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GEOLOGÍA Y GEOTERMOBAROMETRIA DE LA SUITE METAMÓRFICA
CHAFALOTE, BASAMENTO PREBRASILIANO, SURESTE DEL URUGUAY
MASQUELIN, H. 1 ; SILVA, A.O.M. 2 ; PORCHER, C.C. 2 ; FERNANDES, L.A.D. 3 & MORALES, E. 1
1. UdelaR - INGEPA, e-mail: hmasquel@fcien.edu.uy
2.Curso de Pós-graduação em Geociências-IG/UFRGS
3. CPGq-IG/UFRGS & Pesquisador CNPq
RESUMEN
El basamento prebrasiliano situado en el sureste del Uruguay consiste principalmente de un complejo gnéisico de alto
grado. Este complejo representa la porción más austral del cinturón granito-gnéisico comprendido entre Florianópolis y
Punta del Este. Allí se determinó la presencia de una suite de rocas paraderivadas, denominada Suite Metamórfica
Chafalote. Dicha suite está integrada por migmatitas pelíticas y cuarzo-feldespáticas, con intercalaciones de esquistos
magnesianos, gneises calcosilicatados, gneises máficos y anfibolitas. Datos preliminares de geotermobarometria
caracterizaron la trama más antigua, como formada en temperaturas de entre 768º y 850ºC y presiones de entre 11 y 7 kbar.
La deformación tardia de esas rocas se caracterizó por corrimientos y zonas de cizalla transcurrentes con cinemáticas
diferentes de la deformación continental vinculada con las zonas de cizalla neoproterozóico – cámbricas. Se sugiere que dos
posibles metamorfismos en facies granulita fueron superpuestos. El modelo propuesto supone una primer evolución
metamórfica M1 de una corteza continental, con pérdida de presión del techo por sobrespesamiento cortical, y una segunda
evolución metamórfica M2, con incremento térmico a presión constante por influjo de una gran cantidad de calor, a
consecuencia del ingreso de un volumen considerable de magma granítico.
ABSTRACT
The pre-brasiliano basement located in the southeastern region of Uruguay is build up by a high grade gneissic complex.
This complex represents the southernmost portion of a granitic – gneissic belt comprised between Florianópolis and Punta
del Este. Within this complex, the presence of a paraderived rock suite was determined, named as Chafalote Metamorphic
Suite. This suite is integrated by pelitic and quartzo-feldspathic migmatites, with intercalations of magnesian schists, calcsilicate
gneisses, mafic gneisses and amphibolites. Preliminary results from geothermobarometry characterized the earliest
fabrics, as formed in temperatures between 768º and 850ºC, and pressures between 11 and 7 kbar. The later deformation
event in these rocks was characterized by upthrusts and transcurrent shear zones with different kinematic pattern as the
continental deformation related to neoproterozoic – cambrian shear zones. It is suggested that possibly two different
granulite facies metamorphisms could be superimposed. The proposed model assumes that an earlier metamorphic evolution
M1 was developed in a continental crust, with loss of pressure in the hanging wall due to crustal overthickening, and then a
later metamorphic evolution M2 was continued, with thermal increase at constant pressure, by a great inflow of heat due to
a considerable granitic magma arise.
Introducción
Los gneises proterozóicos expuestos en la región sureste del Uruguay definen un complejo metamórfico de
alto grado, denominado Complejo Cerro Olivo (CCO; Masquelin y Tabó 1988).
El área de afloramiento del CCO, de ca. 3000 km 2 , está limitada: al Oeste, por la zona de cizalla de Sierra
Ballena; al Este, por la zona de falla que separa el CCO del Grupo Rocha (Hasui 1975) y su ‘complejo basal’
(Preciozzi et al. 1985); al Norte y Sur el mismo desaparece por debajo de la Planicie Costera Atlántica.
Constituye el extremo más austral del cinturón granito - gnéisico que varios autores consideran como un terreno
indiviso que se extiende desde Florianópolis hasta Punta del Este (Da Silva et al. 1997; 1999; Preciozzi et al.
1999; Basei et al. 2000; Hartmann et al. 2000; Frantz y Botelho 2000; Fernandes et al. 2001).
Dicho complejo gnéisico es considerado basamento prebrasiliano, en base a dataciones dispares realizadas
por distintos métodos (Mantovani et al. 1987; Da Silva et al. 1997, 1999; Preciozzi et al. 1999).

