software utilizado para la recolección de datos fue el “X´Pert Quantify” y el utilizado para la identificación mineral en los difractogramas obtenidos fue el “X´Pert HighScore” ambos programas creados por PANalytical. 105 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) RESULTADOS Los resultados del estudio por difractometría de rayos X se muestran en los difractogramas obtenidos para especímenes de polvo provenientes de las muestras SR1 y SR1Bb (Figura IV.13.), representantes de los derrames riolíticos, y las muestras SR10, SR10b y SR12 (Figura IV.14.), correspondientes a los diques. A Difractograma de riolita efusiva, muestra SR1. 106 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) B Difractograma de riolita efusiva, muestra SR1b Figura IV.13. Difractogramas de riolitas extrusivas de la Formación Sierra de Ríos. A) difractograma del espécimen SR1, B) difractograma del espécimen SR1b. 107 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) A Difractograma de granófiro riolítico hipabisal, muestra SR10 Figura IV.14. Difractogramas de granófiros riolíticos provenientes de los diques de la Formación Sierra de Ríos. A) difractograma del espécimen SR10. B) difractograma del espécimen SR10b. C) difractograma del espécimen SR12. 108 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) B Difractograma de granófiro riolítico hipabisal, muestra SR10b 109 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) C Difractograma de granófiro riolítico hipabisal, muestra SR12 110 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) La siguiente tabla ilustra las abundancias relativas de los diferentes minerales detectados por el análisis difractométrico. Muestras Minerales Derrames Riolíticos Granófiros Riolíticos Subvolcánicos SR1 SR1b SR10 SR10b SR12 Cuarzo Muy abundante Muy abundante Muy abundante Muy abundante Muy abundante Albita Abundante Abundante Abundante Abundante Abundante Microclina Abundancia Abundancia Abundante Abundante Abundante Media Media Ortoclasa Abundancia Media Escasa Escasa Abundancia Media Escasa Escasa No se detecta claramente Escasa Escasa Escasa No se detecta claramente Escasa Escasa Escasa Escasa Clorita Micas Magnetita Escasa No se No se No se No se detecta detecta detecta detecta claramente claramente claramente claramente Anfíbol Sódico No se detecta claramente Epidoto Se detecta No se No se No se No se con poca detecta detecta detecta detecta claramente claramente claramente claridad claramente Escasa Muy Escasa No se No se detecta detecta claramente claramente Tabla VI.1. Abundancia relativa de minerales según el análisis difractométrico. Los estudios mineralógicos por difractometría de rayos X, revelan que la composición de las rocas analizadas es muy similar, tal como era esperable según los estudios petrográficos. El cuarzo es un mineral muy abundante, lo que concuerda con las observaciones al microscopio petrográfico. Sin embargo, la abundancia de microclina en comparación con la ortoclasa, aparece en relación inversa a lo observado en láminas delgadas. Posiblemente esto sea 111 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) debido a la transformación de la estructura interna de la ortoclasa en la de microclina que se habría dado posteriormente a la cristalización de la roca. Por otra parte, la abundancia de albita tampoco se corresponde con las observaciones petrográficas, siendo mucho mayor según el difractograma. Esta diferencia puede ser explicada por fenómenos de exolución observados al microscopio polarizador, tales como la importante presencia de pertitas y la albitización de los feldespatos alcalinos. La presencia de clorita, biotita, y muscovita-sericita en pequeñas proporciones en el difractograma se corresponde con la descripción petrográfica. Los análisis de rayos X revelaron la presencia de cantidades mínimas de anfíbol sódico. Asimismo, permitieron la identificación de magnetita como el mineral opaco dominante. _______________________ 112 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) V. GEOCRONOLOGÍA MARCO TEÓRICO DECAIMIENTO RADIACTIVO El fenómeno radiactivo fue descubierto y anunciado a la comunidad científica por H. Bequerel en 1896 en la Académie des Sciences de París (Richtmyer et al., 1955). Los estudios de datación isotópica se basan en el decaimiento radiactivo de isótopos inestables. En este proceso, un núcleo inestable corrientemente emite partículas subatómicas y energía originando un isótopo estable (Rutherford & Soddy, 1902 a y b citados en Richtmyer et al., 1955). P→ H + h + ξ donde P es el núcleo radiactivo o padre; H es el núcleo radiogénico o hijo; h es la partícula subatómica emitida y ξ es la energía liberada en el proceso. Los principales tipos de decaimiento radiactivo de interés en geología isotópica son los siguientes: Emisión α Es un tipo de desintegración radiactiva que se produce en isótopos de gran masa según la regla de Mattauch (1934) y está caracterizada por la emisión de un núcleo de He ( 42α++ = 42He++) tal como lo determinó Rutherford (1906; 1911 citado en Richtmyer et al., 1955). La ecuación para el decaimiento α es la siguiente (Rutherford, 1906; 1911 citado en Richtmyer et al., 1955): A Z P→ A-4 Z-2 4 H + 2 α++ + ξ donde A es el número másico (suma de protones y neutrones) y Z el número atómico del isótopo (cantidad de protones). 113 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Emisión β+ Es el proceso en el cual un protón se transforma en un neutrón emitiendo un positrón o partícula β+ y un neutrino (ν) tal como lo determinó Fermi en 1934 (Faure, 1986). El neutrino, definido por Pauli en 1931, es una partícula subatómica de la familia de los Leptones (así como el electrón, el positrón y el antineutrino, entre otros) que posee una masa ínfima (prácticamente cero) y carece de carga eléctrica pero que puede tener variadas cantidades de energía cinética. La otra familia importante a considerar en los decaimientos radiactivos es la de los Bariones, entre los que se encuentran los neutrones, los protones y sus antipartículas, entre otros (ver Tabla V.1). La familia de los Mesones es importante en las transformaciones energéticas que involucran a los rayos cósmicos y no en los decaimientos radiactivos (Resnick et al., 1996). Leptones Partículas Bariones Número Leptónico Partículas Número Bariónico Electrón (e- = β-) +1 Protón ( p ) +1 Positrón (e+ = β+) -1 Antiprotón ( p-) -1 Neutrino (ν) +1 Neutrón ( n ) +1 Antineutrino (ν-) -1 Antineutrón ( n- ) -1 Tabla V.1. principales particulas subatómicas implicadas en los decaimientos radiactivos y sus antipartículas En los decaimientos radiactivos, como en toda transformación, nuclear el número leptónico y el bariónico se conservan. Por ejemplo si un protón se transforma en un neutrón, el número bariónico permanece constante, pero la emisión de un positrón de número leptónico –1, implica que otra partícula de número leptónico +1 debe ser emitida; esta partícula es el neutrino ν en la desintegración β+ (Pauli, 1931; Fermi, 1934 citados en Faure, 1986). El decaimiento β+ se produce en núcleos con baja relación neutrones/protones según la regla de Mattauch publicada en 1934 (Faure, 1986). La ecuación del decaimiento β+ es la siguiente (Fermi, 1934, citado en Faure, 1986): A Z P→ A H + β+ + ξ + ν Z-1 114 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Emisión βEn este proceso un neutrón se transforma en un protón y emite un electrón o partícula β- y un antineutrino (Fermi, 1934, citado en Faure, 1986). Se da en isótopos con escasez de protones en relación al número de neutrones según la regla de Mattauch. La ecuación para el decaimiento β- es la