Resumenes ampliados del II Coloquio Internacional Vendiano

Resumenes ampliados del II Coloquio Internacional Vendiano - Cámbrico del
Gondwana Occidental, del 7 al 8 Marzo de 2002, Montevideo (Uruguay)
EL TERRENO PUNTA DEL ESTE: UNA APROXIMACIÓN AL
CONOCIMIENTO
Fernando Preciozzi*, Miguel A.S. Basei** & Leda Sánchez Bettucci*
* Departamento de Geología, Facultad de Ciencias, Iguá 4225, 11400
Montevideo, Uruguay.
**Instituto de Geociencias, Universidade de Sao Paulo, SP Brasil
Introducción
El Terreno Punta del Este (TPE) esta constituido por una serie de gneises y
migmatitas formadas en el intervalo de 1000 y 900 Ma, y que han sido
intensamente retrabajadas durante la orogénesis Rio Doce (ca. 600-500 Ma).
Este segmento cortical representa un terreno metamórfico de alto grado,
correlacionable con complejos gnéisicos del Suroeste de África, en particular
con el Cinturón Kibariáno - Namaqualano, reconocido en la porción
sudoccidental del continente africano (Namibia). Edades U-Pb en circón de
granitoides tonalíticos indican valores entre 1000 y 900 Ma y fueron
interpretados como indicativas del momento de generación de estás rocas.
Esta debió ser también la edad del metamorfismo de alto grado que afecto una
gran parte de las rocas gnéisicas de la región. Por otra parte, los movilizados
anatécticos relacionados con leucosomas de migmatitas dieron edades ca.
520-540 Ma, indicando que las condiciones metamórficas (superpuestas)
durante la orogénesis Rio Doce alcanzaron por lo menos la facies anfibolita. La
cobertura metasedimentaria del TPE ocurre en la proximidad de las ciudades
de La Paloma y Rocha. Estas se encuentran representadas por una sucesión
metasedimentaria siliciclástica representada por la Formación Rocha. A pesar
de la deformación polifásica y del bajo grado de metamorfismo que afecta a
esta formación, estructuras primarías son frecuentes tales como estratificación
plano-paralela, estratificación cruzada, hummocky y niveles masivos con
estratificación gradacional. Así como el basamento del TPE se correlaciona con
el
Complejo
Gnéissico
de
Namaqua,
la
Formación
Rocha
podría
correlacionarse con las supracorticales del Grupo Gariep. La Formación Cerro
Aguirre representa una secuencia volcánica de composición intermedia a ácida
(Campal & Gancio, 1993), que sufrió una compresión generando pliegues
abiertos con orientación axial N30-40E, y desarrollo local de un clivaje de plano
axial. Muchos granitoides isótropos circunscritos, representan la manifestáción
magmática más importante que afecta al TPE. Esos granitoides de filiación
alcalina están representados por los plutones de José Ignacio y Santa Teresa.
Las edades Rb-Sr dadas por isócronas combinando minerales y datos de roca
total, así como obtenidas exclusivamente en minerales presentan valores entre
611-590 Ma y 550-537 Ma, para Jose Ignacio y Santa Teresa respectivamente.
La cuenca Gariep–Rocha no debió tener una apertura oceánica considerable.
Por eso, la rama principal del océano Adamastor se desarrollo al Oeste del
cinturón Gariep – Rocha y su consumo generó el cinturón granítico El
cerramiento de la cuenca Gariep – Rocha y la deformación subsiguiente de la
pila supracortical ocurrio ca. 545 - 570 Ma, como consecuencia del transporte
hacia el este del cinturón Gariep sobre los terrenos africanos. Es asígnada a
este periódo la obducción de las rocas volcánicas (corteza oceánica) del
terreno Marmora sobre las unidades metasedimentarias de la zona de Port
Nolloth. Es posible que la separación del TPE y su equivalente africano
ocurriera únicamente durante el desmembramiento de la Pangea y la apertura
del Océano Atlántico.