El CCO está caracterizado por un conjunto de orto y paragneises, la presencia de migmatitas y la escaséz de
granitóides intrusivos no metamórficos (Fig. 1).
Sobre la base de una nueva cartografía geológica, fue separada del CCO, una suite metamórfica derivada de
rocas supracrustales, constituyendo una unidad de exposición relativamente importante. La misma fue
denominada de Suite Metamórfica Chafalote (SMCh; Masquelin 2001).
Las rocas supracrustales de la SMCh dentro del CCO fueron intruidas por cinco tipos de granitoides: (i)
granodioritas anisótropas de grano grueso a biotita y plagioclasa; (ii) tonalitas con granate, biotita y cordierita;
(iii) granitos alcali-cálcicos con escasa biotita; (iv) leucogranitos pegmatoides a muscovita; (v) granitos a biotita
de grano fino.
A continuación presentamos la geología de la Suite Metamórfica Chafalote, los litodemas que la integran, sus
estructuras principales y las características de su metamorfismo.
Geología de la Suíte Metamórfica Chafalote
La Suite Metamórfica Chafalote consiste de una asociación de rocas supracrustales intruidas por ortognaisses
tonalíticos y granodioríticos. En esta suite son comunes las migmatitas pelíticas y semipelíticas, con
intercalaciones de gneises calcosilicatados, gneises máficos y anfibolitas.
Las migmatitas pelíticas exhiben coloración gris oscura, grano fino a medio y bandeado composicional
marcado por la alternancia de bandas máficas y félsicas. Las bandas máficas son ricas en granate, cordierita,
silimanita, feldespato potásico, plagioclasa y biotita, mientras que las bandas félsicas son irregulares y exhiben
composición cuarzo - feldespática. Ocurren también venas leucócratas, de grano medio a grueso, que
probablemente representan venas de fusión parcial. Intercalados con los gneises pelíticos pueden ocurrir lentes
de gneises máficos.
Las migmatitas cuarzo-feldespáticas, son el litotipo dominante de la SmCh. Se caracterizan por su grano fino
y su coloración gris-verdosa. La mineralogía consiste de plagioclasa, cuarzo, biotita, granate y, a veces,
feldespato potásico. Las venas de fusión parcial son paralelas al bandeado gnéisico. Con frecuencia, las
migmatitas se encuentran intercaladas con gneises calcosilicatados, anfibolitas y esquistos magnesianos.
Los esquistos magnesianos exhiben como minerales esenciales gedrita, cordierita y magnetita (+- biotita e
cuarzo).
En el área de Sierra de los Vegas (Fig. 1), fueron descritos gneises con biotita, muscovita y andalucita.
Dichas rocas pueden representar una asociación de paragneises pelíticos y/o semipelíticos, afectadas por un
metamorfismo posterior, de temperatura más baja. Ese metamorfismo se relaciona con la instalación de la zona
de cizalla Sierra de los Vegas.
Los gneises calcosilicatados exhiben grano fino a medio, y bandeado caracterizado por la intercalación de
bandas de color verde claro y verde oscuro. En las bandas claras del gneis ocurren dominantemente cuarzo y
calcita (+-wolastonita), mientras que las bandas verde oscuro son compuestas principalmente por diópsido y/o
tremolita (+-grosularia). Intercalados con los gneises también pueden ocurrir lentes de mármores impuros.
Las anfibolitas exhiben grano fino a medio, con color verde oscuro, pudiendo presentarse como rocas
macizas o bandeadas. Se componen generalmente por clinopiroxeno, anfíbol, plagioclasa, cuarzo y opacos.
Las granulitas máficas presentan grano medio a grueso y coloración verde oscuro. Su mineralogía esencial
está compuesta por ortopiroxeno, clinopiroxeno, anfíbol, plagioclasa, cuarzo y biotita.
Secuencia de eventos tectónicos
Una secuencia de eventos preliminar fue establecida a partir del estudio de exposiciones en escala de detalle y
la utilización de criterios de superposición para la determinación de la edad relativa, tales como el
retrabajamiento y entre-cortamiento de tramas, el entrecortamiento de filones, la superposición de pliegues y la
superposición de asambleas minerales (cf. Hopgood 1980). La metodo-logía utilizada consistió en: (i) fijar los
criterios de edad relativa; (ii) definir los marcadores de la deformación; (iii) evaluar la intensidad de la

deformación; (iv) definir zonas de cizalla a partir de zonas de alta deformación, y (v) caracterizar el padrón
cinemático de las mismas.