siguiente (Fermi, 1934, citado en Faure, 1986): A Z P→ A Z+1 H + β - + ξ + ν- Captura Electrónica Es un tipo de decaimiento que se produce en núcleos con escasez de neutrones en relación a la cantidad de protones (Mattauch, 1934 citado en Faure, 1986). En este caso el núcleo capta un electrón de la periferia, normalmente de la capa K, que al ser combinado con un protón genera un neutrón y se produce la emisión de un neutrino y de radiación X (r-X) al pasar un electrón a un nivel más cercano al núcleo, habitualmente de la capa L a la K. A Z P→ A Z-1 H + r-X + ν LEY DE DECAIMIENTO RADIACTIVO DE RUTHERFORD Según Rutherford & Soddy (1902 a y b, citados en Faure, 1986) la velocidad de desintegración radiactiva depende de la cantidad N de átomos radiactivos que estén presentes en la muestra, es decir: N ∝ -dN/dt ∴ -λ·N = dN/dt donde λ es la constante de decaimiento radiactivo y dN/dt es la velocidad de dicho decaimiento. De este modo, dN/N = -λ·dt y resolviendo la ecuación diferencial siguiente para un tiempo t: Nt t ∫ dN = -λ ∫dt N N0 0 Nt ⇒ L N t ⏐ = -λ·t ⏐ ⇒ L NN N0 t 0 0 = -λ·t (donde N0 es la cantidad inicial de nucleidos radiactivos y Nt es la cantidad de nucleidos remanentes del mismo elemento, luego del decaimiento), se llega a la 115 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Ley de Decaimiento Radiactivo de Rutherford : Nt = N0 · e-λ.t Esta ley expresa que en un proceso de desintegración radiactiva, el número de nucleidos remanentes del elemento original es proporcional a la abundancia original de dicho nucleido decreciendo en forma exponencial con el tiempo. En consecuencia, el tiempo t que tarda una muestra de N0 nucleidos en reducirse a la cantidad Nt será : t = 1/λ ·L (N0/Nt) A partir de esta expresión se deduce la denominada vida media (t1/2) de un nucleido. La vida media de un isótopo se define como el tiempo en que se desintegraría el 50% de una muestra de dicho nucleido t1/2 = L 2 λ En los estudios geocronológicos solamente es posible cuantificar la abundancia de los nucleidos remanentes del decaimiento y de sus productos de desintegración al tiempo presente. Considerando que P(t) es el número de núcleos radiactivos (padres) al tiempo presente y H(t) es el número de núcleos radiogénicos (hijos) también al presente, tenemos: N0 = P(t) + H(t) H(t) = P(t) · (eλ.t -1) y Así se llega a la expresión: t=1 λ . L P(t) + H(t) P(t) ⇒ t=1 λ .L 1 + H(t) P(t) que se conoce como la Ley Fundamental de la Geocronología (ver Faure, 1986). 116 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) GEOCRONOLOGÍA K/Ar DATACIÓN ISOTÓPICA El método de datación K/Ar está basado en el decaimiento del 4019K por emisión β- en 40 20Ca y por emisión β+ y captura electrónica en 40 18Ar (Von Weizsäcker, 1937, citado en Faure, 1986). El 88,8% del 40K decae en 40Ca mientras que el 11,2% lo hace en 4018Ar por captura electrónica y solamente el 0,001% por emisión β+ (Faure, 1986). Las reacciones nucleares que describen lo dicho anteriormente y sus constantes de decaimiento radiactivo son las siguientes: 40 19 40 19 40 19 K→ 40 K→ 40 K→ 40 20 18 18 λβ = 4,962 x 10-10 años-1 (Steiger & Jäger, 1977) Ca + β- + ξ + νAr + β+ + ξ + ν λe = 0,581 x 10-10 años-1 (Steiger & Jäger, 1977) Ar + r-X + ν Dada la ínfima cantidad de 40 Ar que se genera por emisión β+, su constante de decaimiento no se considera en el cálculo de la edad en el método K/Ar. La generación de 40Ar y 40Ca por desintegración radiactiva del 40K en un sistema cerrado se puede expresar como: 40 donde 40 40 Ar* y Ar* + 40 Ca* = 40 K (eλt – 1) Ca* representan al Ar y Ca radiogénicos y λ es la constante de decaimiento total del 40K: λ = λβ + λe El calcio es un elemento muy abundante en la corteza terrestre y a su vez, el isótopo 40 Ca es el más común de todos. Por este motivo no es posible cuantificar la proporción producto de la desintegración radiactiva del 40K. Por otra parte sabemos que el argón es un gas noble, en consecuencia es altamente improbable que exista argón inicial (Ari) en las rocas. Por este motivo se asume que todo el 40 Ar presente en las mismas es producto del decaimiento radiactivo del 40K. Esto se expresa como sigue: 40 40 Ar = 40Ar* + 40 Ar i 40 Ar = 40Ar* Ar i = 0 117 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) La fracción de átomos de 40 40 K que decaen a K·λe/λ, por tanto la generación de 40 40 Ar está dada por la relación Ar en una roca o mineral está dada por la ecuación: 40 Ar = 40Ar* = (λe/λ) 40K (eλt – 1) Despejando t de la última ecuación obtenemos la edad de cierre del sistema K/Ar: t=1 . L λ 40 40 Ar . λ + 1 K λe Las constantes de decaimiento radiactivo recomendadas por la IUGS son las de Steiger & Jäger (1977): λβ = 4,962 x 10-10 años-1 λe = 0,581 x 10-10 años-1 λ = 5,543 x 10-10 años-1 y la vida media total: t1/2 total =1,250 x 109 años La edad obtenida es válida como edad de cristalización del mineral o roca volcánica bajo las siguientes condiciones (Faure, 1986): Que no haya existido escape de argón del mineral durante su existencia. Que el mineral haya quedado cerrado al argón tempranamente por enfriamiento rápido luego de la cristalización. Que no haya habido incorporación de 40 Ar por parte del mineral ni en su formación ni durante otro evento posterior. El mineral estuvo cerrado al potasio todo el tiempo. Se hace la corrección apropiada a la presencia de 40Ar atmosférico. La composición isotópica de potasio en el mineral es normal y no ha cambiado por fraccionamiento u otros procesos. Las constantes de decaimiento son conocidas. La concentración de 40Ar y 40K se ha determinado con precisión en el estudio. 118 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) De acuerdo con Faure (1986), la pérdida de argón en los sistemas geológicos, puede darse por distintas razones: Incapacidad de una red mineral para retener argón, incluso a bajas temperaturas y presión atmosférica. Fusión parcial o total de la roca seguida por cristalización de nuevos minerales a partir del fundido resultante. Metamorfismo a alta presión y temperatura que genera pérdida total o parcial de argón dependiendo de la temperatura y duración del evento metamórfico. Incremento de la temperatura por metamorfismo burial o de contacto que genera pérdida de argón en la mayoría de los minerales sin producir otros cambio físicos o químicos apreciables en la roca. Meteorización química y alteración por fluidos acuosos que generan pérdida de argón y/o en el contenido de potasio de los minerales. Disolución y precipitación de minerales hidrosolubles (Ej. sylvita). Ruptura mecánica de minerales, daño por radiación y ondas de choque, y molienda excesiva durante la preparación de la muestra para datación. DETERMINACIÓN DEL POTASIO La cuantificación del contenido de 40K en una roca o mineral puede realizarse de diversas formas. Los métodos más utilizados son: fotometría de llama, espectrometría de absorción atómica, dilución isotópica, fluorescencia de r-X, activación neutrónica, etc (Faure, 1986). DETERMINACIÓN DEL La cantidad de 40 40 Ar* Ar* en la muestra se determina casi universalmente por el método de dilución isotópica que se describe a continuación, siguiendo a Faure (1986). En este proceso una masa conocida de la muestra es fundida en un crisol de molibdeno sellado dentro de un sistema de vacío. Por otra parte, una cantidad conocida de spike es mezclado con el gas extraído de la muestra. El spike está compuesto por argón enriquecido en el isótopo 38 Ar, tiene una composición isotópica conocida y es utilizado como referencia en las mediciones. 