CICLOS TRASAMAZONIANOS

Los granitoides de la región central de Tandilia son leucogranitos al sur de las fajas miloníticas de rumbo esteoeste en la región de la sierra Alta de Vela y cerro Montecristo, y granitos, granodioritas y tonalitas en el norte de ellas, en las sierras Federación, Dos Leones y Movediza (Dalla Salda et al., 1987).

Entre Olavarría y Tandil son de composición granítica (2001 ± 60, 2039±44, 2154±28, 1971±38 Ma. Sr87/Sr86 < 0.706.

Entre Tandil y Balcarce, tonalítica a granodiorítica. Tendencia calcoalcalina de arcos magmáticos sobre corteza continental.

Gneises graníticos a tonalíticos: Predominan en el tercio suroriental de Tandilia, en el área de Balcarce. Allí están relacionadas con rocas granulíticas con hornblenda y ortopiroxeno, escasos esquistos (El Quebracho), oficalcitas (Punta Tota), rocas ultramáficas (Punta Tota y Cinco Cerros) y migmatitas.

Diques ácidos y básicos: Corresponden a un volcanismo bimodal perteneciente a una asociación calcoalcalina (Fernández y Echeveste, 1995; Iacumin et al., 2001), integrada por diques de composición andesítica y riolítica.

Los diques pertenecientes a la suite calcoalcalina son de composición basandesítica-andesítica y riolítica) e integran un nutrido enjambre con orientación este-oeste. Los diques básicos conforman cuerpos sub-verticales con espesores que varían entre 0.5 y 10 m, son de color gris verdoso, de grano fino e incipiente textura porfírica con tablillas de plagioclasa (andesina-labradorita) y anfíbol que reemplazan a piroxenos. presentan anomalías negativas en Nb y Ti. Los diques de composición riolítica cortan a los anteriores y conforman cuerpos de hasta 30 m de espesor, son de color gris oscuro en los bordes de grano fino y gris claro en su parte central. Presentan textura porfírica con fenocristales de plagioclasa, cuarzo y feldespato alcalino dispuestos en una matriz felsítica de grano fino. En algunos casos presentan fuerte deformación cataclástica. Tienen altos contenidos en elementos incompatibles con una significativa anomalía negativa en Eu.

Los diques calcoalcalinos (andesitas y riolitas) tienen una edad plató 40Ar/39Ar de emplazamiento de 2020 y 2007 Ma, contemporáneos con las intrusiones de granitoides pre-colisionales (Varela et al., 1988, Dalla Salda et al., 1992), intruidos durante un estadio transtensional de la orogenia Transamazónica, con una marcada orientación este-oeste y posterior deformación. Las relaciones Sr 87/Sr86 (0.7020-0.7060) de esos granitoides son similares a las de rocas de ambientes de arco modernos. La simultaneidad temporal y su carácter calcoalcalino ha llevado a interpretar a los diques como representativos de un probable arco magmático (Teixeira et al., 2002).

En el subsuelo de Mar del Plata, una perforación ubicó por debajo de las cuarcitas de Balcarce una unidad metapelítica de muy bajo grado metamórfico y alta deformación (Metapelitas Punta Mogotes, Marchese y Di Paola, 1975) datada en alrededor de 600 Ma y posible de correlacionar con el cinturón brasiliano del este uruguayo.

Las rocas cataclásticas son descriptas por González Bonorino et al. (1956) y Teruggi y Kilmurray (1975 y 1980) como derivadas de granitoides. El fenómeno cataclástico se desarrolló intensamente en varias y anchas fajas de corte en las sierras de Azul y Tandil (Dalla Salda, 1981b).

Un trabajo de detalle en cerro El Cristo (Dos Naciones) muestra que las mismas alcanzaron, en un evento metamórfico principal las facies de anfibolitas almandínicas grado alto (Dalla Salda, 1981c). Un último evento metamórfico local resultó en la formación de rocas retrógradas grado clorita (Teruggi et al., 1973).

ARQUEOZOICO: 2.6-4.0 Ga. No se encuentra representado en Argentina
CICLO TRASAMAZONIANO DEL CRATON DEL RIO DE LA PLATA
CRATÓN DEL RIO DE LA PLATA: Incluye la Isla Martín García y Tandilia (ver mapas de terrenos de Ramos (1989,1995) Las rocas más australes del Precámbrico medio de América del Sur están localizadas en la región de Tandilia, que indican una larga historia geológica, principalmente dentro del ciclo Transamazónico (2200 a 1800 Ma, Teruggi y Kilmurray, 1975, 1980; Dalla Salda et al., 1987, 1988). Esta región fue estudiada por más de una centuria; los trabajos de síntesis que detallaron todos los antecedentes hasta allí existentes, fueron realizados por Teruggi y Kilmurray (1975 y 1980).

