STUDIO PETROLÓGICO Y - Sociedad Uruguaya de Geologia

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
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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.
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Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay
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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
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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.
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Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay
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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
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Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay
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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.
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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.
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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,
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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,
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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
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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).
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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).
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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).
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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
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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.
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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.
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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
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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).
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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
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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
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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.
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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)
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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
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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.
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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
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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.
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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.
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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.).
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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).
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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.
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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.
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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.
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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.
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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.
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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.
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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,
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Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay
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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.).
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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.
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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).
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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).
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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.).
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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.
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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.
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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.
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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.
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Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay
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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
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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
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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
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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.
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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.
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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).
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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.
____________________
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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.).
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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.
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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
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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.
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80
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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
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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
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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
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Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay
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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.
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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).
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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
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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.
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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
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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.
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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.
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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
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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.
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Figura III.33. Fenocristales de cuarzo con bordes redondeados con extinción ondulante en
matriz 2. LP-2,5x.
_______________________
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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.
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Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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).
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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.
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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.
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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.
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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.
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B
Difractograma de granófiro riolítico hipabisal, muestra SR10b
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C
Difractograma de granófiro riolítico hipabisal, muestra SR12
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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
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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.
_______________________
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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
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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
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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).
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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.
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Estudio Petrológico y Geocronológico K/Ar de la Formación Sierra de Ríos, Noreste de Uruguay
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Fuegos de Octubre
De regreso a Octubre (Desde Octubre)
Sin un estandarte de mi parte...
Te prefiero... igual,
Internacional
Patricio Rey y sus Redonditos de Ricotta (1986)
Oktubre