Masquelin_etal2001

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GEOLOGÍA Y GEOTERMOBAROMETRIA DE LA SUITE METAMÓRFICA
CHAFALOTE, BASAMENTO PREBRASILIANO, SURESTE DEL URUGUAY
Conference Paper · May 2001
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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, calc-silicate gneisses, maficgneisses 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 km2, 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 
mailto:hmasquel@fcien.edu.uy
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, plagio-
clasa, 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 
entrecortamiento de tramas, el entrecorta-
miento de filones, la superposición de pliegues 
y la superposición de asambleas minerales (cf. 
Hopgood 1980). La metodología 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 recons-
trucción 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 ánguloy 
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 subhori-
zontal fue la principal responsable de la 
intercalación tectónica entre ortogneises granu-
líticos, de composición tonalítica y migmatitas 
con plagioclasa, biotita, clorita, andalucita y 
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 sincine-
máticas 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 termobarométricos (no demasia-
do 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 
mineralen 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 espesa-
miento 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 despresu-
rización 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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Figura 2: Mapa litotectónicode la región sureste del Uruguay.-
Figura 3: Cortes geológicos N-S en la parte central del Terreno Punta del Este, caracterizando la 
tectónica sub-horizontal que afecta a los gneises con silimanita y granate de la SMCh.-
0 5
km
Leyenda
ROCHA
Cantera
 Dutra
Cerro
Figurita
Cerro
Infierno
Nappe de
India Muerta
Camino de 
India Muerta
N
S
C
D
Sierra del
 Pintor
Sierra de
los Vegas
Sierra de la
Centinela Cerro
Bori
N S
Nappe
Martín
Soroa
Cerro
Aspero
A B
0 20 40
km
NN
-35º00’
-55º00’
-55º00’
-55º00’
BRASIL
A
R
G
E
N
T
IN
A
URUGUAY
O
cé
a
n
o
A
tlá
n
tic
o
B
Punta del Este
La Paloma
Rocha
A
B
C
D
LEYENDA
Zonas de cizalla de bajo ángulo
Zonas de cizalla de alto ángulo
Ortogneises con hbl+pl+ep+qtz
Granito-gneises de composición granítica
Ortogneises máficos a ortopiroxeno y biotita
Metapsamitas y metapelitas de bajo grado
Grupo Rocha
Rocas volcánicas ácidas
Formación Cerro Aguirre
Formación Arequita (Cretácico)
Rocas volcánicas ácidas
Leucogranitos potásicos
Granitos a biotita sintranscurrentes
Granitos a biotita isótropos
Granitos tardi - orogénicos brasilianos
Rocas indiferenciadas
Formaciones cenozoicas
Gneises pelíticos y migmatitas cuarzo-
feldespáticas con intercalaciones 
calcosilicatadas y máficas
Suíte Metamórfica Chafalote
A B Perfiles geológicos
Lineaciones de estiramiento: 
1. precoz; 2. tardía1 2
cuarcitas (inyecciones de cuarzo)
anfibolitas de grado alto y granulitas
gneises calcosilicatados
migmatitas pelíticas grafitosas
y migmatitas cuarzo-feldespáticas
Suite Metamórfica Chafalote
granitoides con granate y cordierita
anfibolitas de grado medio
granito - gneises de composición granítica
gneises metapelíticos con silimanita y granate
leucogranitos con microclina
y muscovita
granitos con feldespato potásico
y biotita
Granitos de afinidad crustal
D1D1
SmSm
LmLm
D2D2
“Evento principal intertectônico (pod)”
Dobras recumbentes (D1) afetadas por foliação
milonítica N130º, oblícua com respeito dos planos
axiais (E-W, vertical), gerando dobras em caixa
normais (D2). O transporte é subparalelo aos eixos
de dobras em caixa (E-W).
Sb-1?Sb
D2
Ortogneis
leucócrata
pliegue sin-D2
Lente de gneis psamítico(?)
D3D3
D3D3
D4D4
Dobras regionais afetando aos gnaisses
Dobras com charneiras arredondadas, cuspadas
e lobadas que afetam ao bandamento composicional
paralelo, com alternância de bandas félsicas e
bandas máficas.
Figura 8: Seqüencia de eventos tectônicos proposta para o Terreno 
Punta del Este.-
“Evento dúctil tardío”
Zonas de cisalhamento N-S subverticais com 
arrasto marcando um comportamento reológico 
elasto-plástico da rocha; mudança cinemática em 80º, 
com respecto da direção do fluxo principal.-
Sm2Sm2
SbSb
B3B3
"Evento precoce" (?)
Zonas de cisalhamento horizontais desenvolvendo
dobras intrafoliais (D1). Transporte provável: 
topo para o Sul.-
"Evento principal finito"
Desenvolvimento do cinturão metamórfico
retrabalhado (sistema de zonas de cisalhamento)
na orientação 060º - 070º / 70º NW
Dobras de flambagem sin-miloníticas
Dobras assimétricas associadas com a
zona de cisalhamento 070º - 080º.
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