119 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) La mezcla de gases es purificada al remover los gases reactivos (H2, CO2, O2 y N2) quedando sólo una mezcla de gases nobles. Esta mezcla residual es introducida en la fuente del espectrómetro de masas, determinándose los cocientes 38Ar/ 36Ar y 38 40 Ar/ Ar. La medida del 38 36 Ar/ Ar es usada para la corrección por presencia de Ar atmosférico que tiene una composición isotópica conocida. La cantidad de 40 Ar* es calculada midiendo la relación 40 Ar/ 38 Ar y usando la cantidad conocida de spike. Dalrymple & Lanphere (1969) publicaron estos cálculos. La ecuación que resume la cuantificación del 40Ar* es la siguiente: 140 Ar* = 38 Ars donde 38 . 40 38 Ar _ Ar m 40 Ar _ Ar s 38 Ar . 36 Ar m 36 38 Ar Ar s . 38 38 Ar . 36 Ar m 36 Ar 38 Ar -1 40 Ar Ar 38 _ A 40 Ar Ar m 38 A Ars es el número de moles de spike agregados y los subíndices m, s y A representan la cantidad de argón en la mezcla, el spike y la atmósfera, respectivamente. ESPECTROMETRÍA DE MASA El espectrómetro de masa es un instrumento que se utiliza para separar iones y moléculas cargadas eléctricamente en función de su masa. Este artefacto fue diseñado originalmente en la decada de 1930 por K.T. Brainbridge, J. Mattauch y R. Herzog (Faure, 1986). El espectrómetro tipo Nier moderno consta de tres partes esenciales: una fuente de iones positivos, un colector de iones y un analizador magnético (Figura V.1.). 120 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura V.1. Elementos constituyentes y funcionamiento de un espectrómetro de masa (http://plata.uda.cl/minas/apuntes/Geologia/Datierme/Vortrag1/text/labor2.htm) Este instrumento permite analizar tanto muestras gaseosas como sólidas. En el primer caso, los gases se introducen por un orificio cercano a la fuente con las válvulas de vacío cerradas. Las partículas son ionizadas por medio de un bombardeo electrónico formando cationes. Estos cationes son acelerados por medio de un campo eléctrico muy elevado y enfocados como haz por medio de placas convenientemente espaciadas. En el segundo caso, las muestras son volatilizadas. La elevada temperatura causa la ionización del vapor y el haz de iones es orientado como en el caso anterior (Faure, 1986). Posteriormente, el haz iónico entra en un campo magnético perpendicular a la trayectoria de los cationes. Este campo magnético provoca un movimiento circular en las partículas cuyo radio es proporcional a la masa de las mismas. De este modo los cationes de mayor masa son menos desviados que los más ligeros (Faure, 1986). Los haces de iones separados de esta manera continúan a través del tubo analizador hacia el colector. El colector es un recipiente metálico ubicado detrás de la placa. La diferencia de potencial en la fuente y el campo magnético están ajustados para que uno de los haces de iones esté enfocado hacia el colector mientras que los otros chocan con la placa o las paredes del tubo. El haz que entra en el colector es 121 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) neutralizado por una resistencia elevada. La diferencia de potencial generada a través de las terminales de la resistencia es amplificada y medida con voltímetros digitales o analógicos y usualmente registrada gráfica o digitalmente (Faure, 1986). El análisis de masa de una muestra consistente en varios isótopos se obtiene variando ya sea el campo magnético o la diferencia de potencial de aceleración, en forma tal que los haces iónicos separados sean enfocados hacia el colector en sucesión. La señal resultante, en forma gráfica, consiste en una serie de picos y valles que forman el espectro de masa de la muestra (Faure, 1986). GEOLOGÍA Y GEOCRONOLOGÍA K/AR En rocas volcánicas e intrusiones someras que se enfrían rápidamente, los minerales portadores de potasio comienzan a acumular 40 Ar* casi inmediatamente después de la cristalización, en cambio, en rocas plutónicas y metamórficas de enfriamiento lento la retención de Ar se posterga hasta una temperatura crítica por debajo de la cual la difusión de Ar se hace inefectiva. Esta temperatura es denominada temperatura de bloqueo (Faure, 1986). La posibilidad de datar rocas volcánicas por medio de análisis en roca total es muy conveniente dada la dificultad que presenta la separación de granos minerales en rocas de granulometría fina. Para realizar la datación en roca total, es importante evitar muestras alteradas o que contengan vidrio desvitrificado, minerales secundarios (zeolitas, calcita, arcillas), xenolitos y xenocristales. La retentividad de Ar del vidrio volcánico es buena mientras que la del vidrio hidratado y desvitrificado es cuestionable. La presencia de minerales secundarios y desvitrificación resulta en un descenso de las edades K/Ar. Por otra parte, los xenolitos y xenocristales suelen contener un exceso de Ar, incrementando las edades medidas por este método (Faure, 1986). La datación K/Ar de rocas plutónicas se realiza exclusivamente por medio de análisis de minerales separados. En una roca plutónica, la temperatura de bloqueo respecto al Ar de los diferentes minerales se alcanzará en momentos distintos dada la lentitud del proceso de cristalización, por tanto el reloj K/Ar comienza en diferentes tiempos para cada mineral. Esta discrepancia entre las edades K/Ar de minerales coexistentes también es comúnmente observada en rocas metamórficas. En ese caso, dos diferentes historias térmicas son posibles (Faure, 1986; Hart, 1981): 122 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) 1. Durante el metamorfismo, todos los minerales son completamente desgasificados seguido por un enfriamiento lento del sistema. 2. La desgasificación ocurrida durante el proceso metamórfico es incompleta, por lo tanto, la fracción de 40Ar perdida por un mineral dado, depende de su retentividad de argón. Por ejemplo, la hornblenda dará edades mayores que la biotita dado que su estructura es más retentiva respecto al argón que la de la biotita. La pérdida total o parcial de 40 Ar por parte de los minerales portadores de potasio de una roca metamórfica, puede resultar en una discordancia de edades K/Ar que refleja la historia térmica de las rocas y no la edad de cristalización (Faure, 1986). PROCEDIMIENTO ANALÍTICO PARA DATACIÓN K/AR La composición isotópica del Ar fue medida en una línea de extracción y purificación de vidrio pirex acoplado a un espectrómetro de masa para gases nobles VG 1200 C operando en modo estático. La cantidad de 40 Ar radiogénico fue determinada por el método de dilución isotópica utilizando un spike altamente enriquecido en 38 Ar creado por Ernst Schumacher en la Universidad de Berna. El spike fue calibrado contra el standard de biotita HD-B1 (Fuhrmann et al., 1987). Los cálculos de edad están basados en las constantes recomendadas por la IUGS según Steiger & Jäger (1977). La cantidad de potasio fue determinada en duplicado por fotometría de llama usando un fotómetro de llama Eppendorf Elex 63/61. Las muestras fueron disueltas en una mezcla de HF y HNO3 de acuerdo a la técnica de Heinrichs & Herrmann (1990, citado por Wemmer, 1991). Se adicionaron CsCl y LiCl como buffer de ionización y standard interno respectivamente. El error analítico para los cálculos de edades K/Ar está dado sobre un 95% del nivel de confiabilidad. Esta incertidumbre se expresa en términos 2σ. Los detalles de los análisis de Ar y K realizados en el laboratorio de la Universidad de Göttingen pueden encontrarse en Wemmer (1991). PREPARACIÓN DE MUESTRAS Las muestras fueron lavadas, cortadas y secadas. Las losas fueron cuidadosamente seleccionadas para evitar partes alteradas, venas o inclusiones. Las 123 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) piezas seleccionadas