El estudio de las relaciones de contacto entre las distintas rocas del CCO, indicó la presencia de
intercalaciones tectónicas y contactos intrusivos que afectan a rocas de la SMCh. Los perfiles levantados
proponen una reconstrucción parcial de las zonas de cizalla subhorizontales generadas (Fig. 2).
Por otra parte, los marcadores de la deformación consistieron en: (i) filones de naturaleza variada;
(ii)foliaciones y lineaciones minerales o de agregado (biotita); (iii) lentes menos deformadas incluidas en las
zonas de cizalla.
Dos lineaciones de estiramiento fueron observadas (Fig. 1). La más antigua es un agregado biotítico
contenido en el bandeado gnéisico. Aunque coinci-dente con una lineación de intersección entre la foliación de
biotita y ese bandeado, la misma fue interpretada como lineación de estiramiento de orientación 15º al 305º. La
más moderna, es definida por ejes de micropliegues supercilíndricos de orientación 50º al 220º.
En muchas exposiciones, se reconocieron dos grupos de estructuras: (i) Estructuras precoces, perteneciendo a
un evento sinmetamórfico de pico térmico; (ii) Estructuras de retrabajamiento en reología dúctil, que afectan las
tramas generadas por el evento anterior (Fig. 3).
El evento precoz consistió en una deformación sinmetamórfica de alta temperatura, generando un bandeado
gnéisico, por fuerte deformación dúctil, exhibiendo porciones de la SMCh estiradas NW-SE.
El evento principal de deformación generó foliaciones de bajo ángulo, que evolucionaron para zonas de
cizalla sub-horizontales de importancia regional. La SMCh está afectada por corrimientos de bajo ángulo y
replegamiento de los mismos, vinculándose con zonas de cizalla subverticales NW-SE y E-W. Las zonas de
cizalla de bajo ángulo fueron registradas principalmente por paragneises cuarzo-feldespáticos y gneises
calcosilicatados. Por lo menos dos generaciones de pliegues fueron reconocidas en asociación con la misma, y en
particular pliegues con estilo en baúl a dos charnelas, materializados por filones félsicos de granitoide
sincinemático. La tectónica subhorizontal fue la principal responsable de la intercalación tectónica entre
ortogneises granu-líticos, de composición tonalítica y migmatitas con plagioclasa- biotita- clorita- andalucita-
cuarzo. Lentes de ortogneises metatonalíticos dentro de la parasecuencia, en la localidad de Cerro Infierno,
fueron igualmente interpretados como producto de esa deformación.
A continuación, un evento de deformación por retrabajamiento de las tramas generadas en la fase principal
sinmetamórfica generó el desarrollo de zonas de cizalla con transporte E-W. La formación de una foliación
milonítica aprovechó la anisotropía planar previa del bandeado gnéisico. Esa deformación fue aun responsable
por el desarrollo de importantes zonas de cizalla transcurrentes con dirección general E-W e inclinación
moderada hacia el Norte. Esas zonas de cizalla retrabajaron parte de los corrimientos y del bandeado de alto
strain, constituyendo lentes de tamaño variable. Las mismas presentaron una alternancia de dominios paralelos
con fuerte foliación milonítica y dominios de crenulación o de lentes, conteniendo pliegues de arrastre y figuras
de interferencia. Una serie de meso y microestructuras asimétricas se formaron progresivamente en esas zonas de
cizalla, determinando un sentido cinemático general dextral. La zona de cizalla de retrabajamiento se produjo en
condiciones de reología dúctil y metamorfismo en facies anfibolita superior.
Importantes intrusiones filonianas sincinemáticas de granito leucócrata fueron observadas a lo largo de dichas
zonas de cizalla. Los filones registraron pliegues isoclinales y estructuras de interferencia entre
pliegues.presentando
Los estudios microtectónicos permitieron evidenciar indicadores cinemáticos que consisten en porfiroclastos
de granate con colas sigma de silimanita.
