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Revista de la Asociación Geológica Argentina

versión impresa ISSN 0004-4822

Rev. Asoc. Geol. Argent. v.57 n.4 Buenos Aires oct./dic. 2002

 

Geotermobarometría de la paragénesis cuarzo-plagioclasa-biotita- granate-sillimanita en gneises del sector centro-oriental de la sierra de Comechingones, Córdoba

A. B. Guereschi, R. D. Martino

CONICET y Departamento de Geología Básica, Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, Universidad Nacional de Córdoba. Av. Vélez Sársfield 299. 5000-Córdoba.
E-mails: aguereschi@com.uncor.edu, rdmartino@com.uncor.edu.

RESUMEN. El basamento metamórfico del sector centro oriental de la Sierra de Comechingones (Córdoba) está compuesto principalmente por gneises biotíticos granatíferos, migmatitas estromatíticas y diatexitas. Durante el pico metamórfico regional M2-D2 se habrían alcanzado condiciones de alto grado, que produjeron fusión parcial en metapelitas y desarrollaron la foliación metamórfica S2. Para determinar las condiciones de presión y temperatura imperantes en la región durante el pico metamórfico M2, se seleccionaron muestras de gneises biotíticos granatíferos, en las que se analizaron por microsonda las fases minerales principales. El geotermómetro granate-biotita y el geobarómetro granate-plagioclasa-silicato de aluminio-cuarzo (GASP), complementado con el barómetro granate-rutilo-silicato de aluminio-ilmenita-cuarzo (GRAIL), fueron aplicados a la paragénesis Qtz + Pl + Bt + Grt + Sil. Los granates exhiben grados variables de resorción, con bordes engolfados y contornos cristalinos irregulares. La resorción retrógrada parcial es corroborada por los perfiles de granate, los que muestran fuerte enriquecimiento en Fe y menor en Mn hacia los bordes. Para termobarometría fueron elegidos puntos de granate hacia adentro del borde modificado para evitar los efectos retrógrados, ya que se considera que esa es la mejor aproximación posible a las condiciones durante el pico metamórfico. Esas composiciones fueron complementadas con biotita y/o plagioclasa de la matriz para los cálculos de P-T. Los resultados termobarométricos obtenidos, 776°C de temperatura y 7,9 kb de presión, son compatibles con los equilibrios de fases minerales observados y la naturaleza migmática de gran parte del área. Estos resultados para el evento M2-D2 indican condiciones metamórficas típicamente barrovianas durante el climax de la colisión del terrane Pampia con el margen occidental de Gondwana.

Palabras clave: Petrología metamórfica. Geotermobarometría. Gneises. Sierras de Córdoba.

ABSTRACT. Geothermobarometry of Qtz + Pl + Bt + Grt + Sil paragenesis in high-grade gneisses from central-eastern portion of Sierra de Comechingones. The metamorphic basement on the central portion of Sierra de Comechingones (Córdoba), consist mainly of Bt-Grt Bt-Grt (± Sil) gneisses, stromatic migmatites and diatexites. During metamorphic regional peak M2-D2, high-grade conditions have been reached, producing partial melting of metapelitic rocks and developing a pervasive metamorphic foliation S2. To determine pressure and temperature conditions during M2, Bt-Grt-Sil gneisses samples were selected and main mineral phases were analyzed by microprobe. Grt-Bt thermometry and GASP barometry (Grt-Sil-Qtz-Pl), supplemented by GRAIL barometry (Grt-Rt-Sil-Il-Qtz) were applied to the Qtz + Pl + Bt + Grt + Sil paragenesis. The garnets exhibit varying degrees of resorption with embayed edges and irregular crystal outlines. Partial retrograde resorption is corroborated by garnet profiles, which show strong Fe and minor Mn enrichment at the rims. Grt points inside the modified rim were chosen for thermobarometry to avoid the retrograde effects and are believed to be the closest possible approximation to metamorphic peak conditions. These compositions were paired with matrix biotite and/or plagioclase for the P-T calculations. The thermobarometric results of 776°C and 7,9 kb are consistent with the observed phase equilibria and the migmatized nature of the area. These results for M2-D2 event indicate typically barrovian metamorphic conditions during the climax of collision of Pampia terrane with the western Gondwana margin.

Key words: Metamorphic petrology. Geothermobarometry. Gneisses. Sierras de Córdoba.