Geología del Terreno Punta del Este (TPE)
El Terreno Punta del Este (TPE) está separado de los granitoides
neoproterozoicoos del Batolito de Aiguá, o granitoides centrales, por la Zona de
Cizalla Alferez – Cordillera representada por una delgada faja de milonitas y de
gneises miloníticos en condiciones de anatexis. Granitoides con tendencia
subalcalina se encuentran a lo largo de ese lineamiento. La foliación milonítica
presenta una dirección general entre N15E y N40E, con inclinación subvertical
en dónde se observa el desarrollo de cuarzo en bandas dúctiles y moscovita.
Las lineaciones de estiramiento observadas presentan inclinaciones de 20º a
30º para el SW. Los indicadores cinemáticos sugieren un movimiento oblicuo
predominantemente dextrógiro.
Dominio de basamento
El basamento del TPE está constituido, esencialmente, por granitoides
deformados con biotita y moscovita, granitoides oftalmíticos y ortogneisses en
la porción central, mostrando una atenuación de esa deformación llegando a
términos isótropos. Desde el punto de vista de la composición consisten en
granitos
a
biotita
porfiríticos
con
variaciones
diversas,
ocurriendo
subordinadamente, términos dioríticos. Mineralógicamente, están constituidos
por cuarzo con extinción ondulante, plagioclasa (oligoclasa a andesina), biotita
distribuida por toda la matriz formando niveles asociados con hornblenda y más
raramente, asociada con moscovita en crecimientos subparalelos. Los
principales accesorios son granate, cordierita, titanita, apatito, circón, magnetita
y epidota. Estos granitoides deformados ocurren en medio de gneises
regionales con estructuración NE-SW. Esas rocas pueden ser agrupadas en
tres unidades mayores: Unidad Cerro Olivo, caracterizado por presentar un
predominio de leuco-gneises oftalmíticos, generalmente con biotita, moscovita
y granate. Presentan abundante cantidad de cuarzo, microclina pertítica en
cristales subautomorfos, generalmente sericitizados, oligoclasa subautomorfa
con diferentes grados de alteración, biotita y moscovita en crecimiento
epitáxico. La biotita suele presentar fenómenos de desferrificación y
cloritización. Como principales accesorios se encuentran granate, titanita,
magnetita, circón y epidota. La Unidad Cerro Centinela representada por
gneises graníticos con estructuras bandeadas y segregación de máficos; y
finalmente la Unidad Chafalote, incluye un conjunto de rocas máficas ricas en
biotita con porcentaje variables de cuarzo, plagioclasa, granate, moscovita y
ocasionalmente anfíbol. En general son rocas gruesas, granulares, foliadas que
frecuentemente presentan enclaves de milonitas graníticas. De la misma
manera que en los conjuntos anteriores las estructuras principales tienen
dirección NE-SW. Paralela a esas direcciones son observados paragneises de
alto grado metamórfico frecuentemente con almandino, cuarzo, cordierita y
silimanita. Ocasionalmente pueden ser observados gneises calco-silicatados
con bandas ricas en cuarzo y plagioclasa y niveles dónde predominan los
anfíboles. Ortoanfibolitas hornblendíticas con andesina y subordinamente
magnetita, zoisita y microclina, se desarrollan como cuerpos alargados en
medio de los gneises regionales. En esas rocas son observados piroxenos
parcialmente reabsorbidos por el anfíbol. En medio de las rocas gnéisicas
descriptas
ocurren
áreas
dónde
predominan
migmatitas
de
diversas
estructuras. Predominan migmatitas biotíticas a veces con anfíbol y con
estructuras dominantemente estromáticas a flebíticas y variaciones para los
términos nebulíticos. El leucosoma está constituido por niveles félsicos dónde
el cuarzo y la microclina-oligoclasa son los minerales predominantes con biotita
pudiendo llegar hasta 25%. Las bandas máficas pueden contener moscovita,
almandino, silimanita, circón, apatito y magnetita.
Dominio de Cobertura
La
principal cobertura
metasedimentaría
observada en el TPE está
representada por la Formación Rocha (Sánchez Bettucci & Mezzano, 1993)
que ocurre, en la región homónima, en una faja NE con 20 a 30 km de ancho y
cerca de 120 km de extensión. Esta unidad está constituida por un conjunto de
metamorfitas
de
bajo
grado.