Posteriormente, un evento dúctil tardío generó zonas de cizalla discretas subverticales N-S, perpendiculares a
la zona de cizalla transcurrente E-W. La estructuras desarrolladas fueron pliegues - falla mesoscópicos (strain-
slip fold). Esa última fase de deformación intracontinental fue vinculada con el desplazamiento limítrofe de las
grandes zonas de cizalla transcurrentes neoproterozoico - cámbricas (e.g. Zona de cizalla de Sierra Ballena), con
acortamiento E-W y la colocación transtractiva de granitos tardi-orogénicos.

Metamorfismo y geotermobarometría de la SMCh
Las informaciones termobarométricas de las rocas de la SMCh fueron obtenidas por medio del programa
THERMOCAL (Holland & Powell 1988). Este programa calcula las condiciones de equilibrio para cada
reacción posible, utilizando las actividades de los miembros finales de las asambleas en equilibrio, de acuerdo
con la ecuación general de equilibrio. Las actividades fueron obtenidas por medio del programa AX (Holland
1998), que utiliza modelos de actividades propios para calcular datos termobaro-métricos (no demasiado
sofisticados; Tabla 1).
Gneises pelíticos
Los gneises pelíticos presentan textura granoblástica bien desarrollada y asambleas minerales indicativas de
metamorfismo de alto grado. Fueron reconocidas dos asambleas minerales progresivas en equilibrio:
(1) Crd + Grt + Bt + Pl + Qtz + Kf + L
(2) Crd + Spl + Sil ± Qtz
En el sistema KFMASH, para temperaturas muy altas y presiones bajas un gran número de reacciones de
deshidratación ocurren en pelitas, principalmente la reacción discontínua
Crd + Bt + Qtz = Grt + Kf + H2O
que produce las asambleas características Crd + Grt + Kf + Bt y Crd + Grt + Kf + Als, que son diagnósticas
para gneises de alto grado con cordierita (Bucher & Frey, 1994).
De esa forma, la asamblea (1) es diagnóstica de gneises a cordierita de alto grado metamórfico, que ocurren
en regiones de presión media y baja, mientras que las condiciones de P - T deducidas para esa asamblea se
encuentran en el intervalo de 700 +- 50ºC y con presiones de 2 a 5 kbar (Bucher y Frey, 1994). La asamblea Crd
+ Grt + Bi + Kf es transicional entre los facies anfibolita superior y granulita, indicando condiciones de
reducción de presión de H2O.
La asamblea (2) en las metapelitas es representada por el crecimiento de Spl + Sil sobre las cordieritas ricas
en Fe. La formación de esa asamblea puede ser descrita por la reacción de quiebra de la cordierita:
Fe-Crd = Hc + Sil + Qtz
Esa reacción, modelada experimentalmente por Holdaway y Lee (1977) presenta su campo de estabilidad por
encima de 768°C, para presiones de 2 a 4 kbar. La coexistencia de almandino con la asamblea Crd + Sil + Hc se
limita a un punto invariante situado en 2.8 kbar y 768°C (QFM). Las condiciones pico de metamorfismo
sugeridas por la asamblea (2) son de alta temperatura (>760°C), presiones bajas (2-4 kbar) e indican un grado
considerable de deshidratación de la roca. Eso significa que el metamorfismo que afectó al gneiss pelítico
alcanzó condiciones de P, T y H2O que se establecieron dentro del campo del facies granulita.
Esquistos magnesianos
Los esquistos magnesianos presentan como asamblea mineral en equilibrio:
(1) Ged + Crd + Mt + Bt ± Qtz
En composiciones pelíticas ricas en Mg, el ortoanfíbol comienza a cristalizar en condiciones de baja presión,
y para temperaturas de 600º-650ºC. Asambleas minerales con ortoanfíbol (cummingtonita y gedrita) son
producidas por medio de reacciones de deshidratación que consumen clorita y biotita con el incremento de la
temperatura.
La gedrita ocurre en rocas de alto grado metamórfico, pudiendo permanecer estable incluso en condiciones de
facies granulita. La primera ocurrencia de ese mineral depende de la composición del fluido y de la roca (Bucher
y Frey, 1994).