fueron partidas hasta un tamaño de aproximadamente 1,5 cm a martillo. Luego se procedió a molerlas en un molino de bolas de ágata hasta alcanzar una granulometría de 0,175 mm a 0,25mm aproximadamente (tamaño arena fina). Estas mismas muestras molidas se utilizaron para la determinación mineralógica por difractometría de rayos X. Para la determinación de 40 Ar radiogénico, el resultado de la molienda se empaquetó en pequeños tubos de papel de aluminio. Cada paquete corresponde a una muestra para datación conteniendo aproximadamente 10 mg de roca molida. Se confeccionaron dos especímenes para datación por cada muestra de roca. Figura V.2. Preparación de muestras para geocronología K/Ar Estos especímenes se introdujeron a la línea de extracción y purificación acoplada al espectrómetro de masa realizándose la cuantificación del 40Ar radiogénico. RESULTADOS En este trabajo, cinco muestras de granófiros y derrames riolíticos han sido datadas en duplicado por el método K/Ar para roca total. Tres de ellas corresponden a granófiros riolíticos provenientes de los diques de la Formación Sierra de Ríos (muestras SR10, SR10b y SR12) y las dos restantes representan riolitas efusivas de la misma unidad (muestras SR1 y SR1b). Los resultados se muestran en la Tabla V.1. 124 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Tabla V.1. Edades K/Ar obtenidas por duplicado en cinco muestras de diques y riolitas efusivas de la Formación Sierra de Ríos. 125 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Las diez edades obtenidas (ver Tabla V.1.) presentan una gran coherencia, oscilando entre valores de 462,8 ± 6.4 Ma. y 489.9 ± 5.3 Ma. Este rango de error es equivalente a un ±14 Ma (± 2.9 %) para una datación aislada, que representa una incertidumbre relativamente pequeña. Cabe señalar que el error analítico de las determinaciones es mínimo, no llegando a superar el 1,5% de la edad medida (7,0 Ma.). La edad media es de 473,1 ± 5.9 Ma correspondiendo al promedio aritmético de todas las mediciones. Aceptando la edad Rb/Sr (RT) determinada por Cingolani et al. (1993) y Bossi et al. (1993b) como la edad del fenómeno magmático, la edad K/Ar obtenida en este trabajo, representaría una apertura y reseteado del sistema K/Ar que tuvo lugar ca. 473 Ma. En consecuencia, el reseteado del sistema K/Ar representa un evento tectonotérmico que tuvo lugar durante el Ordovícico. Este evento podría correlacionarse, en forma preliminar, con la orogenia Famatiniana (Loureiro et al., 2006). La validez de las edades puede ser puesta en tela de juicio. Las muestras datadas exhiben diferencias en sus grados de alteración, por este motivo es muy poco probable que sea ésta la causa de la diferencia entre las edades K/Ar y Rb/Sr. Suponiendo que las edades K/Ar son resultado de procesos hipergenéticos y dado que las muestras presentan alteración diferente, sus edades K/Ar deberían ser mucho más heterogéneas y no mostrar una coherencia tan marcada. Por otra parte la edad Rb/Sr (RT) determinada por Cingolani et al. (1993) y Bossi et al. (1993b) adolece de ciertos problemas. Esta edad fue determinada utilizando dos muestras de Riolitas de la Formación Sierra de Ríos y dos muestras de microgranitos colectados en la Sierra de Aceguá. Para que esta edad tenga validez, es necesario demostrar que ambas litologías son comagmáticas. Los estudios petrográficos y geoquímicos de elementos mayores realizados por Cingolani et al. (1993) y Bossi et al. (1993b) no permiten determinar si dos unidades ácidas son comagmáticas, como asumen los autores. Por su parte Elizalde et al. (1970) en su detallado trabajo sobre la geología de la zona, no establecen vínculos genéticos entre estas dos unidades. La Sierra de los Ríos y la Sierra de Aceguá representan dos bloques tectónicos elevados del basamento cristalino separados uno del otro por fallas normales que enmarcan una porción de la cuenca de Paraná. Las riolitas de la Formación Sierra de Ríos afloran en ambos bloques, que además tienen basamentos graníticos muy similares 126 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) (Elizalde et al., 1970). Las relaciones de campo muestran que los microgranitos en Aceguá, son anteriores a las riolitas y su petrografía tampoco es muy parecida. Por estos motivos no se puede asegurar que estas unidades provengan de la misma cámara magmática. Consecuentemente la isócrona Rb/Sr de Cingolani et al. (1993) y Bossi et al. (1993b), debe re-interpretarse como dos errocronas. Dado que cada una de estas errocronas tiene tan solo dos puntos, la edad obtenida para cada una de las unidades es muy poco confiable. Además la edad de los microgranitos en la errocrona es menor que la de las riolitas, lo que contradice las observaciones de campo. ________________________ 127 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) VI. DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES PETROGRAFÍA Y DIFRACTOMETRÍA DE RAYOS X Según los estudios petrográficos y de difractometría de rayos X podemos afirmar que las litologías pertenecientes a la Formación Sierra de Ríos son riolitas y granófiros riolíticos con gran cantidad de cuarzo y feldespato alcalino, secundados por albita. En los análisis difractométricos la albita aparece como un mineral abundante, aunque en menor proporción que el cuarzo y el feldespato alcalino, pero considerablemente más elevado que lo que podría predecirse de los estudios petrográficos. Esta diferencia es explicable por fenómenos de exolución de los feldespatos alcalinos en netamente potásicos y netamente sódicos. Estos procesos son evidenciados en los cortes petrográficos por la importante presencia de pertitas y la albitización de algunos fenocristales. Por otra parte, los feldespatos alcalinos presentan las propiedades ópticas de la ortoclasa y raramente se observa microclina. Sin embargo, los estudios difractométricos revelan que el feldespato alcalino más abundante es la microclina y la ortoclasa es escasa. La presencia de microclina en rocas volcánicas ácidas, fundamentalmente en los fenocristales es poco común y más extraña aún es su coexistencia con cuarzo alto. Pequeños cristales de microclina fueron observados excepcionalmente en la matriz de los diques, lo cual tampoco explica su abundancia en los análisis difractométricos. La matriz de los diques presenta textura micrográfica producto de la cristalización eutéctica en el sistema sílice - feldespato potásico. En estas simplectitas no fue posible la determinación del tipo de feldespato alcalino presente, aunque dada la temperatura de cristalización de estas rocas es esperable que se trate de ortoclasa. La diferencia entre lo observado en las láminas delgadas y el resultado de la difractometría de rayos X puede deberse a una transformación posterior de la estructura interna de la ortoclasa a la de la microclina, posiblemente por un evento térmico posterior a la cristalización de los diques. El mismo fenómeno ocurre en los fenocristales hallados en los derrames, aunque en las efusiones la matriz es muy fina y su mineralogía es indistinguible en el microscopio petrográfico. 