Introducción

El sector centro oriental de la sierra de Comechingones (provincia de Córdoba) está conformado por un basamento metamórfico-migmático de alto grado, compuesto predominantemente por gneises biotíticos granatíferos, ortogneises, migmatitas heterogéneas (metatexitas estromatíticas) y homogéneas (diatexitas). En menor proporción se encuentran mármoles, anfibolitas, milonitas, cuerpos granitoides, rocas básicas y ultrabásicas. El área ha sido cartografiada y estudiada en forma detallada en sus aspectos petrológicos y estructurales por Guereschi (2000). Otros estudios que abarcan parte del área son los de Guereschi (1992), Guereschi y Baldo (1993), Martino et al. (1997), Chincarini et al. (1998) y Guereschi y Martino (1998).
El presente trabajo tiene por objetivo la determinación de las condiciones de presión y temperatura que experimentaron las rocas metamórficas del área estudiada durante el pico metamórfico M2, utilizando para ello los gneises de alto grado con la paragénesis Qtz + Pl + Bt + Grt + Sil.
El área estudiada se ubica en el departamento Calamuchita, pedanías Cañada de Álvarez y Río de Los Sauces, de la provincia de Córdoba. Se accede a la misma a través de la ruta nacional 36 o por la ruta provincial 5 (Fig. 1a), que unen la ciudad de Córdoba con la localidad de Berrotarán. Desde allí hacia el oeste, las rutas provinciales E-63 y 23, junto con otros caminos secundarios, permiten llegar al resto del área.

 
Figura 1: a, Ubicación geográfica y accesos del área estudiada. b, Esquema litológico del sector centro-oriental de la sierra de Comechingones donde se muestran los afloramientos de los gneises biotíticos granatíferos estudiados. La orientación de la traza de los gneises coincide con la tendencia general de la foliación; el buzamiento es hacia el nordeste con ángulos moderados. Para una cartografía detallada en la que se incluye el resto de las litologías ver Guereschi (2000).

Metodología

La composición química de las fases minerales de interés metamórfico fue determinada mediante la técnica de microanálisis por sonda de electrones. Las rocas para análisis fueron seleccionadas de acuerdo con el tipo de roca predominante en el área (gneises biotíticos granatíferos), la paragénesis mineral desarrollada (granate-biotita-sillimanita-plagioclasa-cuarzo), el grado de alteración (se evitaron alteraciones secundarias), la intensidad de la deformación (preferentemente baja), la relación granate/biotita (preferentemente rocas ricas en biotita, con Bt >> Grt) y el tamaño de grano de los granates (preferentemente grandes).
Por la limitada disponibilidad para realizar análisis, luego del estudio petrográfico detallado de 30 secciones delgadas de gneises biotíticos granatíferos de toda el área, se seleccionaron dos muestras representativas del conjunto: CA-40 y SL-29. Con las muestras elegidas se prepararon secciones delgadas estándar, sin cubrir, pulidas con alúmina alfa y cubiertas con carbón. Los análisis minerales fueron efectuados con una microsonda CAMECA SX-50 en el Virginia Politechnic Institute sito en Blacksburg (Virginia, Estados Unidos), con un voltaje de aceleración de 15 kV, una corriente de espécimen de 15 nA y un diámetro de rayo de 1 mm, excepto para biotita y feldespatos, en los que se usó un diámetro de rayo mayor (10 mm). Se utilizaron minerales naturales y óxidos sintéticos como estándares. Los datos fueron calculados empleando el método de Bence y Albee (1968).
Para el cálculo de las condiciones de presión y temperatura se usó el programa Thermobarometry (versión 2.1) para computadoras Macintosh de Spear y Kohn (1999). Una vez introducidos los datos en cationes de los distintos minerales, el programa realiza los cálculos de acuerdo con los termómetros y/o barómetros seleccionados y los proyecta en un diagrama P-T. El conjunto de datos resultante fue tratado estadísticamente a fin de obtener los valores medios de las curvas correspondientes a cada geotermómetro y geobarómetro para las distintas muestras. Dichos valores medios fueron proyectados en un diagrama P-T, junto con las curvas de estabilidad de los trimorfos del silicato de aluminio. Los valores P-T correspondientes a cada muestra fueron determinados gráficamente en el punto de intersección de las curvas de los geotermómetros y geobarómetros respectivos.

