EVOLUCIÓN DEL COMPLEJO VOLCÁNICO LA HOYADA (MIOCENO SUPERIOR-PLEISTOCENO) EN EL MARCO GEODINÁMICO DE LOS ANDES CENTRALES, PUNA AUSTRAL.

EMILCE BUSTOS; BAEZ, WALTER ARIEL; GIANLUCA NORINI; ARNOSIO MARCELO

Tucuman

Congreso; XX Congreso Geológico Argentino; 2017

Asociación Geológica Argentina

La evolución de volcanes complejos es el resultado de períodos constructivos de corta duración, que están separados por etapas más largas de quiescencia, eventos catastróficos destructivos y/o cambios en el sistema de alimentación (e.g., Thouret, 1999; Lucchi et al., 2010). La geología de la Puna Austral se caracteriza por edificios volcánicos (poli y monogenéticos) y depósitos ignimbríticos con edades comprendidas entre el Eoceno-Oligoceno y Cuaternario (e.g., Alonso et al., 1984; Trumbull et al., 2006). Durante el Paleógeno no se registró magmatismo en esta zona (Trumbull et al., 2006; Kay & Coira, 2009), lo que fue interpretado como el resultado de la subducción horizontal de la placa de Nazca (e.g., Kay & Coira, 2009) o a un estadío de flujo bajo en el ciclo de la cordillera (e.g., DeCelles et al., 2015). Desde el Neógeno al reciente se desarrolló un arco magmático con extensiones hacia el este en la región de retroarco (e.g., Viramonte et al., 1984), donde la asociación entre los sistemas de falla y los rasgos volcánicos indican un posible control estructural en la circulación y pasaje de los magmas en la corteza (e.g., Richards y Villeneuve 2002; Petrinovic et al., 2010; Norini et al., 2013). La Cordillera de San Buenaventura es un rasgo con orientación E-O formada por domos y complejos volcánicos de composición intermedia del Mioceno Superior a Cuaternario (Seggiaro et al., 2000). Esta cadena volcánica marca la transición entre el área de subducción normal con la plana hacia el sur (e.g., Baranzagi y Isacks, 1976; Allmendinger et al., 1983). Esta región es clave en el entendimiento de la evolución geodinámica de la Puna Austral, ya que está emplazada en el borde sur donde se produce la transición entre la subducción normal y horizontal.El Complejo Volcánico La Hoyada (CVLH) es un sistema volcánico de larga duración, intensamente erosionado, de composición geoquímica intermedia que está ubicado en el borde este de la Cordillera de San Buenaventura. Seggiaro et al. (2000) sugirió que el CVLH fue formado por un conjunto de calderas erodadas, mientras que Montero et al. (2010a,b) identificó dos ciclos dentro de la historia de este complejo.El CVLH constituye un sistema volcánico con una evolución compleja, característica que impide describirlo utilizando un enfoque estratigráfico clásico. Por lo tanto, se complementaron técnicas clásicas junto con análisis morfológico, espectral y la aplicación de las unidades litoestratigráficas limitadas por discordancias (UBSUs, Unconformity-Bounded Stratigraphic Units) para reconstruir la historia geológica del LHVC. Los trabajos de campo junto con el análisis de imágenes satelitales multiespectrales dieron como resultado un nuevo esquema estratigráfico, mediante la definición de unidades litosomáticas y UBSUs. El mapeo se realizó definiendo unidades litoestratigráficas por medio de su litología y posición estratigráfica, adicionalmente se usó la petrografía, geoquímica y datos geocronológicos. Las estructuras volcánicas que constituyen el CVLH fueron definidas como litosomas por Bustos et al. (2015). La formación de los edificios volcánicos de La Hoyada fue el resultado de eventos efusivos principalmente (flujos lávicos y domos) con una participación subordinada de facies piroclásticas (ignimbritas, depósitos de flujo de bloques y ceniza, brechas líticas). Esta evolución estuvo afectada por eventos destructivos que generaron discordancias en el complejo volcánico. El esquema estratigráfico resultante combina las unidades litoestratigráficas en unidades litosomáticas y sintémicas, con la identificación de al menos 7 centros eruptivos sobreimpuestos durante la evolución de CVLH. El litosoma 1 agrupa a las unidades más antiguas del CVLH que se caracterizan por estar intensamente deformadas y alteradas hidrotermalmente. Está compuesto por un sintema denominado S1.1 que comprende productos volcánicos efusivos y explosivos de composición química intermedia y depósitos retrabajados subordinados. El litosoma 2 corresponde a una secuencia volcánica efusiva integrada por un sintema denominado S2.1, el cual agrupa lavas, diques y domos de composición traquidacítica y traquiandesítica. La estratigrafía del litosoma 3 está formada por dos sintemas