Formación Vega de Los Machos

La Formación Vega de Los Machos (^{Caballé, 1986}) aflora en el sector de La Alumbrera, sobre la margen izquierda del arroyo El Palque, próximo a su concurrencia con el río Calingasta (Figura 3a). Se encuentra constituida por un complejo andesítico-dacítico hasta riolítico (Figura 4a). Incluye, hacia su base, litofacies de lavas andesíticas coherentes y autoclásticas. El tramo medio comprende areniscas tobáceas y brechas, y el tramo superior es de carácter piroclástico, con ignimbritas y depósitos de flujos de bloques y cenizas (Figura 4b). En la zona de estudio, su base se encuentra cubierta por depósitos del Neógeno. Pocos kilómetros al norte de este sector, en la región de Casposo, la Formación Vega de Los Machos se asienta en discordancia angular, atribuida a la fase orogénica San Rafael, sobre la Formación La Puerta del Carbonífero tardío-Pérmico temprano bajo. Hacia el techo es cubierta en aparente concordancia por la Formación El Palque. El espesor observado es cercano a los 382 m, el que debe considerarse mínimo teniendo en cuenta que la sección no es completa.

Figura 4 a) Vista panorámica de afloramientos de la Formación Vega de Los Machos (FVM); se indican las diferentes litologías que la componen. Por encima se observa en contacto normal la Formación El Palque (FEP). b) Brechas dacíticas, monolitológicas, litofacies característica de la Formación Vega de Los Machos. c) Cristales de plagioclasa (Pl), anfíbol (Anf) y cuarzo (Qz) en matriz microcristalina (Mtx) de una andesita de la Formación Vega de Los Machos. d) Unidades basales de la Formación El Palque: Complejo Volcánico Inferior (CVI), Ignimbrita Cordón del Carrizalito (ICC) e Ignimbrita Cordón del Diablo (ICD). e) Unidades superiores de la Formación El Palque: Ignimbrita Cordón del Diablo (ICD), Toba El Chalchalero (TEC) y Riolita Quebrada Larga (RQL). f) Detalle de litofacies ignimbrítica de bajo grado de soldadura de la Formación El Palque, el color verdoso de los fiamme (Fme) indica compactación por diagénesis. g) Cristaloclastos de feldespato alcalino (Fk), anfibol (Anf) y biotita (Bi), en matriz (Mtx) vitroclástica; se indica la presencia de fiamme (Fme). h) Unidades basales de la Formación Horcajo: Riolita El Aforo (REA), Ignimbrita La Plateada (ILP), en la que se han destacado la litofacies de mesobrechas (ILPMBr) y el Complejo de La Junta (CLJ). Se observan fallas normales, algunas de las cuales muestran evidencias de origen volcano-tectónico y de carácter sineruptivo relacionadas a eventos de colapso. i) Ignimbrita con alto grado de soldadura de la Formación Horcajo; se indica la presencia de litoclastos (Lc) y fiamme (Fme). j) Fotomicrografía de la misma ignimbrita que en I. en la que se observan cristaloclastos de feldespato alcalino (Fk) y cuarzo (Qz) en matriz parataxítica. Los fiamme (Fme) se observan fuertemente aplastados. 

Petrográficamente se reconocen andesitas, dacitas y riolitas. Las primeras se caracterizan por texturas porfíricas con matriz microcristalina. El contenido en fenocristales varía entre 15 y 25%, con tamaños entre 0.1 y 1.3 mm. Comprenden fenocristales de plagioclasa, anfíbol y escaso cuarzo (Figura 4c). Las rocas dacíticas son similares texturalmente, y los fenocristales comprenden plagioclasa, cuarzo anédrico fuertemente corroído y biotita alterada a clinozoisita. Las rocas de composición riolítica son ignimbritas con texturas vitroclásticas, eutaxíticas y esferulíticas. Presentan cristaloclastos de cuarzo, plagioclasa, feldespato alcalino y biotita, con apatito y circón como fases accesorias.

Formación El Palque

La Formación El Palque (^{Caballé, 1986}) aflora en la zona de La Alumbrera, con buenas exposiciones en las quebradas del río Calingasta y del arroyo El Palque (Figura 3a). Esta formación está constituida por un complejo lávico-piroclástico compuesto por rocas de naturaleza mayormente dacítica a riolítica, aunque incluye algunas traquitas y andesitas. En este trabajo, esta formación es dividida en unidades informales con jerarquía comparable a la de miembros. De base a techo estos son: a) Complejo Volcánico Inferior, b) Ignimbrita Cordón del Carrizalito, c) Ignimbrita Cordón del Diablo, d) Toba El Chalchalero y e) Riolita Quebrada Larga (Figuras 4d y 4e). La Formación El Palque cubre concordantemente a la Formación Vega de Los Machos siendo su contacto neto y de forma irregular. Esta relación se interpreta como el resultado del relieve volcánico original y no como una discontinuidad estratigráfica importante. Por encima de la Formación El Palque se disponen discordantemente depósitos cuaternarios de la Formación Las Minitas. Fuera del área de estudio subyace a la Formación Atutía de probable edad triásica o a volcanitas del Grupo Melchor del Mioceno (^{Heredia et al., 2002}).

La parte baja de la unidad, o Complejo Volcánico Inferior, es una sucesión de lavas y domos riolíticos formados por litofacies coherentes y autoclásticas que son seguidas por dos unidades ignimbríticas. La primera, la Ignimbrita Cordón del Carrizalito, es de composición traquítica, rica en cristales, de moderado grado de soldadura y está acompañada por litofacies de mesobrechas estrechamente relacionadas a una falla volcano-tectónica. La segunda, la Ignimbrita Cordón del Diablo, superpuesta a la anterior, es de composición riolítica con moderado contenido en cristales y de bajo grado de soldadura (Figura 4f). La Toba El Chalchalero es una sucesión sedimentario-volcaniclástica relativamente importante que se desarrolla sobre las ignimbritas, y en la que pueden reconocerse litofacies volcaniclásticas resedimentadas tales como areniscas tobáceas y conglomerados volcaniclásticos, y algunas litofacies de naturaleza epiclástica, como areniscas ricas en cristales y líticos. En la parte alta de la Formación El Palque se desarrolla la Riolita Quebrada Larga, un extenso y potente flujo de lava riolítico, pobremente porfírico de grano fino. El espesor total de la Formación El Palque se estima cercano a los 1,550 m.