Litológicamente
se
caracteriza
por
metasedimentitas siliciclásticas de granulometrías variada (metapelitas a
metapsamitas) que sufrieron una evolución tectónica polifásica. Presenta un
metamórfismo de bajo grado, que localmente alcanza el grado medio. En los
términos menos metamórficos es frecuente la presencia de estructuras
primarias tales como estratificación cruzada y plano-paralelas, cruzadas,
hummocky y niveles de metareniscas con estratificación gradacional. Las
estructuras primarias sugieren que el conjunto fue formado en ambiente de
aguas rasas cuya y afectada por ondas de tempestad. Sirviéndose de
informaciones sedimentarias Restos de la cobertura metasedimentaria son
observados aisladamente. El caso más conspicuo esta en las proximidades de
la ciudad de San Carlos y se encuentran intensamente afectadas por la zona
de
cizalla
de
Sierra
Ballena.
Estos
niveles
están
constituidos
por
conglomerados polimícticos en la base que pasan a metarcosas con
intercalaciones de esquistos sericíticos. La Formación Cerros Aguirre
representa una cuenca volcano-sedimentaria. Consiste en un conjunto de rocas
piroclásticas intermediarías a ácidas en dónde predominan ignimbritas de
composición riolítica - dacítica y tobas de diferentes granulometrías y texturas.
Ese conjunto, a pesar de ser posterior al desarrollo de la Formación Rocha
exhibe un plegamiento con orientación axial N30-40E, asociado al cual ocurre
el desarrollo de una esquistosidad de plano axial. El espesor máximo de este
conjunto es de orden de 1200 m. Una fotointerpretación cuidadosa permite
observar estructuras de interferencia de pliegues de Tipo III de Ramsay,
indicando una evolución compleja de la deformación de éstas volcanitas,
vinculadas con el movimiento de la zona de cizalla Laguna de Rocha.
Numerosos granitos intrusivos son observados a lo largo de toda la extensión
del TPE, ocurriendo como cuerpos circunscriptos de dimensiones batolíticas a
pequeños stocks. Son cuerpos isótropos, en general leucocráticos, que
representan la última actividad magmática importante observada en el TPE. Se
encuentran intruyendo a las metasedimentitas de la Formación Rocha.
Presentan edades entre 540-580 Ma y 530 a 680 Ma en intrusivos dentro del
complejo gnéisico-migmatítico. Los principales cuerpos son Santa Teresa, José
Ignacio, Rocha y Alferez.
Geocronologia. Resultados U-Pb, Rb-Sr y K-Ar
Los datos geocronológicos disponibles para el TPE se distribuyen entre 680 y
600 Ma para las rocas deformadas del basamento mientras que los valores
para los granitoides tardios se ubican ca. 550 Ma El análisis de minerales
aislados, indican para ambos grupos, valores algo más jóvenes. Es interesante
notar que las edades alrededor de 1000 Ma, semejantes a las obtenidas por el
método U-Pb, no fueron obtenidas utilizando la sistemática Rb-Sr. Las edades
isocrónicas Rb-Sr de las rocas gnéisicas y migmatíticas del basamento del TPE
deben de estar asociadas a la época de su deformación, indicando entonces, la
importancia del evento Brasiliano / Panafricano en la deformación de las rocas
ígneas pretéritas. Un conjunto muestras, todas del basamento del TPE, fueron
analizadas por el método U-Pb en circones. Esas muestras están
representadas por gneises oftalmíticos, en dónde los megacristales de
feldespato potásico, bastante deformados, se destacan en medio de una matriz
rica en biotita, plagioclasa y cuarzo. Paralelamente a ese bandeado ocurre la
asociación de una intensa deformación cizallante. La selección de los circones
a ser disueltos fue efectuada con lupa binocular después de una concentración
de los mismos conseguida en un proceso combinando la utilización de la mesa
separadora de Wilfley, líquidos densos y separador isomagnético. La
concentración y purificación del U y del Pb, fueron efectuadas a través del
pasaje de la solución, en columnas de intercambio iónico, según el método
clásico presentado por Krough (1973). Los análisis espectrométricos fueron
obtenidos en un aparato VG 354 con multi-colectores. Las edades fueron
calculadas utilizándose el software Isoplot (Ludwig 1993) después de la
corrección de las relaciones espectrométricas para el fraccionamiento
isotópico, blanco de laboratorio y Pb inicial. En todas las muestras fueron
reconocidos por lo menos dos tipos de circones. El tipo predominante, escogido
para el análisis, está representado por circones prismáticos, generalmente 2 a
3x1, biterminados, sin inclusiones, poco fracturados, de coloración levemente
rosada a transparente. En general presentan las aristas algo redondeadas.