128 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) La presencia de clorita es confirmada por los estudios difractométricos, así como la de reducidas cantidades de biotita y muscovita – sericita en varias muestras. Los opacos pudieron ser identificados por difractometría como magnetita. Autores como Preciozzi et al. (1985) señalan la presencia de anfíboles sódicos en la Formación Sierra de Ríos, lo cual no pudo ser observado en los estudios petrográficos de este trabajo, sin embargo, los estudios difractométricos señalan su presencia aunque en proporciones mínimas en dos muestras. Un metamorfismo en grado muy bajo no pude ser descartado para estas rocas dado que suelen presentar una asociación albita, clorita, epidoto, microclina y cuarzos con extinción ondulante y en lamelas. GEOCRONOLOGÍA Cordani & Soliani (1990) presentaron dieciocho edades K/Ar y treinta y una Rb/Sr correspondientes a las Islas cristalinas de Cuñapirú-Vichadero (o Rivera) y Aceguá. Estos autores correlacionan los basamentos de estas “islas” en base a la geología de Preciozzi et al. (1985), sus observaciones de campo y las edades obtenidas para esas rocas. Elizalde et al. 1970 plantearon como posible la hipótesis de que los granitos de Aceguá y Sierra de los Ríos (Granitos Las Cañas, Aceguá e Isidoro Noblía) que conforman el basamento de la Formación Sierra de Ríos, pertenezcan a la misma unidad, aunque con ciertas reservas. Como se mencionó en el capítulo IV, las observaciones de campo realizadas en este estudio, coinciden con lo planteado por estos autores. La existencia en ambas partes del basamento de granitoides porfíricos de grano grueso a medio intruídos por granitos más o menos equigranulares de grano fino a medio y microgranitos, ambos atravesados por diques riolíticos de la Formación Sierra de Ríos, además de su cercanía espacial, hace que esta hipótesis parezca la más plausible. No obstante, no se han de negar las diferencias que existen entre ambos basamentos graníticos, fundamentalmente entre los granitos porfíricos, dado que en Aceguá estos presentan hornblenda y biotita como minerales máficos, mientras que en la Sierra de los Ríos el anfíbol está prácticamente ausente y la biotita es el mafito dominante. En el capítulo IV se asume que los basamentos de Aceguá y Sierra de los Ríos, son equivalentes representados por los Granitos Aceguá, Las Cañas e Isidoro Noblía. 129 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Tomando en cuenta el trabajo de Cordani & Soliani (1990), existe una posible correlación entre los basamentos de las Islas cristalinas de Cuñapirú-Vichadero y Aceguá y el de la Sierra de los Ríos. Estas tres porciones de basamento reflejan niveles corticales diferentes, más profundos cuanto más al Oeste se encuentran. Si aceptamos la correlación entre estos tres segmentos, una hipótesis plausible para explicar el afloramiento de los diferentes niveles corticales sería el basculamiento de esta área, donde el segmento occidental sufrió la mayor exhumación tectónica. En la Isla cristalina de Rivera se observa un basamento gnéissico Transamazónico, granitoides similares a los de Aceguá y Sierra de los Ríos y las rocas más superficiales son diques de microgranito. El sector intermedio, representado por la Isla cristalina de Aceguá, sufrió una exhumación menor conservando además de los microgranitos, diques granofíricos de la Formación Sierra de Ríos, mientras que en la Sierra de los Ríos se conservan además, en el Este, efusiones y brechas riolíticas. Este basculamiento es probablemente Permo-Triásico asociado a la ruptura de Gonwana y la segmentación en estos tres bloques debió seguir a este fenómeno poco más tarde en función de las estructuras mayores del basamento generadas previamente. Es también posible que los segmentos se hubieran separado previamente y sufrieran una exhumación diferencial en el PermoTriásico. En cuanto a los resultados del estudio geocronológico K/Ar en roca total realizadas en cinco muestras de la Formación Sierra de Ríos por duplicado, la edad de todas éstas cae en el rango comprendido entre 462,8 ± 6.4 Ma. y 489.9 ± 5.3 Ma y la edad promedio resultante es de 473,1 ± 5.9 Ma. Los errores analíticos en todas las muestras han resultado muy pequeños, sin superar los 7,0 Ma (1,5%). Según los análisis petrográficos, difractométricos y de abundancia de potasio para la datación realizados en este trabajo, además de los análisis químicos de Bossi et al. (1993b) y Cingolani et al. (1993), las rocas de la Formación Sierra de Ríos son altamente potásicas. Esta cualidad las hace muy propicias para la datación por el método K/Ar, asimismo el hecho de ser volcánicas y subvolcánicas superficiales las hace confiables para la datación en roca total (Faure, 1986). En el territorio uruguayo, principalmente en los departamentos de Maldonado y Lavalleja, se han registrado más de una decena de edades correspondientes al límite Cambro-ordovícico y Ordovícico temprano, obtenidas por los métodos K/Ar y Rb/Sr tanto en roca total como en minerales (Tabla VI.1.). Estas edades han sido consideradas 130 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) habitualmente como edades mínimas de cristalización o producto del reseteo del sistema K/Ar por alteración. En este trabajo reconsideramos estas edades como representantes del mismo evento tectono-térmico que pudo haber generado o afectado el magmatismo de la Formación Sierra de Ríos. Las dataciones realizadas por Bossi et al. (1993b) y Cingolani et al. (1993) por el método Rb/Sr RT arrojan una isócrona de 575 ± 14 Ma para la Formación Sierra de Ríos. Como es aceptado casi universalmente, el método Rb/Sr es más confiable que el K/Ar cuando es realizado apropiadamente, pero en el caso de Cingolani et al. (1993) y Bossi et al. (1993b) el resultado es debatible debido a problemas metodológicos. Como se menciona anteriormente, estos autores realizaron una isócrona Rb/Sr (RT) para la Formación Sierra de Ríos tomando dos muestras de los derrames riolíticos en la Sierra de los Ríos y dos muestras de microgranitos en la Sierra de Aceguá. Elizalde et al. (1970) reconocen a los microgranitos como una unidad diferente y más antigua que la Formación Sierra de Ríos y que en este trabajo se asignan al Granito Isidoro Noblía. En este estudio, las observaciones de campo permitieron reconocer que los diques de la Formación Sierra de Ríos en Aceguá recortan los microgranitos, lo que indica su diferente tiempo de cristalización. Esta observación no invalida necesariamente el método si se prueba que ambas unidades, aunque distantes en el tiempo, son comagmáticas. Mas esto no fue realizado por los autores antedichos dado que sólo presentan análisis químicos de elementos mayores, Rb, Sr, Zr y Nb de las rocas utilizadas para la datación. El hecho de que no existan evidencias de que estas unidades sean co-magmáticas no significa que no puedan serlo, pero hace que la edad determinada en los citados trabajos no sea confiable. Por su parte, Soliani (1986) realizó dataciones para el basamento de Aceguá que arrojaron edades K/Ar y Rb/Sr en el rango de 664 ± 38 y 574 ± 14 Ma. Cordani & Soliani (1990) determinaron tres grupos de edades para el basamento de las Islas cristalinas de Cuñapirú-Vichadero y Aceguá, encontrando para esta última edades Rb/Sr entre 680 y 574 Ma, además de varias dataciones K/Ar en el rango de 570 y 580 Ma. En la Isla cristalina de Cuñapirú-Vichadero, tres muestras de rocas subvolcánicas (microgranitos) al Norte de Amarillo, arrojaron edades que rondan los 530 Ma, lo que las hace correlacionables en el tiempo con el segundo evento magmático del Complejo sierra de las Ánimas definido por Sánchez Bettucci (1998). En adición, se realizó una datación de las pegmatitas del basamento de la Formación Sierra de Ríos (Granito Las Cañas) por el método K/Ar en muscovita, el cual 131 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) arrojó edades concordantes con lo planteado por autores anteriores en el entorno de 595 Ma (Wemmer, comm pers). Una evolución geológica similar se registra en el Suroeste del basamento de Río Grande do Sul. El más antiguo asociado al Complejo Santa María Chico (Nardi & Hartman, 1979; Soliani et al., 1984), los granitoides sintectónicos se podrían correlacionar con el Granito de Timbaúva de 647 ± 34 Ma (Nauman, 1984). Asimismo, las edades de los granitoides isótropos del Complejo Granítico Santo Alfonso (Hartman & Nardi, 1982) con edad de 568 ± 48 Ma (Soliani et al. 1984; Soliani, 1986) pueden correlacionarse con los encontrados en Uruguay. Por otra parte, las rocas estudiadas en este trabajo presentan alteración variable como puede verse en las descripciones petrográficas. Como se ha señalado en el capítulo V, la alteración de las rocas puede modificar el sistema K/Ar rejuveneciendo los resultados. No obstante, es altamente llamativo que rocas con diferentes estados de alteración arrojen edades K/Ar tan similares. Lo más plausible sería que la alteración no uniforme de las rocas, diera como resultado edades K/Ar muy diferentes. Por este motivo es dudoso que la meteorización sea responsable de la diferencia entre las edades determinadas por Cingolani et al. (1993) y Bossi et al. (1993b) y las halladas en este estudio. Según esta investigación y el análisis de antecedentes (ver Tablas VI.1, VI.2., VI.3. y referencias), aplicando el principio de parsimonia, dos posibles escenarios podrían explicar las edades Ordovícicas halladas en la Formación Sierra de Ríos. El primero y más sencillo, es considerar que el magmatismo que genera la Formación Sierra de Ríos tiene lugar entre 490 y 462 Ma (Ordovícico), sin tomar en cuenta los resultados de Bossi et al. (1993b) y Cingolani et al. (1993) por ser poco confiables, como se expuso con anterioridad. En este escenario transformaciones mineralógicas sufridas por los feldespatos alcalinos podrían deberse a la reactivación tectónica (uplift), que sufrió esta zona en el Permo – Triásico al comienzo de la apertura de la cuenca de Paraná. El segundo escenario que explicaría las edades halladas en esta investigación, es considerar que el magmatismo correspondiente a la Formación Sierra de Ríos se produce a los 575 Ma tal como proponen Cingolani et al. (1993) y Bossi et al. (1993b). De esta forma, las edades Ordovícicas se deberían a un fenómeno tectono-térmico ocurrido entre 490 y 462 Ma. En este evento puede haberse producido la transformación de la estructura interna de los feldespatos alcalinos y su exolución. 132 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Cualquiera de estos fenómenos ordovícicos pueden estar relacionados a los fenómenos transcurrentes registrados en el SE de Brasil, luego de la relajación postBrasiliana (de Almeida et al., 2000; Hackspacher & Tello, 2006; Tassinari et al., 2006). Otra correlación posible es que este fenómeno térmico esté relacionado a la orogenia Famatiniana que tuvo lugar entre 490 y 470 Ma (Rapela et al., 1998) tal como plantearon provisoriamente Loureiro et al. (2006). Esta hipótesis es más dudosa dada la elevada distancia que separa la Formación Sierra de Ríos y el Orógeno Famatiniano. EVOLUCIÓN TECTÓNICA La evolución tectónica de Aceguá y Sierra de los Ríos involucra, en primer término, la evolución de un arco magmático, representado por sus raíces graníticas de tendencia calcoalcalina representado por los Granitos Aceguá – Las Cañas. Según las dataciones geocronológicas existentes en la zona (Tabla VI.2), estos granitos habrían intruído entre los 680 y 575 Ma. Bossi & Ferrando (2001) descartan estas edades para los granitos sobre las bases de que presentan R0 entre 0,7074 y 0,7077 y que, según los datos de Bossi et al. (1993b) y Cingolani et al. (1993), la Formación Sierra de Ríos habría extruído en 575 Ma. Las dataciones de los granitos de la zona pueden separarse en dos grupos de edades, uno minoritario entre 680 y 665 Ma y otro mayoritario de 600 a 575 Ma (Tabla VI.2). Según una primera hipótesis, estos representan dos diferentes arcos magmáticos donde las edades de los granitoides más antiguos se presentan hacia la Isla Cristalina de Rivera (Cordani & Soliani 1990). La segunda hipótesis consideraría que las edades entre 600 y 575 Ma en los granitoides corresponderían al mismo fenómeno magmático que generó la Formación Sierra de Ríos de acuerdo con Cingolani et al. (1993) y Bossi et al. (1993b) y que los granitos que conforman el basamento de este magmatismo se habrían generado entre 680 y 665 Ma. Se considerará en primer lugar una evolución tectónica posible según la primera hipótesis planteada. Los granitos de edades entre 680 y 665 Ma corresponderían a un arco magmático Brasiliano que conformaría el basamento en el cual se instalaría un nuevo arco entre 600 y 575 Ma representado por los Granitos de Aceguá y Las Cañas. En el sureste del territorio uruguayo el Granito Sierra de los Caracoles presenta una edad de 681 ± 48 Ma (Preciozzi et al., 1993) la cual es consistente con la de los granitoides más antiguos de la zona de estudio. Del mismo modo, los granitoides 133 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) calcoalcalinos más modernos podrían correlacionarse con el arco magmático de Carapé que habría intruído entre 610 y 570 Ma (Sánchez Bettucci & Linares, 1999; Sánchez Bettucci et al., 2003, Oyhantçabal, 2005) asociado a la subducción oblicua del Craton de Kalahari bajo el Craton del Río de la Plata (Sánchez Bettucci, 1998) en nuevo episodio de la Orogenia Brasiliana. Penecontemporáneamente comenzaría el desarrollo de una extensión trasarco en el sur representado por los basaltos y traquibasaltos de la unidad El Ombú perteneciente al Complejo Sierra de las Ánimas datado entre 615 y 565 Ma (Sánchez Bettucci & Linares, 1996), y atribuido al primer evento magmático del Complejo Sierra de las Ánimas (Sierra de las Ánimas II) por Sánchez Bettucci & Rapalini (2002). Por otra parte, en el Sureste de Brasil, en el período comprendido entre 630 y 580 Ma se desarrollaba también un magmatismo calcoalcalino (Nascimento et al., 2005; Hackspacher & Tello, 2006; Tassinari et al., 2006; Wiedemann et al., 2002; Gastal & Lafon, 2006). Tras la compresión brasiliana, en el Sureste de Brasil se describe una activación de sistemas transcurrentes de escala regional que evolucionan a regímenes transtensivos debido a la relajación y distensión post-colisional, en el entorno de los 540 a 500 Ma en los que se genera magmatismo de tendencia más alcalina. (Almeida et al., 2000; Soares et al., 2000; Tassinari et al., 2006; Wiedemann et al., 2002) Según los estudios petrográficos de Elizalde et al., (1970), el Granito Isidoro Noblía posee tendencia alcalina, así como los microgranitos del Norte de Amarillo en Rivera datados por K/Ar (RT) en 530 Ma por Cordani & Soliani (1990). En la zona sur del Uruguay, un magmatismo alcalino estaba desarrollándose en el área cercana al balneario Piriápolis, compuesto por sienitas, sienitas cuarzosas, traquitas, basaltos y riolitas en el Complejo Sierra de las Ánimas datado en 520 ± 5 Ma Rb/Sr (RT) (Bossi et al., 1993 y Cingolani et al., 1993), 525 ± 15 Ma K/Ar (RT) (Sánchez Bettucci & Linares (1996), 529 ± 17 Ma Rb/Sr (RT), 526 ±1 7 Ma Rb/Sr (RT), 535 ± 17 Ma Rb/Sr (RT), 517 ±1 7 Ma Rb/Sr (RT) (Sánchez Bettucci, 1998), 519 Ma K/Ar RT (Umpierre, 1965 en Bossi, 1966). Estas rocas fueron atribuidas al segundo y último evento magmático del Complejo Sierra de las Ánimas (Sierra de las Ánimas I) por Sánchez Bettucci & Rapalini (2002). En el Sureste brasileño continuaban produciéndose esporádicamente, eventos magmáticos hasta el Cámbrico Tardío y reactivándose a comienzos del Ordovícico 134 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) (Mendes et al. 2005). En este período se desarrollaban cuencas transtensivas (Hackspacher & Tello 2006). La Cuenca