Petrográficamente, las lavas riolíticas son las litologías más comunes, y en menor medida las lavas riodacíticas y dacíticas. Se trata de rocas con textura porfírica con matriz microcristalina, granofírica y esferulítica, en algunos casos perlíticas. Los fenocristales suelen ser escasos (<5-10%). En las ignimbritas se reconocen texturas eutaxíticas, vitroclásticas y microcristalinas (Figura 4g), siendo su contenido en cristaloclastos relativamente alto (15-30%). Algunas ignimbritas presentan evidencias de soldadura de alta temperatura y otras presentan deformación por compactación diagenética. La mineralogía de la Formación El Palque está representada por asociaciones de feldespato alcalino, plagioclasa y cuarzo, con anfíbol y biotita. Las fases accesorias comprenden apatito, circón, titanita y opacos.

Los depósitos epiclásticos están representados por areniscas arcósicas y líticas que se caracterizan por grados de selección moderados, alto contenido en granos de feldespato y rara participación de fragmentos vítreos. Los depósitos volcaniclásticos resedimentados incluyen areniscas tobáceas, con selección pobre y altas proporciones de ceniza vítrea y lapilli pumíceo casi sin modificación textural (~75% respecto a cristales y líticos).

Formación Horcajo

La Formación Horcajo (^{Mirré, 1966}) aflora en las zonas de cerro Mudadero y Las Caletas-Las Hornillas (Figura 3c). Comprende un complejo volcánico riolítico integrado por lavas, brechas, tobas, ignimbritas y depósitos sedimentarios volcaniclásticos. El esquema estratigráfico de la Formación Horcajo modificado de ^{Mirré (1966)} consiste en cinco unidades: a) Riolita El Aforo, b) Toba Las Caletas, c) Ignimbrita La Plateada, d) Complejo de La Junta y e) Riolita La Escondida (Figura 4h). Varios autores, entre ellos ^{Cortés (1985)} y ^{Strazzere et al. (2006)}, han extendido el área de afloramientos de la Formación Horcajo hacia el sur, en la Cordillera Frontal y Precordillera mendocinas, en donde los esquemas estratigráficos la ubican como la unidad más alta del Grupo Choiyoi (^{Cortés et al., 1997}). La Formación Horcajo está cubierta en marcada discordancia por la Toba las Hornillas, una potente sucesión volcano-sedimentaria incluida con dudas como parte de la Formación Horcajo (^{Mirré, 1966}). La Toba Las Hornillas es asignada tentativamente al Triásico y probablemente está relacionada al rifting de esa edad (^{Rocher y Abarzúa, 2013}) y por lo tanto representa un evento tectono-magmático diferente, razón por la cual no se incluye en este estudio.

La Riolita El Aforo, unidad basal, es un flujo de lava riolítico en facies coherentes y autoclásticas. Sobre la misma, aunque sólo localmente, yace la Toba Las Caletas, conformada por una sucesión de tobas y brechas de origen freatomagmático. Sobrepuesta al complejo anterior se dispone la Ignimbrita La Plateada, consistente en una potente sucesión de mantos ignimbríticos en facies de tobas lapillíticas reomórficas a eutaxíticas y mesobrechas intercaladas (Figuras 4h y 4i). El Complejo de La Junta se dispone sobre las anteriores unidades y está representado por un flujo lávico potente y extenso semejante a la unidad basal, junto con litofacies volcaniclásticas resedimentadas. La unidad más joven es la Riolita La Escondida, una voluminosa ignimbrita rica en cristales, de moderado grado de soldadura. La relación basal de esta unidad no fue observada ya que su base se encuentra cubierta. La Formación Horcajo se diferencia de la Formación El Palque por su estratigrafía simple integrada por unidades lateralmente continuas y potentes, con participación menor de facies volcaniclásticas resedimentadas, rara presencia de anfíbol y escasa biotita en su mineralogía, y composición más acotada, homogénea y evolucionada en términos de alta SiO₂. Estas características y el hecho de que sea generalmente considerada como la unidad más alta del Grupo Choiyoi, sugieren que la Formación Horcajo no es equivalente a la Formación El Palque, y sería relativamente más joven.

Las volcanitas de cerro Mudadero son diferenciadas en este trabajo en tres subunidades: a) Toba Agua del Álamo; b) Ignimbrita cerro Mudadero; y c) Riolita Quebrada Larga (Figura 3b). La Riolita Quebrada Larga conforma un complejo de lacolitos que intruye a la Toba Agua del Álamo y a la Ignimbrita cerro Mudadero. Estas unidades se consideran equivalentes a la Formación Horcajo con base en sus características litofaciales, petrográficas y composición química (^{Rocher, 2014}).

Petrográficamente, la Formación Horcajo presenta composiciones riolíticas con variados tipos texturales. Las lavas tienen texturas pobremente porfíricas (<7% de fenocristales), con matriz desvitrificada en agregados cuarzo-feldespáticos, generalmente granofíricos, micropoiquilíticos y esferulíticos. Las ignimbritas (Figura 4j) presentan contenidos en cristales más altos, entre el 12 y 35%. Los grados de soldadura son moderados a altos, variando sus texturas de eutaxíticas hasta parataxíticas, a las que se les superponen texturas de desvitrificación granofíricas y esferulíticas. La mineralogía dominante de la Formación Horcajo consiste en feldespato alcalino, plagioclasa y cuarzo. La biotita es escasa y el anfíbol es raro. Los minerales accesorios son circón y menos comúnmente apatito, titanita y opacos.