Geología de los gneises biotíticos granatíferos

Son las rocas de mayor distribución areal en este sector de la sierra de Comechingones (Martino et al. 1997) y encajonantes de las restantes unidades (Fig. 1b). En fotografía aérea presentan tonos grises, textura rugosa anisótropa y forman lomas ligeramente alargadas y levemente asimétricas según la dirección de la foliación metamórfica dominante S2. Esta última tiene rumbos noroestesudeste a nortesur y buzamientos con ángulos variables hacia el este o nordeste. En el afloramiento forman lajas gruesas, aunque en ciertos sectores poseen una foliación más grosera y adquieren un aspecto algo abochado.
Son rocas grises en las que se destaca un bandeado composicional dado por capas alternantes de biotita y de cuarzo + plagioclasa. La textura es granolepidoblástica de grano medio a fino, más raramente porfiroblástica. Se han reconocido dos variedades de gneises biotíticos granatíferos: una predominante compuesta por cuarzo, plagioclasa, biotita y granate; y otra menor que contiene sillimanita ± feldespato potásico, además de los minerales mencionados. Esta última variedad, sin expresión cartográfica a la escala de la figura 1b, aparece intercalada a modo de septos o bancos en la variedad predominante.
No se ha detectado la presencia de muscovita primaria en ninguna de las dos variedades de gneises. El granate suele tener núcleos poiquilíticos con inclusiones frecuentemente orientadas de plagioclasa, cuarzo, biotita, minerales opacos y menos frecuentemente rutilo, y un borde libre de inclusiones. Se encuentra asociado a biotita y plagioclasa; en este último caso, se forman coronas de plagioclasa alrededor de granate, con distinto grado de desarrollo. Como accesorios se observan apatita, circón y minerales opacos, en tanto que rutilo, espinelo y estaurolita aparecen ocasionalmente como relictos. A escala microscópica, la foliación S2 está dada por la orientación preferente de biotita ± sillimanita y de agregados de cuarzo elongado en forma de cinta.
La variedad de gneises con sillimanita ha sido seleccionada para análisis mineral y utilizada en los cálculos termobarométricos. En estas rocas, la sillimanita puede ser prismática o fibrosa y generalmente se asocia a las capas biotíticas. Cuando la roca está intensamente deformada, en cercanías de zonas de cizalla, la sillimanita tiende a ser predominantemente fibrolita y los gneises adquieren texturas miloníticas.
La cartografía, descripción petrográfica detallada e interpretación petrológica de los otros tipos de rocas del área de la figura 1b se encuentran en Guereschi (2000) y en Guereschi y Martino (en prensa). Los símbolos utilizados para los minerales corresponden a Kretz (1983).

Características de las muestras analizadas

Muestra CA-40: Se ubica en el sector este del área estudiada (Fig. 1b). La textura es granoblástica elongada de grano medio a fino, con foliación S2 bien desarrollada y cintas de cuarzo. Su asociación mineral es: cuarzo, plagioclasa, biotita, granate, sillimanita, espinelo, apatita, circón y minerales opacos. La biotita es de color pardo rojizo y relativamente abundante. La sillimanita es prismática y se halla únicamente en ciertos sectores de la roca. El granate forma generalmente porfiroblastos alargados, de gran tamaño (< 7 mm), a veces poiquilíticos, con numerosas inclusiones de cuarzo y biotita. Tiene contornos irregulares y engolfados, con bordes parcialmente resorbidos. Los minerales opacos fueron identificados ópticamente como ilmenita. El escaso espinelo verde es relíctico y se encuentra en ciertos sectores como inclusión en pequeños granates, sillimanita y plagioclasa.
Muestra SL-29: Se ubica en el sector nordeste del área (Fig. 1b). La textura es granolepidoblástica elongada de grano medio a fino, con buena foliación S2 y leve bandeado. Su asociación mineral es: cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico, biotita, granate, sillimanita, apatita, circón y minerales opacos. La biotita es de color pardo rojizo y relativamente abundante. La sillimanita generalmente es fibrosa y forma fajas. Los granates son redondeados, de grano fino (< 2 mm), con bordes resorbidos e inclusiones de cuarzo y biotita. Los minerales opacos se encuentran en la matriz y fueron identificados ópticamente como grafito y, en menor proporción, ilmenita.