Complejo Martín García Anfibolitas, gneises, esquistos. Protolito sedimentario.	Evento metamorfico-deformacional en facies de esquistos verdes con rumbo NE-SO, vergente al NE. Edad: 2.08-2.05 Ga
Complejo Buenos Aires (Primer nivel estructural de Tandil)
	La asociación ígneo-metamórfica fue llamada Complejo Buenos Aires por Marchese y Di Paola (1975). Datos radimétricos indican una larga historia geológica, principalmente dentro del ciclo Transamazónico (2200 a 1800 Ma, Teruggi y Kilmurray, 1975, 1980; Dalla Salda et al., 1987, 1988). Los trabajos de síntesis que detallaron todos los antecedentes existentes, fueron realizados por Teruggi y Kilmurray (1975 y 1980). El Complejo Buenos Aires, una típica asociación de rocas de basamento cristalino, está compuesto por gneises graníticos a tonalíticos, migmatitas, anfibolitas, escasos esquistos y mármoles, diques ácidos y básicos, y numerosos plutones mayores y menores de granitoides. Además se destacan potentes fajas de rocas cataclásticas de composición principalmente granítica. Lema y Cucchi (1981, 1985) incluyeron en él rocas volcánicas y subvolcánicas.
	Esquistos: Los escasos esquistos son micáceos y algo bandeados como los del Cerro El Quebracho, al norte de la ciudad de Balcarce y los del área sur de Azul (Cerro La Plata). Poco frecuente, pero significativa, resulta la presencia de delgados lentes concordantes básicos-ultrabásicos metamorfizados, en Cinco Cerros y Punta Tota en el área de Balcarce Anfibolitas: Las anfibolitas son comunes y se encuentran mejor representadas en la región central y sur. En el área de Azul también se describieron rocas en facies de granulita (cerro Negro, Fuentes, 1970). En general se trata de rocas cuarzo-plagioclásicas con hornblenda, epidoto biotita y/o clorita. Migmatitas: rocas granudas con esquisticidad (melano-leucosoma) bien diferenciable. Aparecen mejor representados en la Sierra de Azul. Las migmatitas heterogéneas son frecuentes en Tandilia. La variedad más común es la epibolita de leucosoma cuarzo-feldespático con granates neoformados. Texturalmente presentan un grano medio y color gris claro conformadas por (Pl + Qtz + Bt + Grt + Kfs, accessory minerals Zr + Ap + Ilm ± Ti), con abundantes leucosomas segregados en forma de venas granitico-pegmatiticas, concordantes con su foliación S1. Están deformadas y a menudo pasando transicionalmente a gneises u otras variedades de migmatitas. Formación El Cortijo: rocas oscuras de posible filiación oceánica (basaltos, cherts). Teruggi et al. (1988) distinguieron en la Formación El Cortijo metacherts, metagrauvacas y metabasitas, que interpretaron como de filiación oceánica (relictos de una sutura ). Granitoides foliados a gneises: rocas granudas con esquistocidad poco marcada a neta. Irregular distribución del melanosoma. Una compleja serie de plutones graníticos, integrados por numerosos cuerpos independientes, caracteriza Tandilia; ella está asociada a amplias zonas miloníticas. Los granitoides son grises en casi todo Tandilia, excepto en su extremo noroccidental, donde son característicos los granitos rojos de Sierra Chica y en Olavarría. Los granitoides son de edad dominante paleoproterozoica Transamazónica (Varela et al., 1989; Linares y González, 1990; Cingolani et al., 2002; Hartmann et al., 2002 y Pankhurst et al., 2003). Se encuentran emplazados en metamorfitas, usualmente parcial a casi totalmente migmatizadas, presentando en consecuencia relaciones de campo complejas
	Los granitoides de la región central de Tandilia son leucogranitos al sur de las fajas miloníticas de rumbo esteoeste en la región de la sierra Alta de Vela y cerro Montecristo, y granitos, granodioritas y tonalitas en el norte de ellas, en las sierras Federación, Dos Leones y Movediza (Dalla Salda et al., 1987). Entre Olavarría y Tandil son de composición granítica (2001 ± 60, 2039±44, 2154±28, 1971±38 Ma. Sr87/Sr86 < 0.706. Entre Tandil y Balcarce, tonalítica a granodiorítica. Tendencia calcoalcalina de arcos magmáticos sobre corteza continental. Gneises graníticos a tonalíticos: Predominan en el tercio suroriental de Tandilia, en el área de Balcarce. Allí están relacionadas con rocas granulíticas con hornblenda y ortopiroxeno, escasos esquistos (El Quebracho), oficalcitas (Punta Tota), rocas ultramáficas (Punta Tota y Cinco Cerros) y migmatitas. Son rocas bien foliadas con, plagioclasa,biotita, anfíbol, epidoto y, eventualmente piroxeno