Elementos mayores

El Grupo Choiyoi en las secciones estudiadas muestra poca variabilidad, con predominio de rocas ácidas (SiO₂ >65%, recalculado en base anhidra), correspondientes a dacitas, traquidacitas y riolitas según el diagrama TAS (Figura 5a), y una clara tendencia a la acidificación hacia los términos superiores, los que alcanzan valores de riolitas de alta sílice (>75% SiO₂). Los contenidos totales de álcalis (K₂O + Na₂O) son dispersos variando en torno al 7.5 % (valor promedio) y se ubican mayormente en el campo subalcalino (Figura 5a). Las secciones inferior y media tienen relaciones FeO^t/(FeO^t+MgO) normales a bajas (0.75-0.87) y clasifican mayormente como magmas magnesianos y de afinidad calcoalcalina en el diagrama de ^{Frost et al. (2001)} (Figura 5b), mientras que la sección superior es extremadamente rica en FeO^t respecto a MgO [FeO^t/(FeO^t+MgO) = 0.82-1] siendo comparables con magmas ferrosos y de afinidad toleítica. La mayor parte de las muestras tienen composición metaluminosa a ligeramente hiperaluminosa [índice de saturación de alúmina (ASI) = 1-1.1], y sólo algunas muestras de la sección superior son típicamente hiperaluminosas (ASI>1.1). Son rocas relativamente pobres en CaO (2.73-0.14 %) encontrándose los valores más bajos en la sección superior (<1.22%). El contenido de TiO₂ respecto a MgO es bajo en las secciones inferior y media, siendo la relación TiO₂/MgO menor a 1, mientras que en la sección superior la relación TiO₂/MgO es mayor a 1. En los diagramas de variación tipo Harker (Figura 5c), se observan diferencias en los trenes evolutivos en MgO, CaO y P₂O₅ para las tres secciones, estableciéndose una buena correlación con la petrografía consistente con la desaparición de plagioclasa, anfíbol, biotita y apatito hacia los términos estratigráficos cada vez más jóvenes.

Figura 5 a) Clasificación de las rocas volcánicas del Grupo Choiyoi en el diagrama TAS de ^{Le Bas et al. (1986)}. Todas las muestras presentan >65% SiO₂ y composición subalcalina. b) Proyección de las muestras analizadas en el diagrama de ^{Frost et al. (2001)}. Las rocas de la sección superior se apartan del resto debido a su notable enriquecimiento en FeO^t respecto a MgO. La línea TH-CA de ^{Frost y Frost (2008)} separa a las series toleítica y calcoalcalina. c) Diagramas de variación de tipo Harker para MgO, CaO y P₂O₅. Se observa una discontinuidad composicional entre las secciones inferior-media y la sección superior. 

Elementos traza

En el diagrama Nb/Y-Zr/TiO₂ de ^{Winchester y Floyd (1977)} las rocas de las secciones inferior y media se proyectan en el campo de las andesitas y riolitas/riodacitas, en tanto que las rocas de la sección superior lo hacen en el campo de las riolitas/riodacitas y riolitas señalando una tendencia hacia términos más diferenciados (Figura 6a). Los diagramas de variación multielementos normalizados al condrito de ^{Thompson (1982)} muestran enriquecimiento en elementos litófilos de gran radio iónico (Large Ion Lithophile Elements = LILE), particularmente en Rb y K (además de Cs no mostrado; ver Tabla S1 del suplemento electrónico), y valores de Ba y Sr relativamente bajos (Figura 6b). El Nb y el Ta se presentan deprimidos. Otros elementos con anomalías negativas y tendencias decrecientes son Sr (de 407 a 16 ppm), P (de 0.17 a 0.1%) y Ti (de 0.61 a 0.6%). Los elementos de alto potencial iónico (High Field Strength Elements = HFSE) Zr, Ce, Hf y Nb, están deprimidos respecto a los LILE y presentan un leve y progresivo enriquecimiento hacia la sección superior. Al igual que con ciertos elementos mayores, la sección superior se aparta de las demás secciones por sus bajos valores relativos en Sr (13.3-153.5 ppm) y Th (10.8 y 14.6 ppm), y altos en Y (33-52.1 ppm) y Nb (11.1-15.7 ppm).

Figura 6 a) Clasificación de las rocas volcánicas del Grupo Choiyoi en el diagrama Zr/TiO₂-Nb/Y de ^{Winchester y Floyd (1977)}. b) Diagrama de variación multielementos normalizado al condrito de ^{Thompson (1982)}. c) Geoquímica de REE representada en el diagrama normalizado al condrito de ^{Nakamura (1974)}. 

La sumatoria de elementos de las tierras raras (Rare Earth Elements = REE) se mantiene relativamente constante (119-234 ppm) en todas las secciones. El patrón de los REE normalizado al condrito de ^{Nakamura (1974)}, muestra en general pendientes moderadas, con REE livianos ligeramente enriquecidos, presencia de anomalías negativas de Eu de variable magnitud, y patrones relativamente planos en REE pesados (Figura 6c). La sección inferior presenta patrones con las pendientes más acentuadas y escasa anomalía negativa de Eu (La_N/Yb_N = 9.8-13.8 y Eu/Eu* = 0.67-0.87). La sección media tiene características intermedias (La_N/Yb_N = 6.7-14.8 y Eu/Eu* = 0.49-0.82), en tanto que la sección superior se caracteriza por patrones más planos y anomalía negativa de Eu marcada (La_N/Yb_N = 2.1-9.1 y Eu/Eu* = 0.24-0.66).