Consideraciones petrogenéticas

El evento metamórfico más importante registrado por las rocas del área es el M2, durante el cual se habría producido el pico térmico y la blástesis orientada de biotita ± sillimanita que dio origen a la foliación metamórfica S2. En la variedad de gneises biotíticos granatíferos sin sillimanita, la paragénesis más común y extendida en toda el área es:
(I) Qtz + Pl + Bt + Grt
Pero la paragénesis más significativa de este evento es la desarrollada en la variedad de gneises biotíticos granatíferos con sillimanita:
(II) Qtz + Pl + Bt + Grt + Sil ± Kfs
la que también es característica de las migmatitas estromatíticas que afloran en Huerta Vieja y Tala Cruz (Fig. 1b). Esta paragénesis es típica de gneises pelíticos en `alto grado con [almandino]' y es la paragénesis de mayor presión en la secuencia de zonas de Winkler (1979). Dicha paragénesis indica que se habrían superado las condiciones de estabilidad de la muscovita en metapelitas aluminosas con bajo contenido de sodio (Spear 1993):
(1) Ms + Pl + Qtz = Sil + Kfs + fundido
quedando las rocas dentro de la Zona de Sillimanita + Feldespato Potásico (segunda isograda de sillimanita), circunstancias en las que las rocas de composición pelítica se funden en condiciones de PH2O < Pt y donde la muscovita faltante habría provisto la fase fluida necesaria para que ocurra fusión parcial. Esto se ve reflejado en la ausencia total de muscovita primaria, en la generación de sillimanita ± feldespato potásico y en el desarrollo de estructuras migmáticas de tipo estromatítico en gran parte del área (Guereschi y Martino 1998).
A partir de la paragénesis (II) podría deducirse que se habrían alcanzado las condiciones de estabilidad de la reacción (Le Breton y Thompson 1988):
(2) Bt + Sil + Qtz (+ Pl) = Grt + Kfs + fundido
Como no se han encontrado evidencias texturales de la desestabilización de Bt + Sil + Qtz, se presume que las condiciones de esta reacción no habrían sido superadas.
De acuerdo con las composiciones minerales y paragénesis señaladas, puede afirmarse que los protolitos originales de los gneises biotíticos granatíferos con sillimanita y de las migmatitas del área serían derivados de rocas de composición pelítica, los que conformarían, como se dijo anteriormente, intercalaciones menores dentro de una secuencia mayoritaria derivada de grauvacas (variedad de gneises biotíticos granatíferos sin sillimanita). Lo expresado contrasta con la propuesta de Otamendi et al. (1999) de que los gneises y migmatitas de la sierra de Comechingones derivan fundamentalmente de protolitos grauváquicos, afirmando que sillimanita + muscovita se encuentran asociadas únicamente a zonas de cizalla (ver también Otamendi et al. 2000).
Las paragénesis y texturas de reacción reconocidas para los distintos eventos metamórficos prógrados y retrógrados, así como la trayectoria textural deducida para las rocas metamórficas del área (Guereschi 2000), son motivo de un trabajo complementario a éste (Guereschi y Martino, en prensa).

Química mineral

A continuación se describirán las principales características químicas de los minerales analizados: granate, biotita y plagioclasa. Las composiciones medias de los minerales utilizados en los cálculos termobarométricos se muestran en el Cuadro 1. Los análisis completos se encuentran en Guereschi (2000).


Cuadro 1: Composiciones medias de los minerales utilizados en los cálculos termobarométricos (biotita y plagioclasa de la matriz, puntos de granate hacia el interior del borde externo modificado).

Granate

Muestra CA-40: El granate es rico en almandino (65-70%) y piropo (25-30%), con contenidos muy bajos de grosularia (3-7%) y espesartina (2-3%), típicos de granates de alto grado (Fig. 2a). La relación Fe/(Fe+Mg) es bastante uniforme dentro del núcleo (alrededor de 0,68-0,72), con un suave incremento desde el centro hacia la zona de borde y luego un brusco aumento al aproximarse al borde propiamente dicho, alcanzando valores de 0,80. El almandino exhibe un perfil similar al de la relación Fe/(Fe+Mg), mostrando un núcleo relativamente uniforme con valores que van entre 0,63 y 0,68 desde el núcleo hacia la zona de borde y un marcado incremento en el borde propiamente dicho, con valores cercanos a 0,75. El perfil del piropo posee la relación inversa, con un núcleo uniforme relativamente rico en Mg (entre 0,25-0,30 de piropo) y un borde empobrecido (0,18 de piropo). Presenta una zonación composicional en el contenido de grosularia, con un núcleo rico en Ca (hasta 0,07 de grosularia) y un descenso marcado al pasar a la zona externa del granate (0,02-0,03). El granate manifiesta muy poca zonación con respecto al contenido de espesartina, con un perfil muy suave, con un leve incremento hacia los bordes, que pasa de 0,02 en el núcleo a 0,035 en los bordes. La relación (Ca+Mn)/(Ca+Mn+Fe+Mg) varía entre 0,054-0,090 y se ubica ampliamente por debajo del valor mínimo sugerido por Ferry y Spear (1978) para usar su calibración del termómetro granate-biotita (≤ 0,20), por lo que no serían significativas las correcciones por Ca y Mn en granate.


Figura 2: Perfiles composicionales de granate donde se indican las fracciones molares de Fe/(Fe+Mg), almandino, piropo, grosularia y espesartina en las muestras analizadas. a, muestra CA-40. b, muestra SL-29.