llamados S3.1 y S3.2 separados por una discontinuidad de segundo orden que limita a un período constructivo (S3.1) del periodo de extinción del aparato volcánico (S3.2). El S3.1 está compuesto por lavas, domos, flujos de detritos, depósito de avalancha, mientras que el S3.2 está representado por depósitos de flujo de detritos. Las unidades litoestratigráficas que componen al litosoma 4 corresponden a flujos lávicos traquidacíticos y domos dacíticos agrupados en el sintema S4.1. El litosoma 5 se caracteriza por estar afectado por un halo de alteración argílica avanzada. Está compuesto por dos sintemas (S5.1 y S5.2) separados por una discordancia de segundo orden que indica el cambio en la composición química de los productos emitidos. S5.1 está compuesto por flujos lávicos de composición andesítica-basáltica y el S5.2 agrupa domos de composición traquiandesítica y dacítica. La estratigrafía del litosoma 6 está caracterizada por domos, flujos lávicos y depósitos piroclásticos subordinados que presentan las facies típicas de un estratovolcán erodado, el cual está cortado por una escarpa curva que también afecta al litosoma 7. Estos productos volcánicos principalmente de composición andesítica constituyen el sintema S6.1. El litosoma 7 se compone de productos volcánicos explosivos y efusivos de composición química intermedia, con un evento fluvial intercalado. La estratigrafía de este centro volcánico está dividida en dos sintemas denominados S7.1 y S7.2, separados por una discordancia de segundo orden formada por un evento fluvial erosivo. S7.1 está formado por lavas, depósitos piroclásticos y un evento fluvial, mientras que el S7.2 está formado por flujos lávicos andesíticos.A partir del nuevo esquema estratigráfico se proponen 4 supersintemas para resumir el volcanismo Cenozoico del borde este de la Cordillera de San Buenaventura. El Supersintema San Buenaventura (SSB, ca. 9- 7 Ma) representado principalmente por volcanismo explosivo de composición riolítica, emplazadas con un régimen de tectónica compresiva predominante en la Puna (e.g., Kraemer et al., 1999). La discordancia δ1 entre el basamento y las ignimbritas marca el comienzo del volcanismo Cenozoico en la región. Agrupa a todas las ignimbritas de composición riolítica calcoalcalina aflorantes en la región (Montero et al., 2011, 2015). El Supersintema La Hoyada Inferior (SLHI, ca. 7- 4,5 Ma) está compuesto por flujos lávicos y domos de composición andesítica-dacítica y está afectado por deformación tectónica compresiva. La discordancia δ2 marca el cambio en el estilo eruptivo, desde la actividad explosiva de formación de caldera hacia el volcanismo central de composición andesítica-dacítica principalmente efusivo. Este supersintema representa varios estratovolcanes superpuestos degradados por erosión, deformación tectónica y alteración hidrotermal pertenecientes al litosoma 1. El Supersintema La Hoyada superior (SLHS, ca. 4,5 - 1,37 Ma) agrupa a productos efusivos andesíticos-dacíticos y depósitos piroclásticos y epiclásticos subordinados relacionados a arco de composición calcoalcalina. Esta unidad agrupa productos andesíticos y dacíticos emitidos por edificios volcánicos preservados (litosomas 2 a 7). La discordancia δ3 está dada por un período de quiescencia y erosión que representa un cambio en las condiciones tectónicas desde una secuencia intensamente deformada (SLHI) a la secuencia volcánica libre de este tipo de deformación de SLHS. Un cambio en las condiciones tectónicas en la Puna desde un régimen compresivo a extensión horizonal ocurrió diacronicamente en el plateau (e.g., Riller & Oncken, 2003). La fase de deformación compresiva ocurrió hasta los 6-4Ma (e.g., Kraemer et al., 1999), simultáneamente con el emplazamiento del SSB y SLHI, representado por plegamientos amplios en el SLHI. La discordancia δ3 se ubica en el techo de una unidad conglomerádica que cubre a la secuencia plegada del SLHI, la cual es correlacionable con los Punaschotter, los cuales constituyen un evento común en todas las cuencas del Plateau de la Puna (e.g., Penck, 1920; Allmendinger, 1986; Schoenbohm et al., 2015). La depositación de esta secuencia conglomerádica, datada en ~4 Ma para la cuenca de Fiambalá, estuvo relacionada con un pico en la fase tectónica compresiva (Schoenbohm et al., 2015). Este evento podría estar correlacionado con un aumento en la convergencia de la placa a 5-4 Ma (Guzmán et al., 2014) y/o estar conectado a la subducción de la dorsal de Copiapó (Álvarez et al., 2015). Finalmente, el Supersintema Purulla (SP,