Anfibolitas
La asamblea mineral en equilibrio dentro de las anfibolitas está compuesta por:

(1) Hbl + Pl ± Di ± Qtz ± Ilm ± Pirita
En composiciones máficas, rocas conteniendo hornblenda y plagioclasa marcan el inicio del facies anfibolita
(500ºC). La ausencia de clorita (límite superior de estabilidad ~550ºC), y de epidoto (límite superior de
estabilidad ~600ºC) indican condiciones de facies anfibolita medio. Además, la presencia de clinopiroxeno de la
serie diópsido – hedenbergita indica condiciones mínimas de facies anfibolito superior (>650°C).
Granulitas máficas
Las asambleas minerales de equilibrio en los gneises máficos con venas de fusión parcial están representadas
por:
(1) Opx + Cpx + Hbl + Pl ± Bt ± Qtz ± Spl
Granos de ortopiroxeno en contacto con Hbl + Bt indican que el mismo es producto de la reacción de quiebra
de la hornblenda, marcando la transición entre los facies anfibolita superior y granulita. La reacción que marca
esa transición fue presentada por Spear (1993):
Hbl + Qtz = Opx + Cpx + Pl + H2O
De esa forma, las condiciones de temperatura alcanzadas por una granulita máfica de la SMCh fueron
superiores a 800ºC, como indicado por la presencia de ortopiroxeno, que caracteriza condiciones de facies
granulita (Bucher y Frey 1994). Esa temperatura, en cambio, no fue superior a 900ºC, ya que en todas las
muestras estudiadas, la paragénesis en equilibrio presenta hornblenda (límite superior de estabilidad de la Hbl
~900°C). La presencia de ortopiroxeno así como la ausencia de granate indicaron condiciones de presión baja a
media (Spear 1993).
Granulitas a granate
Las granulitas a granate se encuentran como lentes intercalados en gneises pelíticos migmatíticos, y presentan
como asamblea mineral en equilibrio:
(1) Opx + Cpx + Hbl + Grt + Pl ± Qtz
Esa asamblea es típica de granulitas de presión media a alta (Spear 1993). Sin embargo, texturas tales como
intercrescimentos simplectíticos de Opx + Pl, en contacto con porfiroblastos de granate, así como coronas de
ortopiroxeno sobre porfiroblastos de clinopiroxeno son producidas por la reacción:
Grt + cpx + qtz = opx + pl
que es diagnóstica de una disminución de presión durante la trayectoria retrógrada de la roca, señalando
descompresión isotérmica (Harley 1989).
Gneises calcosilicatados
Las principales asambleas minerales de los gneises calcosilicatados son representadas por:
(1) Cpx + Cc + Dol + Wo +Qtz
(2) Cpx + Cc + Qtz + Grt
La presencia de clinopiroxeno indica condiciones de facies anfibolita, pero las reacciones que producen
wolastonita señalan condiciones de alto grado. Las reacciones productoras de wolastonita consumen vapor de
CO2 com el aumento de la temperatura (carbonatación). Las texturas presentes involucran la producción de
grosularia poiquiloblástica incluyendo cristales de Cpx + Cal + Qtz, y coronas de Qtz + Pl alrededor de la
wolastonita. Esas texturas son producidas por reacciones retrógradas en condiciones de facies granulita (Harley
& Buick 1992).
Conclusión
El metamorfismo de la Suite Metamórfica Chafalote indicó condiciones de temperatura y de presión típicas
del facies granulita.

En algunos de los gneises máficos existen evidencias de que la presión superó los 7 kbar, siendo calculada en
alrededor de 11.4 a 12.2 Kbar para gneises máficos con granate (Tabla 1). Para los mismos, el cálculo de la
temperatura máxima está limitado por la presencia de fases hidratadas a un tope de 850ºC y un piso de 650ºC.
Las texturas de los gneises máficos mostraron que la presión debió disminuir en forma isotérmica.
Basándose en estos critérios, la presencia de condiciones ‘barrovianas’, típicas de espesamiento cortical,
deberían de ser aceptadas para el metamorfismo de las tramas más antiguas.
Por otra parte la existencia de una asamblea mineral en metapelitas indicando condiciones de equilibrio para
bajas presiones, deja la sospecha de que pudiera ocurrir un metamorfismo de alta temperatura y baja presión,
típico de arcos y centros magmáticos.