El núcleo rico en Ca (Fig. 2a) se puede interpretar como la preservación de una zonación de crecimiento del granate (durante un evento prógrado M1), favorecida probablemente por el tamaño de grano del granate (casi 6 mm) y la baja difusividad intracristalina del Ca. Los perfiles relativamente suaves de los otros componentes (Alm, Prp y Sps) y de la relación Fe/(Fe+Mg) en la zona interna del granate indican que se habría producido una homogeneización por difusión en condiciones de alto grado. En cambio, el empobrecimiento en Mg hacia el borde, junto con el aumento en Fe y el leve incremento en Mn, pueden considerarse como producto de una zonación por difusión retrógrada en el borde durante el enfriamiento, como se deduce también por los bordes resorbidos que muestra el granate.
Muestra SL-29: Este granate se caracteriza por presentar un perfil composicional muy uniforme (Fig. 2b), sin variaciones de núcleo a borde. Está compuesto por 67-70% de almandino y 25-27% de piropo. Los contenidos de grosularia y espesartina son muy bajos, manteniéndose cada uno entre 2,5 y 3%. La relación Fe/(Fe+Mg) también es muy uniforme, oscilando entre 0,71 y 0,73. La relación (Ca+Mn)/(Ca+Mn+Fe +Mg) es muy constante, varía entre 0,050-0,058 y aún se pueden aplicar las consideraciones mencionadas para la muestra CA-40 sobre la utilización de la calibración de Ferry y Spear (1978) del termómetro granate-biotita (≤ 0,20). El perfil composicional casi plano de este granate se interpreta como producto de una alta homogeneización por difusión en condiciones de alto grado, sin que se registren evidencias de modificaciones posteriores durante el enfriamiento.

Biotita

La relación Fe/(Fe+Mg) en biotita varía entre 0,40 y 0,45 (Fig. 3). En general, en cada muestra la relación Fe/(Fe+Mg) es mayor en las biotitas de la matriz que en las biotitas adyacentes a granate. Los valores se ubican dentro del rango típico para biotitas de metapelitas de alto grado (Guidotti 1984).
Los contenidos de AlVI varían entre 0,57-0,72 en la muestra CA-40 (Fig. 3a), siendo apenas de 0,51 en una biotita incluida en plagioclasa; en la muestra SL-29 se encuentran entre 0,55-0,80 (Fig. 3b). En general, los contenidos de AlVI oscilan más altos en las biotitas adyacentes a granate y se sitúan dentro de los rangos típicos para biotitas de metapelitas de la zona de Sil + Kfs, sin muscovita (< 0,7 según Guidotti 1984). Los contenidos de AlIV varían entre 2,58-2,79 en la muestra CA-40 y entre 2,57-2,70 en la muestra SL-29.


Figura 3: Composiciones de biotita en las muestras analizadas. a-b, Diagramas AlVI versus Fe/(Fe+Mg). c-d, Diagramas Ti versus Fe/(Fe+Mg).

Los contenidos de TiO2 son relativamente altos (3-5%), típicos de biotitas de alto grado, y se reflejan en el fuerte pleocroísmo y los colores rojizos de las láminas de biotita en sección delgada. Los contenidos de Ti (Fig. 3c,d) varían entre 0,43-0,56 en la muestra CA-40 (alcanzan 0,61 en una biotita incluida en plagioclasa) y entre 0,28-0,54 en la muestra SL-29. En general, los valores más altos de Ti corresponden a las biotitas de la matriz.
Los contenidos de F son relativamente altos (entre 0,2-0,4%) y se encuentran dentro de los rangos típicos de biotitas de metapelitas de la zona de la sillimanita (Guidotti 1984). Los cationes de F oscilan entre 0,18-0,38 en la muestra CA-40 y son algo más altos en la muestra SL-29 (0,25-0,50). Los contenidos de Cl son muy bajos en ambas muestras (< 0,02). Los contenidos de Na también son muy bajos (0,001-0,045), lo que es común en biotitas de paragénesis de metapelitas de alto grado. Las biotitas de rocas de alto grado también suelen contener una mínima cantidad de Cr (< 0,012 en este caso) y de Ba (cuando coexisten con feldespato potásico).
Se observa una relación directa entre la relación Fe/(Fe+Mg) y el contenido de Ti (Fig. 3c,d), con los valores más altos de ambas variables en las biotitas de la matriz o en las biotitas incluidas en plagioclasa, y los valores más bajos en las biotitas asociadas a granate.
En general, se puede reconocer una proporción inversa entre la relación Fe/(Fe+Mg) y el contenido de AlVI, con los valores más altos de la relación Fe/(Fe+Mg) y el contenido de AlVI más bajo en las biotitas de la matriz (Fig. 3a,b).
La relación (AlVI+Ti)/(AlVI+Ti+Fe+Mg) oscila entre 0,186-0,218 y supera el valor máximo (≤ 0,15) sugerido por Ferry y Spear (1978) para la utilización de su calibración del geotermómetro granate-biotita, por lo que es necesario aplicar correcciones en biotita por los contenidos de AlVI y fundamentalmente de Ti.
A pesar de que la técnica de microsonda no permite la medición de los contenidos de Fe2O3, puede hacerse una estimación del estado de oxidación del Fe según el color que presentan las láminas de biotita en sección delgada (Guidotti 1984). Los tonos rojizos, además de indicar altos contenidos de Ti como se dijo anteriormente, sugieren bajos contenidos de Fe2O3. Además, la asociación de biotita con ilmenita o grafito, como es el caso de las muestras analizadas, indica condiciones reductoras. Así, puede deducirse que los contenidos de Fe2O3 en las biotitas de las muestras CA-40 y SL-29 serían bajos. Esto es importante para realizar los cálculos termobarométricos, ya que puede considerarse al Fe total analizado como Fe2+ y no es necesario realizar correcciones por el contenido de Fe3+.