Mientras tanto, las edades obtenidas para cada roca individualmente son
próximas al valor de 1040 +- 38 Ma obtenido pro el conjunto de muestras. El
segundo
tipo
está
caracterizado
por
circones
redondeados,
menos
transparentes y algo fracturados, siendo analizada una única fracción
constituida por este tipo de circones. La edad obtenida de 510 +- 135 Ma debe
ser entendida como la de la época de formación del leucosoma. Mientras tanto,
ese valor debe ser encarado como una edad mínima para ese proceso ya que
pequeñas pérdidas de Pb, ocurridas después de la formación de la roca, mismo
por difusión continua, pueden provocar modificaciones significativas en la edad
obtenida en el intercepto inferior. El protolito a partir del cual el leucosoma fue
generado tiene una posible edad mesoproterozoica conforme lo que indica el
intercepto superior Por otra parte, los valores de las edades 207Pb/206Pb
calculadas para cada fracción se sitúan entre 908 y 1172 Ma. La superposición
tectono-metamórfica responsable por el rejuvenecimiento parcial del sistema UPb en circones es también confirmada, desde el punto de vista geocrónologico,
por los datos Rb-Sr e K-Ar disponibles. Biotitas presentaron valores entre 656 y
515 Ma, demostrando que los gneises de Rocha alcanzaron, en el
Neoproterozoico III, temperaturas del orden de 250ºC.
Siguiendo las características de las deformaciones observadas y las edades KAr y Rb-Sr disponibles, se sugiere que los eventos de edad neoproterozoica
deben corresponder no solamente a un calentamiento regional sino también al
desarrollo de la principal característica estructural observada en los gneises del
TPE y el desarrollo de las grandes zonas de cizalla, tanto internas al TPE como
a las que se producen en el contacto con el dominio de los granitoides
centrales.
Isótopos de Nd y Sr
Fueron analizados gneises del basamento del TPE en roca total. Las edades
modelo obtenidas para las rocas gnéisico–migmatíticas indicaron una amplia
variación entre 2, 4 e 1.8 Ga indicando una larga residencia cortical para estos
materiales antes de que el mismo fuera colocado en forma de granitoides, en
niveles corticales superiores, durante la orogénesis Namaqua y fueron
afectados por procesos de deformación y anatexis en el neoproterozoico. Esa
larga residencia crustal es corroborada por valores bastante negativos de e Nd
entre –13 e –14.3. Dos análisis fueron efectuados en metasedimentitas de la
Formación Rocha. Los valores obtenidos a pesar de que las muestras era
similares entre si, fueron bastante diferentes, con la edad más antigua
indicando 1.97 Ga y la más nueva un valor de 1.54 Ga. Es posible que los dos
valores representen edades de mezcla entre materiales de origen diverso, sin
que implique un significado geológico más preciso. En este caso la edad de la
muestra URPR 35, más joven, representaría la época máxima para la
depositación de la Formación Rocha. Nuevamente, los resultados bastante
negativos para los valores de e Nd reforzaron la sugerencia de una larga
residencia cortical para el protolito de esas rocas.
Yuxtaposición de las unidades diferentes del cinturón Dom Feliciano
Como se presento previamente los diferentes segmentos del Cinturón Dom
Feliciano y los terrenos adyacentes tienen características geológicas,
estructurales y geocronológicas diferentes La cintura metamórfica presenta una
evolución deformacional polifásica asociada a repliegues de la foliación. La
fase principal de deformación está caracterizada por pliegues con ejes NE y
bajo buzamiento de los planos axiales al SE y desarrollo de una foliación de
transposición S2. Este armazón se generó entre 750 y 640 Ma durante la
orogénesis Brasiliana asociada con corrimientos con transporte al NW. La
mayor parte de la evolución magmática del Cinturón Granítico tuvo lugar ca.