Datación isotópica

Por su posición estratigráfica alta dentro de la Formación Horcajo, la muestra de la Riolita La Escondida representa uno de los productos finales del volcanismo Choiyoi en la región de estudio. El análisis de once circones ígneos dio por resultado una edad de concordia de 265 ± 2 Ma, que corresponde al Pérmico medio o Guadalupiano (WordianoCapitaniano) (Figura 7).

Figura 7 Resultados de la datación U-Pb a partir de circones mediante SHRIMP de una ignimbrita (YK-37) correspondiente a la unidad estratigráficamente más alta del Grupo Choiyoi en la región de estudio (Riolita La Escondida). a) Imágenes de catodoluminiscencia de los circones analizados para una porción del montaje; se indica la posición y número de análisis. b) Diagrama TeraWasserburg con una edad de concordia de 265 ± 2 Ma. 

Relaciones temporales de las unidades estudiadas

La mayor parte de los datos geocronológicos obtenidos previamente en las unidades estudiadas comprenden edades obtenidas por el método K-Ar en roca total. Las rocas de la Formación Vega de Los Machos aflorantes fuera del área de estudio dan valores de 288 ± 5 Ma y 294 ± 9 Ma (^{Espina et al., 1998}), correspondientes a la parte temprana del Pérmico temprano (Asseliano-Artinskiano). Estas edades son consistentes con la edad máxima posible para el inicio del volcanismo del Grupo Choiyoi, el cual debe haberse iniciado con posterioridad al Pérmico temprano bajo, edad asignada a los tramos superiores de la Formación La Puerta de acuerdo a su contenido fosilífero (^{Ottone y Rossello, 1996}). La Formación El Palque cuenta con dataciones en rocas del sector de La Alumbrera, las cuales varían de 233 ± 10 Ma a 267 ± 5 Ma (^{Vilas y Valencio, 1982}; ^{Linares, 2007}). Otra datación por el método K-Ar en plagioclasa con un valor de 245 ± 7 Ma es reportada por ^{Espina et al. (1998)} para rocas del área de Castaño Nuevo (quebrada La Puerta). En cuanto a la Formación Horcajo, la misma fue datada por ^{Cortés et al. (1997)} en 254 ± 22 y 269 ± 40 Ma. Edades comprendidas entre 246 ± 14 y 211 ± 10 Ma fueron obtenidas en rocas volcánicas comparables a la Formación Horcajo de la Cordillera Frontal y de la Precordillera de la provincia de Mendoza (ver ^{Strazzere et al. 2006 y sus referencias}). Los grandes rangos de error, la posible apertura del sistema isotópico K-Ar, y/o la naturaleza diacrónica de los eventos a nivel regional, pueden ser la causa de la aparente inconsistencia entre las edades reportadas y el esquema estratigráfico propuesto en este trabajo, según el cual la Formación Horcajo es en esencia más joven que la Formación El Palque.

Estratigrafía volcánica

La confección de una columna estratigráfica compuesta, representativa del Grupo Choiyoi para la región de estudio (Figura 8), basada en la descripción previa y en datos ya publicados (cf. ^{Vallecillo et al., 2010}; ^{Rocher y Vallecillo, 2014}), permite su análisis evolutivo en términos de estilo volcánico y, de manera relativa, la estimación de las variaciones en los volúmenes emitidos y la frecuencia eruptiva. En este análisis, los intervalos sedimentarios son interpretados mayormente como la representación de lapsos de quietud en la actividad eruptiva y/o de tasas eruptivas bajas (e.g. ^{Riggs y Busby-Spera, 1990}; ^{Khalaf, 2013}). El volumen de las unidades volcánicas, considerado como una medida de la magnitud de las erupciones, es estimado con base en su extensión areal, la que incluye el área expuesta más las áreas cubiertas y/o faltantes por erosión que pueden ser extrapoladas con seguridad, y al espesor promedio observado (volumen = área × espesor), método empleado en ^{Ellis et al. (2011)}.

Figura 8 Columna estratigráfica compuesta del Grupo Choiyoi al oeste del valle de Calingasta. Se indica la posición estratigráfica de algunas de las muestras con análisis geoquímico. Los diagramas de porcentaje indican el grado de representación en la columna de las diferentes categorías genéticas de depósitos. FVM: Formación Vega de Los Machos, FEP: Formación El Palque, FH: Formación Horcajo, CVI: Complejo Volcánico Inferior, ICC: Ignimbrita Cordón del Carrizalito, ICD: Ignimbrita Cordón del Diablo, TEC: Toba El Chalchalero, RQL: Riolita Quebrada Larga, REA: Riolita El Aforo, TLC: Toba Las Caletas, ILP: Ignimbrita La Plateada, CLJ: Complejo de La Junta, RLE: Riolita La Escondida. 

En diferentes secciones a lo largo de la Cordillera Frontal, el Grupo Choiyoi ha sido caracterizado como un complejo ígneo emplazado en un contexto extensional por la relación entre la distribución y espesor de los depósitos volcánicos y los rasgos estructurales extensionales (cf. ^{Heredia et al., 2002}; ^{Giambiagi y Martínez, 2008}). Las mismas características han sido reconocidas en las unidades aquí tratadas, cuyos depósitos se encuentran estrechamente relacionados a fallas normales, en algunos casos de carácter sineruptivo, los que demuestran la existencia de condiciones extensionales durante su emplazamiento (ver Figura 4h; para más detalles cf. ^{Rocher y Vallecillo, 2014}).