Considerando los principales eventos tectónicos, la evolución metamórfica debería ser descrita en términos de
dos eventos diferentes en facies granulita, para las rocas de la SMCh: (i) um evento metamórfico principal M1,
asociado con recristalización, ausencia de fluidos, deformación en reología dúctil y con posible despresurización
isotérmica, y (ii) un evento metamórfico secundario M2, asociado con retrabajamiento, entrada de fluidos,
neoformación mineral en zonas de cizalla, y una evolución retrógrada guiada por enfriamiento isobárico
justificada por la colocación de un importante magmatismo asociado con las zonas de cizalla transcurrentes
brasilianas y por el metamorfismo de contacto generalizado observado sobre ortogneises del CCO.
Interpretando los datos del metamorfismo a la luz de la evolución tectónica, parece coherente pensar que las
rocas que atestiguan del metamorfismo M1 sufrieron despresurización isotérmica, en un primer momento, hasta
una segunda fase tectónica en la que se produjo un nuevo calentamiento en la transición entre los facies
anfibolita y granulita, casi sin modificación de la presión.
Como modelo de trabajo se plantea que el metamorfismo asociado con la tectónica transcurrente en rocas
máficas pudo presentar temperaturas de ca. 850ºC y bajas presiones del órden de 2 a 5 kbar.
Las semejanzas composicionales, de orientación en las estructuras, y condiciones de P y T para el principal
evento de metamorfismo sintectónico que afectó tanto a las rocas de la Suite Metamórfica Chafalote en el
Uruguay como a las rocas de la Suite Metamórfica Várzea de Capivarita (cf. Silva et al., este congreso) permiten
preguntarse sobre si existe un cogenetismo entre ambas secuencias, y sobre si pertenecen al mismo tipo de
corteza continental paleoproterozoica, retrabajada durante el Ciclo Brasiliano. La refutación de esa hipótesis
dependerá de los resultados de un trabajo en curso de determinación de edades radimétricas de sus protolitos, y
del perfeccionamiento de la síntesis de eventos metamórfico - deformacionales que las afectaron.
Agradecimentos
Este trabajo es una contribución al Proyecto CSIC: ‘Geología y Recursos Minerales del Terreno Punta del Este’. Es parte de una
tesis de Doctorado (inédita) desarrollada en el ‘Curso de Pos-graduação em Geociencias’ /UFRGS/BR. El primer autor agradece la
beca del CNPq durante el año de 1995.
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Ch43
Opx+cpx+hbl+pl+bio+
qz
5k
bar
THERMOCALC v2.6,
Geoterm. Cpx-opx
en+hed = fs + 89 89 89 89 3
di
4 3 2 0 5
TERMÓMETRO HBL-PLAGIO
0k 5k 10 15 S
bar bar kb kb dT
ed-tr
82
2
78
5
74
8
71
1
ed-rie
80
6
82
8
85
1
87
3
Granada granulito
Ch45f Opx+cpx+grt+hbl+pl THERMOCALC v2.6,
5k 6k 7k 8k S
bar bar bar bar dT
Geoterm. Cpx-opx
72
5
72
4
72
3
72
2
3
2
en+hed = fs +
di
TERMÓMETRO HBL-PLAGIO
0k 5k 10 15 S
bar bar kb kb dT
ed-tr
82
3
79
1
75
9
72
6
ed-rie
82
1
84
8
87
4
90
1
Granada granulito
Ch45c Opx+cpx+grt+hbl+pl THERMOCALC v2.6,
P. fixa
8k
bar
9k
bar
10
kba
11
kba
S
dT
Geoterm. Cpx-opx
en+hed = fs + 88 88 88 87 3
di
2 1 0 9 5
Geoterm. Opx-grd
en + alm = fs 79 80 82 83 2
+ py
4 7 1 4 5
Geobar.(FAGS)
Geobar.(MAGS)
Geobar.(DAGS)
Temp. fixa
alm+gr+q=fs+
an
py+gr+q=en+a
n
py+gr+q=di+a
n
Tabla 1: Resultados termobarométricos obtenidos en los gneises máficos de la Suite Metamórfica Chafalote
con el uso del programa THERMOCALC (Holland y Powell 1988).-
75
0
10
.7
11
.3
11
.2
6k
bar
80
0
11
.4
11
.7
11
.7
7k
bar
85
0
12
.1
12
.2
12
.2
8k
