Emplazamiento del complejo alcalino La Peña, Mendoza Argentina

DIEGO SEBASTIÁN PAGANO; MIGUEL ANGUEL GALLISKI; MARÍA FLORENCIA MÁRQUEZ-ZAVALÍA

Córdoba

Congreso; XIX Congreso Geológico Argentino; 2014

AGA

Resumen: El complejo La Peña (CLP) de edad miocena, 18 Ma, (Zappettini et al. 2005), se encuentra ubicado en el frente oriental de la Precordillera (32º41 34 S, 68º59 48 O), a 30 km al NO de la ciudad de Mendoza, Argentina. Es un complejo subcircular de 19 km2, emplazado en una secuencia metasedimentaria de rumbo meridional denominada Fm Villavicencio. Los contactos con el encajonante son rectos y de alto ángulo, concordantes con la estratigrafía en el borde oeste y discordantes en el resto del complejo. La Precordillera, en las latitudes del área de estudio, responde a un sistema de fallas bivergentes que puede ser dividido en los dominios estructurales O y E, a partir de una zona de disrupción denominada sistema de fallas Villavicencio (Giambiagi et al. 2011); El CLP se encuentra dentro del dominio E. La petrografía del CLP fue estudiada en detalle por Villar y Zappettini (2000) y Zappettini et al. (2013). En base a nuestras observaciones, el CLP resulta de la yuxtaposición de multiples pulsos derivados de una o más cámaras profundas, los cuales forman un conjunto de rocas alcalinas donde participan: un cuerpo de clinopiroxenita, una unidad central de sienitas con una extensa zona de brecha en el contacto con la clinopiroxenita, cuerpos de facies de malignita, cuellos de pórfidos traquíticos y sieníticos y un sistema de diques radiales y anulares de distintas composiciones. La clinopiroxenita está constituida por una facies cumular y un sistema de diques máficos tempranos (Dms) que la cortan; localmente también se reconocen diques pegmatíticos gábricos. Este cuerpo clinopiroxenítico es intruido por una unidad central sienítica, que produce en sus márgenes una densa red de venas y conductos, con desarrollo de una voluminosa zona de brecha magmática donde el material sienítico es abundante. Estas facies plutónicas son intruidas por cuellos de pórfidos traquíticos y sieníticos, a partir de los cuales irradia un sistema de diques de composición traquítica (Dtr), intruidos por delgados diques máficos tardíos (Dmt) con los que localmente mantienen complejas relaciones de corte. Existe asimismo una facies de malignita aflorante en la parte más oriental del complejo, la cual intruye a la clinopiroxenita y es intruida a su vez por la sienita y los Dtr. El diseño morfo-estructural del complejo comprende distintas intrusiones, aparentemente centradas, y un sistema de diques radiales y con menor frecuencia anulares. En este contexto sería normal esperar que las trazas de foliación dentro del cuerpo se adapten a los contactos entre las distintas unidades, como sucede en general en cuerpos ígneos centrados. Sin embargo, la estructura magmática interna muestra planos de rumbo NO-SE, perpendiculares a los contactos entre las unidades. Los planos de flujo son perpendiculares a la estratigrafía de la roca hospedante excepto en las márgenes SO de la sienita, donde localmente se tornan subparalelos. Este patrón estructural de rumbo y buzamiento promedio N40°O y 65°SO respectivamente, queda definido por: 1) la orientación preferencial y la foliación de flujo de los Dms, 2) orientación de enclaves máficos y los planos de foliación en la sienita central y en los cuellos de pórfidos, 3) la orientación de algunas venillas y conductos sieníticos dentro de la clinopiroxenita y 4) por la orientación de los Dtr que se concentran estadísticamente en direcciones NO-SE. Esta marcada estructura coincide con un sistema de fracturas extensionales en la roca hospedante, las cuales están relacionadas con una zona de cizalla frágil aflorante a unos 500 metros al este del intrusivo. La cizalla tiene lugar en planos discretos de rumbo N-S a N20ºO con inclinación de 80º a 85º al E y NE, que coinciden con la estratificación de la roca de caja en ese sector. Al oeste del CLP, la cizalla podría corresponder con la zona de deformación vinculada al sistema de fallas Villavicencio. Los indicadores cinemáticos sobre los planos de cizalla, señalan movimientos de rumbo sinestral, sinestral directo y directo sinestral, con rake de 15º a 50º al N, respectivamente. Los sistemas de discontinuidades reconocidos, pueden ser definidos como Riedel (R) de rumbo N10ºO a N30ºO con inclinación de 75° a 85º al SO, Anti-Riedel (R´) de rumbo N75ºO a N85ºO con buzamientos de 85º al NE y 80º al SO, y fracturas extensionales (T) de rumbo N40ºO a N65ºO y buzamiento de 60º a 85º al SO. En adición, un sistema de juegos sintéticos (P) con rumbo N50°E a N60°E y buzamiento subvertical, fue reconocido en el sector SO del CLP en la zona de brecha magmática. Los indicadores cinemáticos en la zona de cizalla reflejan movimientos transtensivos. Utilizando el método geométrico de Mc Coss (1986) para determinar el ángulo de dirección de desplazamiento infinitesimal (Â=180º-2W), siendo W el ángulo formado entre las fracturas extensionales y el plano de cizalla que las contiene, el valor promedio de  en el CLP es de 101º, indicando que el sistema es transtensivo cercano al límite de cizalla simple, donde  es 90º (Peacock y Sanderson 1995), lo cual es compatible con las evidencias de campo. En base al análisis estructural, el modelo propuesto responde a deformación en una zona de cizalla frágil. En el área, el campo de esfuerzos puede ser explicado con un elipsoide construido por un eje sigma 3 en dirección NE-SO y sigma 1 NO-SE. La cizalla en el borde oriental del CLP se desarrolla concordante con la estratigrafía de la Fm Villavicencio, mientras que en el sector O correspondería al sistema de fallas Villavicencio. En este contexto la Fm Villavicencio se habría comportado como un bloque rígido capaz de fracturarse, permitiendo el desarrollo de una red de discontinuidades que controló la migración del magma, particularmente a lo largo de fracturas extensionales NO-SE. Hasta cinco diferentes fundidos se habrían emplazado localmente dando origen a: 1) la clinopiroxenita cumular formada por sedimentación, desde un magma posiblemente basanítico, 2) los Dms, 3) la facies de malignita, 4) la sienita central, 5) los cuellos de pórfidos y el sistema de diques. En disidencia al modelo recientemente planteado por Zappettini et al. (2013), quienes indican extensión de Back-arc; este, sugiere un régimen transtensivo a los 18 Ma desarrollado localmente en el retroarco del orógeno andino, durante un largo y conocido periodo de deformación compresiva miocena.