Plagioclasa

La composición de la plagioclasa es muy uniforme en las distintas muestras, sin mayores variaciones entre los individuos de la matriz de la roca y los asociados a granate. Los contenidos de anortita son de 28-30% (con un máximo de 35% en un análisis en la muestra CA-40) y se pueden clasificar como oligoclasa en el límite con andesina. Los contenidos de albita son de 70-72%, con un valor mínimo de 63% para un análisis en la muestra CA-40. Los contenidos de ortoclasa son muy bajos (1-2%), típicos de las plagioclasas metamórficas. Las variaciones composicionales dentro de los granos son poco marcadas, aunque en general puede notarse una leve zonación inversa, con un aumento de 1-3% en el contenido de anortita hacia los bordes.

Interpretación de la química mineral

Como se dijo anteriormente, en muchos de los granates estudiados es común observar una zonación textural, con un núcleo poiquilítico con inclusiones frecuentemente orientadas de cuarzo, biotita, plagioclasa y minerales opacos, y un borde externo prácticamente sin inclusiones. El núcleo se interpreta como Grt1 crecido durante un evento M1 con desarrollo de una foliación S1 y el borde externo se interpreta como Grt2 crecido durante el pico metamórfico M2. Esta zonación textural en granate no se ve reflejada en los perfiles químicos correspondientes, los que son bastante homogéneos. Esto se atribuye a la difusión en condiciones de alto grado que habrían experimentado los granates durante el pico M2, lo que habría obliterado las evidencias de zonación química producidas durante la etapa prógrada.
La única evidencia química que puede interpretarse como la preservación de una zonación por crecimiento en granate es el enriquecimiento en grosularia en la zona del núcleo del granate de la muestra CA-40. Ese patrón indicaría que las condiciones de presión durante el evento M1 habrían sido más altas que durante el evento M2. Otra evidencia de un descenso de la presión del evento M1 al M2 es la presencia de rutilo en núcleos de granate (Grt1), mientras que el mineral de titanio estable con el Grt2 en la matriz de la roca es ilmenita (Guereschi 2000; Guereschi y Martino, en prensa).
En general, los granates exhiben grados variables de resorción, con bordes engolfados y contornos irregulares. En el caso de la muestra CA-40, esos rasgos texturales tienen su correlato en los perfiles composicionales de granate, los que muestran un fuerte incremento en el contenido de Fe (almandino) y menor en Mn (espesartina) hacia los bordes, acompañados por una disminución en Mg (piropo). Esa resorción parcial habría sido producida por enfriamiento durante las etapas retrógradas posteriores al pico metamórfico M2.

Geotermobarómetros utilizados

A continuación, se describirán brevemente las características de los geotermómetros y geobarómetros utilizados en este trabajo.