bar
90
0
12
.8
12
.8
12
.8
S
dT
S
dT
1
4
1
4
s
dP
2
7
s
dP
s
dP
5
6
s
dP
s
dP
2
9
1
.9
s
dP
0
.21
0
.4

C
N
LEYENDA
Formaciones cenozoicas
Rocas indiferenciadas
Formación Arequita (Cretácico)
Rocas volcánicas ácidas
Formación Cerro Aguirre
Rocas volcánicas ácidas
Granitos tardi - orogénicos brasilianos
Leucogranitos potásicos
Granitos a biotita isótropos
Granitos a biotita sintranscurrentes
Grupo Rocha
Metapsamitas y metapelitas de bajo grado
Complejo Cerro Olivo
Ortogneises cuarzo-feldespáticos a biotita
Ortogneises con hbl+pl+ep+qtz
Ortogneises máficos a ortopiroxeno y biotita
Granito-gneises de composición granítica
Suíte Metamórfica Chafalote
Migmatitas cuarzo-feldespáticas con intercalaciones
calcosilicatadas y máficas
Zonas de cizalla de bajo ángulo
Zonas de cizalla de alto ángulo
A B Perfiles geológicos
1 2
Lineaciones de estiramiento:
1. precoz; 2. tardía
Figura 1: Mapa litotectónico de la región sureste del Uruguay.-
Sierra de la
Centinela
Sierra de
los Vegas
N
0 20 40
Camino de
Nappe de
India Muerta India Muerta Cerro Cerro Cantera
N
Infierno Figurita Dutra
S
Leyenda
0 5
km
Punta del Este
Cerro
Bori
Sierra del
Pintor
Nappe
Martín
Soroa
ROCHA
Figura 2: Cortes geológicos N-S en la parte central de la región de Punta del Este, caracterizando la tectónica subhorizontal
que afecta a los ortogneises y migmatitas del Complejo Cerro Olivo.-
S
Cerro
Aspero
A B
Granitos intrusivos brasilianos
granitos a feldespato potásico
y biotita
leucogranitos a microclina
y muscovita
Complejo Cerro Olivo
anfibolitas de grado medio
km
granitoides tonalíticos a granate
granito - gneises de composición granítica
ortogneises máficos a ortopiroxeno y biotita
B
B
ARGENTINA
A
D
Rocha
URUGUAY
C
-55º00’
BRASIL
-55º00’
-55º00’
La Paloma
Océano
Atlántico
D
Suite Metamórfica Chafalote
cuarcitas (inyecciones de cuarzo)
gneises calcosilicatados
anfibolitas de grado alto y granulitas
-35º00’
migmatitas pelíticas y cuarzo-feldespáticas

“Evento precoz”
Intrusiones de granitos leucócratas dentro de
paragneises, con pliegues recumbentes asociados
al metamorfismo burial de escala regional. Formación
del bandeado metamórfico de alto grado.
“Evento principal”
Intensa deformación dúctil con estiramiento NW-
SE. Bandas leucócratas afectadas por pliegues
con estilo ‘en baúl’ asociados a tectónica de corrimiento.
En los ortogneises leucócratas, pliegues
isoclinales de eje horizontal, repliegan los pliegues
isoclinales de alta deformación por achatamiento y
son observados como bandas duplicadas
(flancos); los pliegues de Fase 2 pueden estar
asociados con deformación tangencial con
respecto de los corrimientos.
“Retrabajamiento principal”
Pliegues flexurales con charnelas romas y
pliegues cuspados afectan tanto a los filones
granitoides como a las metapelitas; pliegues
isoclinales asimétricos complejos afectan a
gneises miloníticos; Deformación progresiva con
zonas de cizalla N70º, subverticales. Lentes con
pliegues asimétricos incluidos, asociados con
transcurrencia(?); Discordancia estructural de los
ortogneises leucócratas en filones gruesos.-
“Evento dúctil tardío”
Zonas de cizalla N-S subverticales con
arrastre entre bloques marcando el
comportamiento elasto-plástico a escala
regional; Modificación de la cinemática en 80º,
respecto de la dirección de flujo principal.-
D3
Ortogneis
leucócrata
Sm
Sb
Lm D2
pliegue sin-D2
Lente de gneis psamítico(?)
D4
Figura 3: Secuencia de eventos tectónicos propuesta para el Complejo Cerro Olivo.-
Sb
B3
Sm2
D3
D1
D2
Sb-1?