620 y 590 Ma. La generación de las suites calco-alcalinas más viejas está
asociada con la fase de subducción de parte del océano de Adamastor y su
deformación se generó con la colisión entre los Cinturones Granítico y
Metamórfico que ocurrió ca. 600 Ma. Poco después de esta fase colisional se
desarrolló la intrusión tardía de granitoides, isótropos, alcalinos. Reactivaciones
de
los
principales
cinturones
miloníticos
previos
con
características
transcurrentes sinestrales y alta temperatura en la porción sur del Cinturón y
dextrales y de baja temperatura en la porción norte tuvo lugar como resultado
de un importante movimiento transpresional del Cinturón. La mejor estimación
para está fase está representada a través de edades Ar-Ar en el entorno de
534 +-3 Ma para las zonas de cizallamiento de alto ángulo de las regiones de
Canguçu y Pinheiro. Como resultado de la convergencia del Cinturón
Metamórfico y el Granítico se generaron en la porción occidental cuencas tipo
folerand cuyos rellenos diacrónicos tuvieron lugar en el Vendiano en Uruguay a
ca. 560 Ma. La fase de deformación colisional que empezó alrededor de los
600 Ma en las regiones interiores del Cinturón Granítico causó en el cinturón
metamórfico reactivaciones, cabalgamientos y replegamiento con planos
axiales buzando al SE, sólo alcanzando a las cuencas foreland alrededor de los
535 Ma. En éstas cuencas, las deformaciones están caracterizadas por
cabalgamientos y plegamiento suave con vergencia NW que localmente
desarrolla un clivaje plano-axial en las condiciones de esquistos verdes. En
resumen, la historia metamórfica y deformacional de los tres segmentos del
CDF se sitúan en un intervalo entre 750 y 530 Ma. Inicialmente, no se
estableció bien el contexto tectónico, la principal fase de deformación y
metamorfismo del Cinturón Metamórfico tuvo lugar entre 750 Ma, y 640 Ma
siendo transportada contra los dominios cratónicos occidentales (micro placa
Luis Alves y Cratón del Rio de la Plata). Hacia los 620 Ma se produce
subducción hacia el E de la corteza oceánica existente (Adamastor) y la
generación del Cinturón Granítico tiene lugar en un contexto de arco
magmático. Alrededor de 600 Ma tiene lugar la colisión entre el Cinturón
Granítico y el Cinturón Metamórfico y las cuencas foreland empiezan a
formarse. Alrededor de 570 Ma un importante transporte de masa ocurre
paralelo a la dirección del cinturón y los últimos granitoides post-colisionales
son generados. Cerca de 535 Ma la deformación del cinturón alcanzo las
cuencas foreland y reactiva numerosas zonas de cizallamiento de alto ángulo.
Correlaciones
El interés de correlacionar terrenos a ambos lados del Océano Atlántico Sur
refleja una curiosidad natural entre los investigadores que trabajan en la SurAmérica oriental y de aquellos que estudian África del sudoeste El problema
mayor de las reconstrucciones pasadas están en el hecho que algunos
investigadores
enfocaron
la
correlación
directa
entre
los
Cinturones
metasedimentarios observados en ambos lados del Atlántico. Por consiguiente,
varios propuestas, correlacionan directamente los Cinturones Kaoko/ Gariep de
Africa del Sur con sus posibles equivalentes de Brusque/Poróngos/ Lavalleja,
en
Sudamerica.
A
pesar
de
presentar
similares
edades
(Pan-
Africano/Brasiliano), un examen más preciso y principalmente el reciente
incremento de un gran número de datos radiométricos, éstos cinturones
plegados tienen un significado completamente diferentes, dejando fuera los
modelos tectónicos que comienzan con la formación de una extensa y única
cuenca sedimentaría desde el comienzo de sus historias geológicas.