La unidad basal, Formación Vega de Los Machos, está posiblemente asociada a la formación de conos compuestos a través de fases eruptivas constructivas de carácter explosivo y efusivo, alternadas con períodos relativamente largos de degradación. Gran parte de los materiales retrabajados formaron depósitos lacustres y de planicie volcaniclástica. Las unidades eruptivas de la Formación Vega de Los Machos son de pequeño volumen (<1 km³⁾, siendo importante en ellas la participación de materiales volcaniclásticos resedimentados (~47%) (Figura 8). Con el depósito de la Formación El Palque, el volcanismo se volvió predominantemente riolítico iniciando con un volcanismo efusivo caracterizado por la formación de pequeños domos, coladas y flujos de bloques y cenizas (individualmente <1 km³⁾, hasta culminar con un volcanismo explosivo que generó grandes erupciones ignimbríticas (>5.3-7.8 km³⁾ relacionadas a colapso volcano-tectónico (^{Rocher, 2014}). Los productos volcaniclásticos primarios, fueron en algunos casos retrabajados en ambientes fluviales-aluviales durante los intervalos de quietud eruptiva. Las sucesiones de sedimentos volcaniclásticos tienen en la Formación El Palque un desarrollo menor (~27%) (Figura 8). Los eventos finales están representados en la Formación Horcajo, en la que se reconocen flujos de lava riolíticos voluminosos (>8 km³⁾ e ignimbritas relacionadas al desarrollo de volcanismo caldérico (>42-200 km³⁾, intrusivos someros, depósitos freatomagmáticos y depósitos volcaniclásticos retrabajados asociados al desarrollo de sistemas aluviales y lacustres breves, estos últimos escasamente representados (~2%) (Figura 8).

El análisis estratigráfico indica un cambio progresivo del Grupo Choiyoi que se manifiesta en una disminución en la participación de depósitos sedimentarios volcaniclásticos y un aumento en el volumen de las unidades eruptivas. Es posible advertir que los volúmenes eruptivos, y probablemente las tasas eruptivas, fueron en aumento hasta alcanzar su clímax en los eventos finales.

Evolución petrogenética

Las características químicas de las rocas del Grupo Choiyoi ofrecen algunos indicios acerca de los principales procesos operantes durante la evolución magmática. En las muestras analizadas, los patrones de REE presentan pendientes bajas (2.2<La /Yb <13.8), con patrones planos en las REE pesadas (1.0<SmN/YbN<2.8), los que sugieren ausencia de granate en la región de la fuente. Esto se manifiesta en (i) el diagrama Sm/Yb-La/Sm en donde se indican los campos de estabilidad de las fases residuales con preferencia a retener REE pesadas (Figura 9a) y (ii) un valor promedio relativamente bajo de Sr/Y = 16 (n = 7, muestras con SiO2<70% de la Tabla S1 del suplemento electrónico), indicando un espesor de corteza continental menor a 25 km (^{Chiaradia, 2015}). Esta característica persiste a lo largo de la secuencia y podría estar relacionada con magmas generados en el marco de una corteza no engrosada (e.g., Formación Valle del Cura; ^{Winocur et al., 2014}).

Figura 9 a) Diagrama Sm/Yb-La/Sm con la ubicación aproximada de estabilidad de fases residuales (Pyx: piroxeno; Hbl: hornblenda; Grt: granate) indicada en la base del diagrama (e.g., ^{Kay et al., 1991}). Las muestras del Grupo Choiyoi presentan relaciones Sm/Yb bajas, asociándose con fuentes a baja presión o poco profundas. La tendencia decreciente en la relación La/Sm indican fuentes menos enriquecidas en elementos aportados por fluidos hacia términos más jóvenes. Las cruces en amarillo corresponden a ignimbritas de la Puna, generadas en una corteza engrosada (datos de la recopilación de ^{Kay et al., 2010}). b) Diagrama Sr-Rb en el que se observan variaciones grandes en Sr y pequeñas en Rb, patrón esperado en suites en las que la evolución es gobernada por procesos de cristalización fraccionada. Para comparación se indican las tendencias esperadas según procesos de cristalización fraccionada (líneas sólidas) y fusión parcial (batch melting) (líneas de trazos) propuestas por ^{Ayalew y Ishiwatari (2011)}. DRb y DSr son los coeficientes de partición totales supuestos para Rb y Sr. 

En cuanto a los procesos de evolución magmática, si bien la secuencia estudiada presenta tendencias composicionales bien definidas hacia términos diferenciados con el transcurso del tiempo geológico, la pertenencia de los distintos términos a diferentes centros eruptivos superpuestos en el espacio y desarrollados a lo largo de un intervalo de tiempo que podría alcanzar los 25 m.a., excluye la posibilidad deasociarlos a través de relaciones comagmáticas simples (ver Figura 5c). Por esta razón, las interpretaciones posibles acerca de los procesos de diferenciación se aplican en un sentido general.

Las amplias variaciones y el progresivo empobrecimiento en elementos compatibles en fundidos silícicos (Ba, Sr, Eu, Ti, P) y variaciones menores en elementos fuertemente incompatibles (Rb, Ta, Nb, Th) a medida que SiO₂ crece, son consideradas consistentes con procesos de cristalización fraccionada de las fases minerales observadas (feldespatos, anfíbol, biotita, apatito y titanita) y opuestos a un origen por fusión parcial (cf. ^{Orozco-Esquivel et al., 2002}). En el diagrama Sr-Rb de la Figura 9b, las riolitas del Grupo Choiyoi muestran un patrón subhorizontal consistente con una evolución gobernada por cristalización fraccionada, la cual produce fuertes variaciones en la concentración de Sr y suaves en la de Rb. La fuerte dispersión en los contenidos de Sr para concentraciones similares de Rb no implica un proceso de fraccionamiento común para todas las secciones. En particular, la sección superior tiene un comportamiento independiente y no es el resultado de cristalización fraccionada de las secciones inferior y media.

Ambiente geotectónico

Las rocas del Grupo Choiyoi estudiadas se caracterizan por el amplio predominio de términos diferenciados silícicos, con sólo una muestra con SiO₂<66%, de composición intermedia, y la completa ausencia de términos básicos. Tales proporciones difieren de las clásicas series de arco volcánico, generalmente dominadas por composiciones intermedias, con riolitas como productos extremos más diferenciados (^{Wilson, 1989}).