granate. Poseen edades U-Pb de 2176, 2073 y 2163 Ma, mostrando herencias de 2371 y 2196 Ma (Cingolani et al., 2002) En cerro El Cristo (Dos Naciones) las mismas alcanzaron, en un evento metamórfico principal en facies de anfibolitas almandínicas (Dalla Salda, 1981c). Un último evento metamórfico local resultó en la formación de rocas retrógradas grado clorita (Teruggi et al., 1973). Las relaciones Sr 87/Sr86 (0.7020-0.7060) de esos granitoides son similares a las de rocas de ambientes de arco modernos. La simultaneidad temporal y su carácter calcoalcalino ha llevado a interpretar a los diques como representativos de un probable arco magmático (Teixeira et al., 2002). Mármoles: Zona Barker, escasos. Los marmoles aparecen en el interior de las anfibolitas en forma de intercalaciones de finas capas verdosas cuyo espesor varia entre 50 cm y 2 m, en contacto concordante. Los mármoles de Punta Tota cercanos a Balcarce, son oficalcíticos y serpentínicos con relictos olivínicos Diques ácidos y básicos: Corresponden a un volcanismo bimodal perteneciente a una asociación calcoalcalina (Fernández y Echeveste, 1995; Iacumin et al., 2001), integrada por diques de composición andesítica y riolítica. Los diques pertenecientes a la suite calcoalcalina son de composición basandesítica-andesítica y riolítica) e integran un nutrido enjambre con orientación este-oeste. Los diques básicos conforman cuerpos sub-verticales con espesores que varían entre 0.5 y 10 m, son de color gris verdoso, de grano fino e incipiente textura porfírica con tablillas de plagioclasa (andesina-labradorita) y anfíbol que reemplazan a piroxenos. presentan anomalías negativas en Nb y Ti. Los diques de composición riolítica cortan a los anteriores y conforman cuerpos de hasta 30 m de espesor, son de color gris oscuro en los bordes de grano fino y gris claro en su parte central. Presentan textura porfírica con fenocristales de plagioclasa, cuarzo y feldespato alcalino dispuestos en una matriz felsítica de grano fino. En algunos casos presentan fuerte deformación cataclástica. Tienen altos contenidos en elementos incompatibles con una significativa anomalía negativa en Eu. Los diques calcoalcalinos (andesitas y riolitas) tienen una edad plató 40Ar/39Ar de emplazamiento de 2020 y 2007 Ma, contemporáneos con las intrusiones de granitoides pre-colisionales (Varela et al., 1988, Dalla Salda et al., 1992), intruidos durante un estadio transtensional de la orogenia Transamazónica, con una marcada orientación este-oeste y posterior deformación. Las relaciones Sr 87/Sr86 (0.7020-0.7060) de esos granitoides son similares a las de rocas de ambientes de arco modernos. La simultaneidad temporal y su carácter calcoalcalino ha llevado a interpretar a los diques como representativos de un probable arco magmático (Teixeira et al., 2002). En el subsuelo de Mar del Plata, una perforación ubicó por debajo de las cuarcitas de Balcarce una unidad metapelítica de muy bajo grado metamórfico y alta deformación (Metapelitas Punta Mogotes, Marchese y Di Paola, 1975) datada en alrededor de 600 Ma y posible de correlacionar con el cinturón brasiliano del este uruguayo. Las rocas cataclásticas son descriptas por González Bonorino et al. (1956) y Teruggi y Kilmurray (1975 y 1980) como derivadas de granitoides. El fenómeno cataclástico se desarrolló intensamente en varias y anchas fajas de corte en las sierras de Azul y Tandil (Dalla Salda, 1981b). Un trabajo de detalle en cerro El Cristo (Dos Naciones) muestra que las mismas alcanzaron, en un evento metamórfico principal las facies de anfibolitas almandínicas grado alto (Dalla Salda, 1981c). Un último evento metamórfico local resultó en la formación de rocas retrógradas grado clorita (Teruggi et al., 1973).
	Un cinturón septentrional granitoide-milonita, cuya composición general varía entre tonalita y granito (de afinidades de arco y colisionales) representaría la evolución desde sintectónica a post-tectónica del ciclo Transamazónico (Dalla Salda et al., 1987 y 1988). Los leucogranitos de sierra Alta de Vela y Montecristo representarían plutones más simples relacionados con una etapa tardía del evento orogénico principal.