Considerando que el Cinturón Granítico más jóven no pudo ser el arco
magmático asociado con el desarrollo del Cinturón Dom Feliciano, los
sedimentos de una probable cuenca asociada con este arco faltaría del lado
Sudamericano. De una manera análoga, en el lado africano, las rocas
representativas del arco magmático que debió existir durante la estructuración
de las paleocuencas de Kaoko/Gariep está ausente El modelo tectónico
presentado, basada en edades radimétricas y signaturas isotópicas, sugiere
que el arco magmático, activo durante la deposición de las unidades del Kaoko
(Damara Costero)/Gariep en una posible cuenca de retroarco, podría estar
representada en el E del continente Sud-americano. Se propone aquí que este
arco magmático desarrollado en el periodo 620-590 Ma, se generó por la
subducción al E de corteza oceánica bajo los terrenos antiguos del lado
africano, con el Cinturón Granítico del CDF representando sus raíces. El
principal argumento para sugerir que la inmersión de la corteza oceánica debe
de ser al E y no al W como fue señalado por trabajos anteriores, es la signatura
Sm-Nd del Cinturón granítico completamente diferente del modelo observado
en los otros dominios tectónicos Sud-americanos. Edades modelo (TDM) para
el Cinturón Granítico son sistemáticamente más jóvenes (entre 1.2-1.7 Ga,
concentrándose en el 1.4-1.6 intervalo de Ga) que aquellos para las unidades
del Cinturón Metamórfico(rocas graníticas y metasedimentarias con valores
alrededor de 2.0 Ga) y mucho más jóvenes que aquéllas encontradas en las
unidades de basamento del Tipo Luis Alves-o Cratón de la Plata (> 2.1 y
principalmente concentrándose alrededor de 2.7-3.2 Ga). La afinidad
geoquímica del magmatismo del arco debió ser más alta en la margen activa
dónde el arco fue instalado que el material de la placa opuesta (margen
pasivo). Se sugiere aquí que ésta debe ser la explicación para la diferencia
isotópicas entre el arco y los terrenos localizaron al oeste, y las similitudes
entre el Cinturón Granítico y el magmatismo africano del SW. Por consiguiente,
esto sugiere que la litosfera sobre la placa subductante, funde para la
generación del Cinturón Granítico y difiere de aquella situada al oeste, una vez
que los granitoides de edad similar tienen una signatura isotópica diferente. Por
consiguiente, si sobre el lado Sudamericano las edades modelo Nd entre 1.2 y
1.6 Ga son características del Cinturón Granítico, valores en el mismo intervalo
son comunes en varias regiones de la porción Sur-Africana. Edades
Mesoproterozoicas predominan para las rocas del oeste del Damara (región
entre el Walvis Bay/Karibib/Rio Huab) con granitoides calco-alcalinos Tipo
Palmental y sienitas de intra-placa y granitos que presentan edades modelos
entre 1.1-1.5 Ga. Un modelo muy similar también se encontró para granitoides
metaaluminosos de Tipo A de la región central del Damara Los valores en el
mismo intérvalo son igualmente comunes en el Cinturón Neoproterozoico
Mozambique
en Tanzania,
dónde
varias metapelitas y charonockitas
localizadas en la porción oriental del cinturón Nd presenta edades modelo entre
1.1 y 1.5 Ga.
Por otro lado, edades Arqueanas (Cinturón Limpopo , xenolitos en Kaapvaal y
algunos núcleos de basamento dentro de los metasedimentitas de Damara) o
Paleoproterozoico (Namaqua y xenolitos dentro de los granitoides deformados
del Cinturón Namaqua son características de las rocas asociadas con el
basamento de las coberturas neoproterozoicas Parte de las metasedimentitas
del Damara (notablemente Rossing y Kuiseb) y Nama (principalmente Kuibis y
Schwarzrand) muestran edades modelo Nd similares a aquéllas obtenidas para
el Cinturón Granítico, sugiriendo que ésta debió haber sido una fuente
importante para estos metasedimentitas , reforzando el modelo de una
evolución en una cuenca de retroarco para las unidades de Kaoko y Gariep y
por consiguiente la región interior para el Nama. La tectónica colisional hacia el
oeste que involucra al Cinturón Granítico debió de desarrollarse en el lado Suramericano alrededor de 600 Ma. Sólo después de 545 Ma los cabalgamientos
hacia el este posicionan estos granitoides en las unidades supracorticales del
lado africano de una manera sincrónica con su pico metamórfico y reactivando
las estructuras del lado Sur-americano que deforman las cuencas Foreland. En
el lado africano, las cuencas de edades similares (e.g. Nama) sólo presentan
deformación después de 506 Ma.