Los contenidos de FeO^t y MgO muestran variaciones marcadas. De acuerdo al esquema de ^{Frost et al. (2001)} (Figura 5b), las rocas de las secciones inferior y media clasifican como magmas magnesianos, semejantes a las rocas de batolitos cordilleranos (e.g., Tuolumne suite, ^{Bateman y Chappell, 1979}), y a las rocas volcánicas silícicas de los Andes (e.g., Andean Puna ignimbrites, ^{Kay et al., 2010}; campo volcánico Puelches, ^{Hildreth et al., 1999}) y del oeste de EE. UU. (Great Basin, ^{Christiansen y McCurry, 2008}). Por su parte, la sección superior muestra relaciones FeO^t/MgO mayores, clasificándose como magmas ferrosos característicos de granitos relacionados a volcanismo silícico asociado a extensión en ambientes de arco, retroarco e intraplaca (e.g., zona volcánica de Taupo, ^{Wilson et al., 1995}; Sierra Madre Occidental, ^{Cameron et al., 1980}; Snake River Plain, Christiansen y McCurry, 2008).

En los diagramas de ^{Schandl y Gorton (2002)}para discriminar el ambiente tectónico de rocas volcánicas silícicas, las muestras exhiben una buena correlación con el campo de margen continental activo, con relaciones Th/Ta en el rango típico de 8.2-23.3 (Figura 10b). La disminución en el contenido de Th (de 23.3 a 11.1 ppm) hacia términos más jóvenes sugiere la pérdida progresiva de las contribuciones de componentes de arco.

Figura 10 a) En el diagrama de ^{Shandl y Gorton (2002)} las muestras analizadas caen en el campo de márgenes continentales activos (ACM: Active Continental Margins = márgenes continentales activos; WPVZ: Within-Plate Volcanic Zones = zonas volcánicas de intraplaca; WPB: Within-Plate Basalts = basaltos de intraplaca; MORB: Middle Ocean Ridge Basalts = basaltos de dorsal meso-oceánica). b) Diagrama de ^{Pearce et al. (1984)}. Se observa correspondencia con el campo de los granitos de arco (VAG + syn-COLG) y una tendencia evolutiva hacia el campo de intraplaca (WPG). c) Diagrama de ^{Whalen et al. (1987)} modificado por ^{Tommasini et al. (1994)}. Las muestras se proyectan preferentemente en el campo de los granitos tipo I y S, con la sección superior transpuesta sobre el campo de los granitos tipo A. d) diagrama de variación multielementos normalizado al condrito de ^{Thompson (1982)} en el que se comparan las riolitas de las secciones media y superior con las riolitas de la zona volcánica de Taupo (datos promediados de la recopilación de ^{Deering et al. (2011)}. e) Diagrama de variación multielementos normalizado al manto primordial de ^{Wood et al. (1979)}. Se comparan las diferentes secciones del Grupo Choiyoi con valores de rocas de arco normal y arco maduro según datos de ^{Brown et al. (1984)}. 

En el diagrama Nb-Y de ^{Pearce et al. (1984)} (Figura 10c) las muestras de las secciones inferior y media se ubican en el campo de los granitos de arco magmático, con tendencia hacia el campo de los granitos de intraplaca para la sección superior. En el diagrama de elementos incompatibles vs. Ga/Al (Figura 10d) las secciones inferior y media clasifican como magmas tipo I y S, mientras que la sección superior se proyecta sobre el límite con el campo de los magmas tipo A.

Los LILE de las secciones inferior y media presentan un enriquecimiento notable respecto de los HFSE (Figura 6b), particularmente Rb y K, y depresiones características en Nb, Ta y Ti, rasgos típicos de series orogénicas (^{Wilson, 1989}). En este aspecto, la sección inferior es semejante a arcos magmáticos típicos (Figura 10e), en tanto que las secciones media y superior pueden ser comparadas con arcos maduros y arcos asociados a extensión (Figuras 10e y f). En el diagrama de elementos de las tierras raras (ver Figura 7c), las secciones inferior y media se asemejan a las riolitas húmedas, frías y oxidadas de ^{Christiansen y McCurry (2008)}, típicas de ambientes de subducción, cuyos REE medios y pesados son fraccionados por cristalización de anfíbol y titanita. La disminución en la pendiente general de los REE y el aumento en la anomalía negativa de Eu en la sección superior dan lugar a patrones que comienzan a asemejarse a los de riolitas secas, calientes y reducidas de ambientes de rift continental e intraplaca (cf. ^{Bachmann y Bergantz, 2008}).

Edad del Grupo Choiyoi

El marco geocronológico preciso del Grupo Choiyoi no ha sido bien establecido aún. Como se mencionara, los datos geocronológicos disponibles corresponden principalmente a edades K-Ar obtenidas en la década de 1970 (^{Linares, 2007}) y sólo algunas a determinaciones más recientes según los métodos Ar-Ar, Rb-Sr y U-Pb convencional (^{Linares, 2007}; ^{Rocha-Campos et al., 2011}), según los cuales se establece un rango de edades aproximado entre 281 y 237 Ma, que abarca casi todo el Pérmico hasta el Triásico medio (i.e., 44 m.a.). Una revisión de edades U-Pb realizada recientemente por ^{Sato et al. (2015)} sugiere que el magmatismo Choiyoi puede ser acotado entre 286 y 247 Ma.