	Son comunes los granitoides con epidoto magmático y/ o secundario, indicando la presencia de una corteza gruesa o un rápido ascenso. De acuerdo con análisis geotectónicos preliminares, algunos se clasificaron como de tipo S (protolitos sedimentarios). El estudio de las texturas, los feldespatos, las micas y el epidoto indicarían una larga historia evolutiva, incluyendo un importante evento milonítico acompañado por un incremento en la temperatura y en fluidos a lo largo del cinturón cataclástico y granítico.
	Análisis de elementos de traza, junto a datos de elementos mayores, razones iniciales de isótopos de Sr, y las conexiones estructurales y litológicas dentro del basamento, hacen suponer que algunos granitoides de Tandilia tienen un origen colisional anatéctico (Dalla Salda et al., 1987, Varela et al., 1988). Se interpretó que la asociación gnéisica-migmática, con leucosomas móviles ricos en fluidos, asociados a las anchas fajas de corte y a planos de corrimientos -que engrosaron las áreas metamórficas- produjeron una elevación de geotermas (Dalla Salda et al., 1987).
	Estos autores indicaron que importantes corrimientos y transcurrencia, típicos de colisiones continente-continente, constituyeron una situación favorable para el aporte de importantes cantidades de fluidos durante el inicio de la anatexis de los granitoides tandilianos. Las condiciones óptimas para la generación y emplazamiento de un volumen importante de leucogranitos, tales como los plutones de la sierra de Vela y Montecristo, podrían indicar corrimientos post-colisionales en el basamento. Se puntualizó que el emplazamiento de los granitos pudo haber estado relacionado con una faja regional de corte con transcurrencia y transporte oblicuo (Dalla Salda, 1981b), que generaron lugar para su emplazamiento.
	Es de notar que los leucogranitos himaláyicos yacen sobre una espesa zona de gneises migmáticos, como en el caso de Tandilia. En los Himalayas y en Tandilia, dentro y debajo de la principal faja milonítica, las facies regionales de anfibolitas almandínicas, sintectónicas y amplia migmatización, son comunes. En Tandilia, cerca de los plutones, el principal metamorfismo es sintectónico con la migmatización y con algunos de los emplazamientos graníticos. Los leucogranitos de Vela son altamente radigénicos y heterogéneos (Rb / Sr mín = 1.56, máx = 2.56, med = 1.94) coincidentes con los valores encontrados en los Himalayas (Varela et al., 1988).
	Deformación El primer episodio deformacional (F1) relictual, se caracterizó por pliegues isoclinales, reclinados con dirección este-oeste, sinmetamórficos (Teruggi et al., 1973). El principal evento deformacional (F2), que está enlazado con un episodio granítico de alrededor de 1850 Ma, resultó en un alineamiento estructural de dirección NE-SO que deforma a F1. Un tercer evento tectónico (F3) muestra un sistema deformacional caracterizado por varios estilos de pliegues, pero principalmente con plano axial NO-SE de gran ángulo que corta los trenes más antiguos. La evolución tectónica de Tandilia fue el producto de más de un evento deformacional (Teruggi et al., 1973, Dalla Salda et al., 1988) que produjeron complicados modelos de interferencia. El primer episodio deformacional (F1) relictual, se caracterizó por pliegues isoclinales, reclinados con dirección este-oeste, sinmetamórficos (Teruggi et al., 1973). El principal evento deformacional (F2), que está enlazado con un episodio granítico de alrededor de 1850 Ma, resultó en un alineamiento estructural de dirección NE-SO que deforma a F1. Un tercer evento tectónico (F3) muestra un sistema deformacional caracterizado por varios estilos de pliegues, pero principalmente con plano axial NO-SE de granángulo que corta los trenes más antiguos. Parte de la estructura del cratón fue considerada como producto de un modelo tectónico transcurrente que coadyuda a explicar su polideformación (Dalla Salda, 1981b). La orogenia Transamazónica se interpretó como producto de un modelo colisional: leucogranitos, rocas de fondo oceánico y las potentes fajas miloníticas, sugirieron una colisión continente- continente asociada con fallas transcurrentes y compresivas (Dalla Salda et al., 1987; Teruggi et al., 1988).
	El conjunto ígneo-metamórfico podría ser parte de una unidad mayor extendida dentro del sureste de África, incluyendo unidades como Vioolsdrif Suite (2000-1730 Ma) y parte del cinturón Namaqualand-Natal (2200-1000 Ma), según Dalla Salda (1980). Así, en la región de Tandilia del Cratón del Río de la Plata pueden ser reconocidos un ciclo Paleoproterozoico mayor: Transamazónico (2.2-1.8 Ga )
	Columnas estratigráficas del Cratón del Río de la Plata