Discusión
Como ha sido presentado, el modelo tectónico involucrando una subducción de
corteza oceánica al NW produciendo el Cinturón Granítico y en condiciones de
retro-arco el Cinturón Metamórfico no es aceptada. Tal modelo, a pesar de
representar una lectura lógica del zoneamiento petrotectónico del CDF, cuando
es examinado en detalle, presenta varios problemas que lo invalidan. Dentro
del cuadro general, toda la parte occidental del sudeste de Brasil y Uruguay
está caracterizada por dominios antiguos agrupados en el Cratón del Rio de la
Plata (RS y UY) y Microplaca Luis Alves (SC) sobre los cuales ocurrio el
principal transporte de masa generando el CDF. En la región occidental, la
Microplaca Luis Alves y el Terreno Piedra Altas (parte uruguaya del Cratón del
Rio de la Plata) fue preservada de la tectónica Neoproterozoica que afecto de
una manera significante los otros dominios antiguos (Bloque Tacuarembó, RS,
y el Terreno Nico Pérez-Valentines, Uruguay), causando calentamiento general
(rejuvenecimiento de las edades K-Ar en biotitas y anfíboles) y generando
varios cuerpos de granitoides. En el dominio del Cinturón Dom Feliciano , el
Cinturón Metamórfico presenta valores metamórfico alrededor de 120 Ma, más
viejo que aquellos obtenidos para la formación y emplazamiento de los
granitoides más viejos reconocidos en el Cinturón Granítico adyacente. Por
consiguiente, es necésario disociar la fase principal de metamorfismo del
Cinturón Metamórfico del Cinturón Granítico. En el momento del comienzo de
su generación (~620 Ma) las rocas supracrustales ya habían alcanzado su
clímax metamórfico e incluso sufrido la tectónica que los arrojo sobre las áreas
cratónicas occidentales por medio de nappes NW que caracteriza la
deformación
tardi-metamórfica
del
Cinturón
Metamórfico
(~640
Ma).
Granitoides biotíticos intrusivos en las rocas supracrustales, a pesar de
presentar edades comparables con el magmatismo del Cinturón Granítico,
tienen
características petrológicas,
geoquímicas
e isotópicas que
los
diferencian del último. El desarrollo de una intensa aureola de metamórfica de
contacto entre estos granitoides y la foliación principal de las rocas
metamórficas del Cinturón Metamórfico es común. Las incertidumbres
geológicas son todavía grandes como para precisar el posicionamiento
tectónico de este segmento del crustal. El desarrollo del magmatismo del
Cinturón Granítico (entre 620 y 590 Ma) se asocia con la generación de un arco
magmático maduro con participación crustal importante, generada por la
subducción hacia el este, evolucionando en una posición geográfica distinta y
de una manera disociada de los terrenos localizados al oeste La probable
cuenca de retroarco de este Cinturón se sitúaría en el lado africano (parte de
Los cinturones costeros Damara/Kaoko/Gariep). En este contexto la cuenca de
Nama sería una cuenca interna. La distribución geometrica y gran parte de los
rasgos estructurales sistematicamente observadas en las unidades que
componen el Cinturón Dom Feliciano pudieron ser generadas en la transición
Proterozoica-cámbrica, después de la fase colisional que yuxtapuso el Cinturón
Granítico al Cinturón Metamórfico. Las cuencas Foreland (Itajaí, Camaquã, el
del de Arroyo Soldado-Piriápolis) se producen en los dominios occidentales en
respuestá a la apróximación del Cinturón Granítico (600-560 Ma) y no,
generadas durante el tectónica deformacional más vieja (750-640 Ma) del
Cinturón Metamórfico. Por consiguiente, estás cuencas deben entenderse
como cuencas Foreland syn - tardi-colisionales de la Orogénesis de Rio Doce.
Referencias
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