Edades U-Pb de niveles estratigráficos bajos (sección inferior sensu ^{Llambías, 1999}) de la Cordillera Frontal y Bloque de San Rafael dan valores de 277 ± 3.0 (^{Strazzere y Gregori, 2011}), 281.4 ± 2.5 (^{Rocha-Campos et al., 2011}) y 272.8 ± 3.9 Ma (^{Sato et al., 2015}), a los que se puede agregar el valor de 282.7 ± 5.8 Ma de un afloramiento de ubicación estratigráfica no especificada (^{Salazar et al., 2009}). La edad U-Pb SHRIMP en circones obtenida en este trabajo en niveles superiores del Grupo Choiyoi, con un valor de 265 ± 2 Ma, es semejante a otras edades U-Pb de niveles estratigráficos altos (sección superior sensu ^{Llambías 1999}) del Grupo Choiyoi de la Cordillera Frontal tales como 273 ± 1.3 Ma (^{Strazzere y Gregori, 2011}), y algunas edades del Bloque de San Rafael de 264.8 ± 2.3, 264.5 ± 3.0 y 251.9 ± 2.7 Ma (^{Rocha-Campos et al., 2011}). También son comparables con edades de 265.6 ± 5.6 Ma registradas en la secuencia volcánica Guanaco Sonso de la Cordillera Frontal de Chile (^{Martín et al., 1999}). De acuerdo a lo expuesto, las edades U-Pb de las secuencias volcánicas de Cordillera Frontal y Bloque de San Rafael comprenden edades casi exclusivamente pérmicas y acotadas en un intervalo de alrededor de 30 m.a. entre ~283-252 Ma.

Interpretación tectónica

En términos generales, los rasgos geológicos del Grupo Choiyoi coinciden con los de un ambiente de arco sometido a extensión, caracterizado por magmatismo silícico con formación de depresiones volcano-tectónicas e intrusiones someras, semejante al de cuencas de intraarco de posición elevada (high-standing extensional intra-arc basins de ^{Busby, 2012}). Acorde con ^{Khalaf (2013)}, y con base en los datos estratigráficos aquí expuestos, la secuencia habría evolucionado desde un estadio de acumulación de relleno incompleto (underfilled stage) en el que los materiales suministrados a los depocentros fueron insuficientes para nivelar la topografía existente (representado en las secciones inferior y media), hasta un período de sobrellenado (overfilled stage) en el que los potentes depósitos volcánicos anegaron casi completamente los espacios de acomodación (representado por la sección superior).

El cambio en la volcanología física fue acompañado por cambios de composición desde andesitas-dacitas a riolitas, junto con el cambio de tipo I hasta de transición a tipo A. El marco geotectónico señalado por los diagramas de discriminación y otros indicadores geoquímicos es el de arco magmático hasta intraplaca, sin alcanzar los rasgos típicos de este último tales como composición alcalina, bajos contenidos en Ca, Al y Sr y altos en Nb y Fe (cf. ^{Christiansen y McCurry, 2008}; ^{Ayalew e Ishiwatari, 2011}). La aparente ausencia de vacíos composicionales, la desaparición de fases minerales hidratadas, los altos contenidos relativos en LILE, el empobrecimiento en Th y la disminución en la anomalía negativa de Nb, indican cambios hacia fuentes progresivamente pobres en H₂O, con pérdida de los componentes relacionados a fluidos liberados en zonas de subducción, acompañado de cambios en las condiciones físicas en el ambiente de generación (p. ej., disminución de la presión). Esta pérdida de afinidad con el ambiente de subducción puede ser interpretada como el resultado de la interacción de productos orogénicos en un régimen progresivamente extensional.

Estas condiciones favorecen la formación de grandes acumulaciones de magma en cámaras someras (^{Hildreth, 1981}; ^{Hanson y Glazner, 1995}; ^{Jellinek y DePaolo, 2003}; ^{Hughes y Mahood, 2008}), y de esta manera los sistemas magmáticos tienen la oportunidad de generar magmas silícicos vía cristalización fraccionada sostenida (^{Bachman y Bergantz, 2008}). En algunos sistemas de arco este cambio puede ocurrir de manera gradual en intervalos prolongados de tiempo como aconteció en el campo volcánico San Juan, en el oeste de EE. UU., que permaneció activo durante ~15 m.a. (^{Lipman, 2007}).

Por su relación con un marco tectónico extensional, su composición mayormente silícica y su tendencia a la alcalinidad, el volcanismo del Grupo Choiyoi es considerado evidencia de la interrupción del proceso de subducción en el margen gondwánico, en forma coincidente con un período casi estático en la deriva de Gondwana (^{Rapalini y Vilas, 1991}; ^{Mpodozis y Kay, 1992}; ^{Llambías y Sato, 1995}; ^{Martínez et al., 2006}; ^{Kleiman y Japas, 2009}). No obstante, ciertas características geológicas y geoquímicas expuestas en este trabajo, que incluyen las de gran parte de los términos riolíticos superiores, pueden ser consideradas como productos de subducción activa.

Las rocas de la sección inferior (Formación Vega de Los Machos y equivalentes en la Cordillera Frontal), presentan características geoquímicas de ambientes de subducción y han sido interpretadas como parte de un arco magmático (^{Sato y Llambías, 1993}; ^{Heredia et al., 2002}; ^{Strazzere et al., 2006}, entre otros). Las evidencias estratigráficas y estructurales indican que esta secuencia, postorogénica y no afectada por deformación compresiva, se depositó bajo condiciones tectónicas extensionales (^{Heredia et al., 2002}; ^{Giambiagi y Martínez, 2008}; ^{Rocher y Vallecillo, 2014}), y representa en consecuencia un arco magmático asociado a extensión (e.g. ^{Smellie, 1994}). En otras regiones como el Bloque de San Rafael, la compresión sanrafaélica fue más prolongada y afectó unidades basales equivalentes a la sección inferior otorgándoles carácter sinorogénico (^{Kleiman y Japas, 2009}). La extensión del Pérmico-Triásico ha sido generalmente atribuida al colapso orogénico que siguió a la fase San Rafael (^{Mpodozis y Kay, 1992}; ^{Llambías y Sato, 1995}; ^{Kleiman y Japas, 2009}).