Geotermómetro granate-biotita

El intercambio Fe-Mg en el par granate-biotita es uno de los geotermómetros más comúnmente usados, debido a su aplicación en una gran variedad de rocas y dentro de un amplio rango de grados metamórficos. Existen numerosas versiones de este termómetro, ya sea calibradas mediante observaciones de campo, experimentos de laboratorio o calibraciones experimentales que usan diferentes modelos de mezcla no ideal para granate y biotita. La reacción de equilibrio básica es la siguiente (Ferry y Spear 1978):
piropo + annita = almandino + flogopita
Mg3Al2Si3O 12 + KFe3AlSi3O10(OH) 2 = Fe3Al2Si3O12 + KMg3AlSi3O10(OH) 2
El uso de esta calibración está restringido a composiciones de granate con bajos contenidos de Ca y Mn [(Ca+Mn)/(Ca+Mn+Fe+Mg) ≤ 0,2] y para biotitas con bajos contenidos de AlVI y Ti [(AlVI+Ti)/(AlVI+Ti+Fe+Mg) ≤ 0,15].
Calibraciones posteriores de este termómetro tuvieron en cuenta el efecto de componentes adicionales en la solución sólida, como Ca y Mn en granate o AlVI y Ti en biotita. Sin embargo, la magnitud de los efectos de las impurezas sobre el intercambio Fe-Mg entre granate y biotita, así como la presencia de Fe3+, aún no son lo suficientemente conocidas y siguen siendo temas de discusión. Esto hace difícil la elección de una calibración entre todas las versiones disponibles para este geotermómetro.
En general, el termómetro Grt-Bt funciona bastante bien en rocas de la facies de anfibolitas y de la parte de alta temperatura de la facies de esquistos verdes. En la parte más alta de la facies de anfibolitas y en la facies de granulitas, generalmente ocurre intercambio retrógrado de Fe-Mg, por lo que se obtienen temperaturas anómalamente bajas si se analizan los bordes de granate y las biotitas en contacto con granate. Sin embargo, en rocas ricas en biotita, pueden obtenerse estimaciones razonables de temperaturas prógradas máximas usando la composición del núcleo del granate y la composición de la biotita de la matriz, suponiendo que estas dos composiciones minerales estuvieron alguna vez en equilibrio (Bucher y Frey 1994).

Geobarómetro granate-silicato de aluminio-cuarzo-plagioclasa (GASP)

Esta paragénesis es muy común en las metapelitas y es una de la más ampliamente usadas como geobarómetro para rocas en facies de granulitas y anfibolitas. Se fundamenta en el intercambio catiónico de Ca entre el componente grosularia del granate y el componente anortita de la plagioclasa (Newton y Haselton 1981). Hay numerosas calibraciones disponibles para este barómetro, aunque existen grandes incertidumbres. La reacción de miembros extremos es la siguiente:
1 grosularia + 2 silicato de aluminio + 1 cuarzo = 3 anortita
Ca3Al2Si3O 12 + 2 Al2SiO5 + SiO2 = 3 CaAl2Si2O8
Esta reacción ha sido calibrada en el rango de temperatura de 900-1400ºC, por lo que su aplicación a menor temperatura requiere una extrapolación bastante grande, lo que contribuye en gran proporción a las incertidumbres en la estimación de presión con este barómetro. Una desventaja es que este barómetro tiene cierta dependencia de la temperatura asumida. Otro problema es que generalmente los granates en asociaciones naturales contienen cantidades muy pequeñas del componente grosularia.

Geobarómetro granate-rutilo-silicato de aluminio-ilmenita-cuarzo (GRAIL)

Este es otro barómetro utilizado frecuentemente en rocas en facies de granulitas y surge de la siguiente reacción:
3 ilmenita + sillimanita + 2 cuarzo = almandino + 3 rutilo
3 FeTiO3 + Al2SiO5 + 2 SiO2 = Fe3Al2Si3O12 + 3 TiO2
Este sistema fue calibrado por Bohlen et al. (1983) y es uno de los mejores barómetros disponibles para metapelitas de alto grado, ya que tiene varias ventajas: (1) fue calibrado dentro del rango P-T para el cual será generalmente usado, por lo no son necesarias grandes extrapolaciones; (2) su localización es bastante insensible a la temperatura; (3) sólo una fase (granate) o a lo sumo dos (granate e ilmenita) muestran solución sólida significativa en rocas metamórficas ordinarias; y (4) en granate e ilmenita se analizan sus componentes mayoritarios, por lo que no se requieren grandes extrapolaciones composicionales. Además, en ausencia de rutilo, este barómetro puede ser usado para estimar un límite de presión superior.