de Camaquã es un ejemplo de los fenómenos transtensivos finibrasilianos, en el Sureste del Estado de Río Grande do Sul. Esta cuenca comenzó su desarrollo en régimen transtensivo a fines del ciclo Brasiliano entre los 620 y 600 Ma (Fragoso – César et al. 1982, 1985, 1992; Chemale, 1993; entre otros) manteniéndose activa durante el Cámbrico y Ordovícico temprano. Se desarrolla en subcuencas separadas por fallas estando limitada al Este por la “sutura” de Porto Alegre de dirección NNE (Paim et al. 2000) mientras que el límite Oeste es cubierto por las secuencias de la Cuenca de Paraná. Las fallas que delimitan las subcuencas son la “sutura” de Caçapava do Sul de rumbo NNE en la zona central y al Oeste, el Lineamiento Ibaré de dirección NW (Paim et al. 2000). Esta cuenca es afectada por magmatismo alcalino en el Ordovícico Temprano, representado por el Miembro Rodeio Velho del Alogrupo Guaritas (Paim et al., 1999). Las manifestaciones ígneas están representadas por diques, sills y extrusiones de basaltos y basiandesitas de tendencia alcalina datadas por el método U/Pb en 470 ± 19 Ma (Hartmann et al., 1998). Figura V.1. Rasgos geofísicos y geológicos de la región de la Cuenca de Camaqua. (A) Mapa de intensidad del Campo Magnético (basado en Costa, 1997). (B) Mapa geológico simplificado, basado en Chemale (2000). Tomado de Paim et al. (2000). 135 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura V.2. Mapa geológico de la cuenca de Camaquã. Tomado de Hartmann y Chemale (2003). Al Norte de la Sierra de los Ríos la “sutura” de Porto Alegre que limita la Cuenca de Camaquã al Este, deja de manifestarse, continuándose luego hacia el Sur en territorio uruguayo. De esta estructura deriva una rama de dirección ENE que se continúa hacia el Este hasta las cercanías de la localidad de Canguçu. Esta última falla coincide con el límite por fallamiento Noroccidental del basamento representado por los Granitos Las Cañas e Isidoro Noblía y la Formación Sierra de Ríos que presenta dirección N60º a N 70º mientras que la falla que limita el basamento aflorante ante la cuenca paleozoica en el Sur de la zona de estudio tiene rumbo aproximado N10º coincidiendo con la “sutura” de Porto Alegre. En la zona de la Sierra de los Ríos estas dos fallas pueden interpretarse conjugadas de la primera. Sin embargo las fallas delimitantes de la sierra de Aceguá al Sur tienen rumbo E-W aproximadamente, tal dirección se aproxima a la que tendría una falla conjugada de la “sutura” de Caçapava do Sul, de rumbo aproximado N30º. 136 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Figura V.3. Imagen satelital de la región Noreste del departamento de Cerro Largo y Sur del Estado de Río Grande do Sul. Las líneas blancas indican las estructuras según la nomenclatura de Paim et al. (2000). Imagen tomada de Google Earth 2006. 137 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Estas profundas estructuras del basamento fini-brasiliano en Uruguay prosiguieron extendiéndose en el sistema transtensivo. Estas fisuras fueron aprovechadas para la efusión de un nuevo magmatismo a los 480-470 Ma con diques granofíricos, riolitas y escasas traquitas cuarzosas de tendencia levemente alcalina y potásica representada por la Formación Sierra de Ríos. Otra posible evolución, que contempla la segunda hipótesis planteada, implicaría que el magmatismo representados por los granitos calcoalcalinos de Aceguá y los que ocurren en la región de la Sierra de los Ríos tendrían edades de entorno de 680 a 665 Ma. El magmatismo de este período es importante en Brasil (Almeida et al., 2000). Los granitos y microgranitos calcoalcalinos de Isidoro Noblía habrían hecho intrusión entre 600 y 590 Ma bajo un régimen transtensivo, siendo comagmáticos con la Formación Sierra de Ríos que habría extruído bajo un mismo sistema tectónico unos 10 a 20 Ma más tarde representada por diques y extrusiones ácidas y potásicas de acuerdo a los datos de Bossi et al. (1993b) y Cingolani et al. (1993). Una tercera hipótesis evolutiva implicaría que la edad de extrusión de la Fromación Sierra de Ríos rondara los 530 Ma, correlacionable al segundo evento magmático del Complejo Sierra de Ánimas. La edad de 473,1 ± 5.9 Ma correspondería a un evento tectonotérmico asociado al magmatismo ordovícico de la Cuenca de Camaqua (basaltos alcalinos de Rodeio Velho). Los granitos de Aceguá y Las Cañas tendrían una edad de aproximadamente 620 – 590 Ma, mientras que el Granito Isidoro Noblía habría intruído bajo régimen transtensivo en el entorno de los 570 Ma (cámbrico) tal como el Granito Santo Alfonso datado en 568 ± 45 Ma por Soliani (1986). Las fallas en el basamento antes nombradas fueron, en la creación de la cuenca de Paraná, los límites de los diferentes bloques de basamento aquí descrito, separados en el proceso en el Permo-Triásico. Esto sería válido para las tres evoluciones tectónicas planteadas. 138 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Tabla VI.1. Edades Ordovícicas y Cambro-Ordovícicas en Uruguay Departamento Localidad Rivera Maldonado Lavalleja Maldonado Lavalleja Lavalleja Rocha Maldonado Maldonado Maldonado Maldonado Isla Cristalina, R.28 granodiorita N de Pan de Azúcar sienogranitos Carapé granito Aiguá migmatita/granito Minas al N pizarra R.8 km 175 al E granito Santa Teresa granitoide Piriápolis basalto amigdaloide Cº Pan de Azúcar sienita Piriápolis sienita cuarzosa Piriápolis basalto Las Flores Litología Método K/Ar Rb/Sr K/Ar Rb/Sr K/Ar Rb/Sr K/Ar K/Ar Rb/Sr K/Ar K/Ar Edad (Ma) Error (Ma) Referencia 499 499 498 497 492 491 490 490 490 487 434 12 72 37 21 14 4 9 13 1 5 4 10 2 3 6 2 Pg RT RT Illita Biot Musc RT K-fd RT 15 17 17 Tabla VI.2. Edades en los Departamentos de Cerro Largo y Rivera Localidad Litología ICR-Aceguá granito Aceguá granito Haz de diques del Terreno Nico Pérez Aceguá al W granito Aceguá granito Aceguá al W granito ICR-Aceguá granito SE de Cerro Largo Granito Guazumambí ICR microgranito Sarandí Barceló basalto Método Rb/Sr Rb/Sr Rb/Sr K/Ar Rb/Sr K/Ar Rb/Sr Rb/Sr K/Ar K/Ar RT RT Biot RT Biot RT RT Edad (Ma) Error (Ma) Referencia 680 664 655 599 583 575 574 532 530 140 22 38 203 10 6 14 11 4 7 4 4 4 11 16 11 8 11 10 139 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Tabla VI.3. Algunas Edades del Neoproterozoico y Eopaleozoico en Uruguay relacionadas al Cinturón Dom Feliciano Unidad geológica Método Granito Sierra de los Caracoles Granito Rocha Granito Alférez Granito Valdivia Batolito Puntas de Santa Lucía Granito Perdido Chico Granito Garzón Granito Florencia Batolito de Aiguá Sienita Pan de Azúcar Granito Maldonado Formación Cerros de Aguirre Granito Águila Granito Campanero Granito Cuchillita Sienita Barriga Negra Granito de Polanco Rb/Sr RT Rb/Sr RT Rb/Sr RT Rb/Sr RT U/Pb SHRIMP K/Ar RT Rb/Sr RT Rb/Sr RT Rb/Sr RT Ar/Ar Anf Rb/Sr RT U/Pb SHRIMP K/Ar RT K/Ar RT K/Ar RT Rb/Sr RT Rb/Sr RT Rb/Sr RT K/Ar RT Rb/Sr RT Rb/Sr RT K/Ar RT K/Ar RT K/Ar RT K/Ar RT Rb/Sr RT K/Ar Anf K/Ar RT K/Ar RT Granito Guayabo Batolito Cuchilla Dionisio Basalto Las Flores (Pirlápolis) Complejo Traquita (Aguas Blancas) Sierra Granófiro riolítico (Cº San Antonio) de las Riolitas y Traquiandesitas (Pirlápolis) Ánimas Sienita cuazosa (Pirlápolis) Basalto El Ombú (Pirlápolis) Edad (Ma) Error (Ma) Referencia 681 678 670 636 633 609 601 591 582 579 575 572 572 572 571 565 530 549 546 535 554 490 525 508 519 520 552 565 615 48 14 59 6 10 25 20 95 31 1,5 20 8 12 30 10 59 7 15 30 15 15 15 15 9 9 9 9 15 13 9 9 9 14 18 19 13 13 13 9 1 1 12 1 1 2 2 6 6 17 6 2 2 5 30 30 140 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) Referencias para las Tablas VI.1., VI.2. y VI.3. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 Umpierre & Halpern (1971) Sánchez Bettucci & Linares (1996) Linares & Sánchez Bettucci (1997) Soliani (1986) Cingolani, Spoturno & Bonhome (1990) Umpierre (1965) en Bossi (1966) Bossi & Ferrando (2001) Bossi & Umpierre (1975) Preciozzi et al. (1993) Hart (1966) Cordani & Soliani (1990) Sánchez Bettucci et al. (2003) Sánchez Bettucci & Linares (1999) Oyhantçabal et al. (2006) Bossi et al. (2001) Kawashita et al. (1999) Bossi et al. (1993b) Masquelin (1990) Hartmann et al. (2002) 141 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) VII. AGRADECIMIENTOS No es tarea fácil “medir” los sentimientos de agradecimiento y ordenarlos. Por eso espero no ofender a nadie por el lugar donde están puestos en esta “lista”, pero por algún lado hay que empezar. Como éste es un trabajo académico, voy a empezar por agradecer a quienes me ayudaron, en forma práctica a realizarlo y luego a los que me ayudaron humanamente. Si me olvido de alguien, aquí van mis disculpas. A Leda Sánchez por ayudarme a crecer tanto académicamente con su enseñanza, confianza y motivación, como humanamente con lo mismo, su amor, su protección y sus límites. Por responder a mis ansias por saber, mi admiración, mi confianza, mi amor y mis límites. Por ser una geóloga excelente y una amiga a toda prueba. Por corregir y dirigirme en este trabajo con el que le he dado muchas decepciones y dolores de cabeza. A Klaus Wemmer que me enseñó las bases científicas y los procedimientos de laboratorio en el trabajo geocronológico K/Ar y de difractometría de rayos X para realizar este trabajo. Por hacer de mi estancia en Alemania algo más que disfrutable, por darme una beca para mi estadía. También por ser un magnífico geólogo, geocronólogo y profesor, además de un valiosísimo ser humano. A J.J. Spoturno por brindarme el principal trabajo bibliográfico y de cartografía geológica detallada de la zona de estudio. Por su gran conocimiento de la geología de esta zona, sus charlas y consejos respecto a este trabajo y su aliento. Por ser un gran geólogo y un amigo de oro. A la profesora Marisa Olivet (mi madre) por ayudarme con la bibliografía, la corrección de la redacción y formulación de los principios y teorías del campo de la Física de varios capítulos. Por tratar de enseñarme en profundidad sobre los modelos cuánticos y relativistas de la materia, su historia y aplicación. A Malte Drobe que fue más que un amigo, una niñera o un intérprete tanto en la Facultad de Geociencias de Göttingen como en los Alpes. Por ser mi maestro en los trabajos de laboratorio, enseñándome a procesar las muestras y por lograr que datáramos mis mugrosas rocas. A Santiago Stareczek y Gonzalo Sánchez por ayudarme en el trabajo de campo y por su amistad. A Siggi Siegesmund por su ayuda en este trabajo y por su calidad humana y profesional. Por llevarme a los Alpes y apoyarme durante mi estadía en Alemania. Por bancarme varias demencias y aceptarme a pesar de nuestros conflictos ideológicos irreconciliables. 142 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) A los profesores Luis Loureiro Ferrando y Marisa Olivet (mis padres) por sus charlas acerca de la radiactividad, los diferentes modelos nucleares y atómicos cuánticos y relativistas, las radiaciones electromagnéticas y relatividad. A Fernando Preciozzi por aclararme muchas dudas sobre la datación isotópica y sus excelentes trabajos sobre la geología uruguaya. A Mauricio Wibmer por darme su adorada computadora para que yo pudiera terminar de escribir este trabajo y por ser un gran amigo. A Sabine por brindarme su amistad, ser muchas veces mi intérprete, por su gran capacidad de enseñar y ser una geocronóloga y geóloga admirable. Por los muchos buenos ratos y charlas que compartimos. A Axl por ser un excelente profesor, geólogo y ser humano. A Carlos Rossini, Pedro Oyhantçabal, Elena Peel, Claudio Gaucher, Juan Ledesma, Gustavo Piñeiro, a todos los paleo, especialmente a Ángeles Beri y Richard Fariña, Rossana Muzzio, Néstor Vaz, Gerardo Veroslavksky y Héctor de Santa Ana (por no volver a mencionar a los profesores que nombré antes), por lograr hacerme entender varias cosas acerca de la disciplina geológica. A todos mis compañeros de DI.NA.MI.GE. por enseñarme algunos aspectos de la geología y otras cuestiones, en especial a Spot, Javier Techera, Marcel Stapff, Walter Heinzen, Humberto Pirelli y Richard Arrighetti. A Fede Cernuschi por acompañarnos al campo. A la Universidad Georg August Göttingen por recibirme con la mejor voluntad, brindarme acceso a los laboratorios, salidas de campo a Suecia y los Alpes. A la Universidad de la República por brindarme una educación terciaria. A DI.NA.MI.GE. por brindarme acceso a material bibliográfico, cartográfico e informático imprescindible para realizar este trabajo. A G. Elizalde, W. Eugui, J. Verdesio, M. Stapff y J. Telechea por su excelente trabajo geológico y cartográfico de la zona comprendida entre las Sierras de Aceguá y norte de la Sierra de los Ríos. A F. Preciozzi, J.J. Spoturno, W. Heinzen y P. Rossi por su cartografía geológica de la Hoja Sierra de los Ríos (zonas sur y centro de la Sierra de los Ríos). -------------------- 143 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) A mis hermanos Paola, Andrea y Leandro Loureiro por ser lo mejor de mi vida, junto con mis sobrinos Emilio y Manuel y mis “ahijados” Andrés y Paula Latorres. A mis viejos por inspirarme y apoyarme en mi carrera y mi vida; por su amor y por bancarme muchas demencias. A mi abuela Nelda y mi abuelo Juan José por inspirarme en la investigación científica, apoyarme y por su inmenso cariño. A mis tías Bea y Silvia Olivet por su amor incondicional, su apoyo y ejemplo; también a mis tíos Eduardo, Tito, Carlos y Enrique Olivet por su cariño y ejemplo. A María Noel Roda Cirio, mi hermana por elección, por su apoyo, ejemplo y enorme amor desinteresado y leal. A Amparo Luraschi por ser un gran apoyo en todo momento, por confiar en mis capacidades, ayudarme a aceptar mis límites y por enseñarme a no mentirme a mí misma, entre tantas otras cosas. A Ethel Morales por su amistad y lealtad, pese a todos los contratiempos. A Ana Loureiro (mi tía, prima, hermana) y su hija Antonia por darle calor a mi vida. A mis abuelos Julio Loureiro y Yolanda de Olivera por su gran cariño y a mis tíos Julio y Denise Loureiro. A mis cuñados Líber Almada y Líver Bobadilla por ser dos grandes amigos. A Leda Sánchez, Enrique Latorres, Lina Bettucci, Mario Otero y Sebastián Sánchez por adoptarme en su familia. Mauricio Wibmer por ser un gran amigo y compañero, por su apoyo y su cariño. A todos mis primos y primas. A Carlos Rossini por su confianza en mí, su amistad y por ser un gran geólogo. A Rodrigo Alegre por su cariño y apoyo. A Alejandra Techera por ser una gran amiga con quien compartimos nuestras demencias actuales sobre la vida. A Alejandra Pascale, Sergio Gagliardi, Seba Huelmos, Sandra Cazaux, Hernán Vidal, por su amistad, también a Gonza, Santi, Gaby, Fede, Leti y Ana Piñeiro. A mis compañeros de DI.NA.MI.GE., especialmente a Javier Techera por bancarse mis ausencias mientras hacía este trabajo. Lo mismo para mis compañeros del Departamento de Geología. A Natalie, Analía y Ana Sendic por los buenos tiempos. _______________ 144 Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay Judith Loureiro Olivet (2007) VIII. BIBLIOGRAFÍA Almeida, F.F.M. de, Amaral, G., Cordani, U.G. & Kawashita, K. (1973). The Precambrian Evolution of the South American Cratonic Margin South of the Amazon River. In: Nairm A.E. & Stehli F.G. 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