El volcanismo riolítico de la sección superior (sensu ^{Sato y Llambías, 1993}; ^{Llambías, 1999}; equivalente a las secciones media y superior de este trabajo), ha sido interpretado por varios autores (^{Kay et al., 1989}; ^{Mpodozis y Kay, 1992}; ^{Llambías y Sato, 1995}; ^{Parada et al., 1999}; ^{Kleiman y Japas, 2009}) como una asociación de transición a intraplaca. Sin embargo, y en acuerdo con otros autores (^{Strazzere et al., 2006}; ^{Martínez y Giambiagi, 2010}; ^{Coloma et al., 2013}), las rocas estudiadas podrían ser, al menos en gran parte, vinculadas a un ambiente de arco en extensión, similar al descrito para las riolitas de la zona volcánica de Taupo (cf. ^{Deering et al., 2011}) y otros márgenes de subducción del Pacífico Occidental que son ejemplos modernos de orógenos en retroceso (ver ^{Cawood et al., 2009 y sus referencias}), o con grandes provincias ígneas silícicas relacionadas a márgenes de subducción (^{Ferrari et al., 2007}). Es posible que la subducción se haya mantenido activa incluso hasta el Pérmico medio-Triásico temprano, durante gran parte del desarrollo del magmatismo silícico tardío del evento Choiyoi. El cambio de un régimen compresivo a otro extensional en un margen convergente puede ocurrir como consecuencia del retroceso de la losa en subducción respecto de la placa cabalgante (^{Collins, 2002}), proceso que parece haber sido recurrente en la historia tectónica del margen gondwánico durante el Paleozoico (^{Veevers, 2004}; ^{Cawood, 2005}; ^{Cawood y Bauchan, 2007}; ^{Vaughan y Pankhurst, 2008}; ^{Alasino et al., 2012}). En el modelo conceptual de la Figura 11, la fusión de la cuña de manto es generada por la adición de fluidos desprendidos de la losa en subducción. Al progresar la extensión acompañada por atenuamiento cortical y ascenso del manto, adquiere importancia la fusión gobernada por descompresión adiabática con la consecuente acreción magmática subcortical. La extensión no fue lo suficientemente desarrollada como para generar volcanismo bimodal (e.g., SCORBA de la Sierra Madre Occidental de México; ^{Ferrari et al. 2007}). Datos isotópicos de signaturas Lu-Hf y O en circón en batolitos permotriásicos de la Cordillera Frontal de Chile, equivalentes plutónicos del Grupo Choiyoi, sugieren que las fuentes magmáticas fueron variando con el tiempo desde predominantemente corticales (δ¹⁸O = +7‰; -6<εHf<0) y relacionadas con el desarrollo de un arco magmático, hasta mantélicas relacionadas a un marco tectónico extensional (δ¹⁸O = +4‰; +2<εHf<+7) (cf. ^{Hervé et al., 2014}).

Figura 11 Esquema del marco tectónico para el Grupo Choiyoi en la Cordillera Frontal. a) Fines de la fase San Rafael (basado en ^{Astini et al., 2009}). La subducción de bajo ángulo provoca la deformación de las cuencas de retroarco y antepaís del Carbonífero-Pérmico temprano. b) La secuencia se inicia hacia ~290-282 Ma con la instalación de un arco magmático andesítico en un marco extensional. Este escenario es provocado por el retroceso del orógeno o rollback y está materializado en la Formación Vega de Los Machos, o sección inferior. c) En un estadio más avanzado, el arco magmático madura y genera pulsos cada vez más voluminosos y diferenciados de composición riolítica. Esta etapa está representada por la Formación El Palque, o sección media, la que tiene notables similitudes en sus características geoquímicas con la zona volcánica de Taupo de Nueva Zelanda, un orógeno moderno en retroceso. d) Finalmente, hacia ~265 Ma la actividad magmática alcanza su clímax, caracterizándose por grandes erupciones ignimbríticas y lavas riolíticas extensas. El cambio en el magmatismo estuvo probablemente relacionado a un estadio de extensión cortical más avanzado. La subducción puede haber sido inactiva durante este evento, aunque los magmas generados continuaron incorporando características composicionales de zonas de subducción. 

Por sus características geológicas y composición química e isotópica, el magmatismo silícico del evento Choiyoi en la Cordillera Frontal puede ser atribuido mayormente a un arco magmático desarrollado en condiciones extensionales en cuya generación estuvo progresivamente involucrado el manto. Aunque la extensión del Pérmico-Triásico ha sido atribuida al colapso orogénico que siguió a la fase San Rafael (^{Mpodozis y Kay, 1992}; ^{Llambías y Sato, 1995}; ^{Kleiman y Japas, 2009}; ^{Martínez y Giambiagi, 2010}), se considera que el colapso orogénico no puede inducir por sí solo ascenso mantélico y extensión litosférica completa (^{Liu y Shen, 1998}). El colapso orogénico explicaría en parte la tectónica extensional sin que pueda asociarse directamente con el origen del magmatismo, y otros procesos tales como delaminación litosférica y/o ruptura de la losa oceánica (slab break-off) debieron ser invocados para explicar la afinidad composicional de los magmas con marcos tectónicos de intraplaca (^{Mpodozis y Kay, 1992}; ^{Kleiman y Japas, 2009}). La existencia de condiciones extensionales y ascenso del manto en un margen de subducción son compatibles con una dinámica de rollback en respuesta al empinamiento y retroceso de la placa en subducción con posterioridad a la fase orogénica San Rafael. La tectónica extensional y el magmatismo del Pérmico-Triásico pudieron ser una respuesta pasiva a cambios en las condiciones de convergencia en margen gondwánico (disminución de la velocidad relativa, edad creciente de la placa oceánica, flujo dinámico del manto; cf. ^{Heuret y Lallemand, 2005}), probablemente como resultado de la reorganización global de placas que tuvo lugar entre la amalgamación final de Pangea y el inicio de su fragmentación (^{Cawood y Buchan, 2007}).