Geotermobarometría de las muestras analizadas

En este trabajo, de acuerdo con las características de las distintas calibraciones disponibles y los rangos de composición de los minerales analizados, se seleccionó para el geotermómetro granate-biotita la calibración de Holdaway et al. (1997), por ser una de las calibraciones más modernas y completas, ya que revisa y mejora las correcciones de calibraciones anteriores. Para el geobarómetro granate-plagioclasa-silicato de aluminio-cuarzo (GASP) se utilizó la calibración de Koziol (1989), con sillimanita.
A manera de control, se realizó también el cálculo de las curvas del coeficiente de distribución (KD) del geobarómetro GRAIL (granate-rutilo-silicato de aluminio-ilmenita-cuarzo) usando los valores de almandino en granate medidos para cada muestra e ilmenita pura, ya que con frecuencia la ilmenita en muestras naturales similares se aproxima a la composición ideal FeTiO3. Como las muestras analizadas no poseen rutilo, el valor obtenido con este barómetro sería un indicador de presión máxima.
Para los cálculos termobarométricos se seleccionaron puntos de granate de su zona intermedia, es decir, puntos alejados del núcleo que podrían representar las condiciones en eventos metamórficos previos de la etapa prógrada (M1), a pesar de la fuerte homogeneización sufrida, y puntos hacia dentro del borde externo modificado del granate para evitar efectos retrógrados. En el caso de biotita y plagioclasa, se utilizaron las composiciones en la matriz de la roca, alejadas de granate. Para rocas de alto grado como las analizadas, se considera que esos valores son la mejor aproximación posible a las composiciones minerales en equilibrio durante el pico metamórfico M2. Los valores promedios para cada muestra se muestran en el Cuadro 1.
Las series de inclusiones de plagioclasa en las distintas zonas del granate son muy útiles en geobarometría. Sin embargo, cuando no hay inclusiones en granate o éstas son pocas y dispersas, la interpretación de la historia de reacción debe basarse en esas pocas inclusiones o en la zonación de la plagioclasa de la matriz. En este trabajo, como no se dispone de análisis de inclusiones de plagioclasa en granate, en la muestra CA-40 se realizaron los cálculos geobarométricos con los valores del interior y borde de la plagioclasa de la matriz.

Diagrama AFM

Se utilizó la proyección AFM para rocas pelíticas con el sistema KFMASH (K2O-FeO-MgO-Al2O3 -SiO2-H2O), proyectada desde el feldespato potásico (rocas de alto grado, sin muscovita), con cuarzo en exceso. Fueron proyectados los valores de granate y biotita utilizados para los cálculos termobarométricos (Cuadro 1), considerados en equilibrio durante el pico metamórfico M2. Los valores del parámetro A (Fig. 4) son casi iguales en ambas muestras, tanto para granate (0,42-0,43) como para biotita (0,25), ya que no muestran variaciones por efecto de la sustitución tschermak (intercambio 2AlSi-1Mg-1), paralela al eje binario AM. Lo mismo ocurre con los valores del parámetro M (0,27-0,28 para granate y 0,54-0,55 para biotita), que prácticamente no muestran sustitución Fe-Mg (intercambio FeMg-1) paralela al eje binario FM. La pendiente de las líneas de conjugación de granate y biotita revela la partición de Fe y Mg entre ambos minerales en cada muestra. La paragénesis representada es Grt + Bt + Sil (campo de tres fases coexistentes).


Figura 4: Diagrama AFM proyectado desde feldespato potásico mostrando las composiciones de granate y biotita empleadas en los cálculos termobarométricos, con la paragénesis Grt + Bt + Sil.

Resultados obtenidos

A continuación se indican los resultados obtenidos de la intersección de los valores medios de los geotermómetros y geobarómetros correspondientes a cada muestra, los que son representados en la figura 5. El detalle de los cálculos termobarométricos realizados puede encontrarse en Guereschi (2000, Anexo II).
Muestra CA-40: La intersección de las curvas del termómetro Grt-Bt y del barómetro GASP (Fig. 5a) da una temperatura de 784ºC y una presión de 7,9-8,2 kb (borde e interior de plagioclasa de la matriz). Utilizando el barómetro GRAIL como control, se obtienen valores similares de temperatura (780ºC) y valores de presión inferiores (7,3 kb).
Muestra SL-29: La intersección de las curvas correspondientes al termómetro Grt-Bt y el barómetro GASP (Fig. 5b) da una temperatura de 768,7ºC y una presión de 7,7 kb. Los cálculos con el barómetro GRAIL dan valores similares de temperatura (767,4ºC) y valores de presión levemente inferiores (7,4 kb).


Figura 5: Geotermobarometría de las muestras analizadas, con la proyección de las curvas calculadas del termómetro granate-biotita (Grt-Bt) y del barómetro granate-plagioclasa-sillimanita-cuarzo (GASP) para las muestras CA-40 (a) y SL-29 (b). A manera de control se proyectan las curvas calculadas para el barómetro granate-rutilo-sillimanita-ilmenita-cuarzo (GRAIL) empleando los contenidos de almandino de las muestras respectivas e ilmenita pura.

Interpretación

Los resultados obtenidos para las muestras CA-40 y SL-29 son consistentes entre sí y dan valores análogos de presión y temperatura para los distintos geotermobarómetros utilizados, con un rango de temperatura de 768-784°C y un rango de presión de 7,7-8,2 kb (promedios de 776ºC y 7,9 kb) para el pico metamórfico M2. Esos valores superan la curva de fusión parcial del granito y son compatibles con el desarrollo de la paragénesis de alto grado en rocas pelíticas: Qtz + Pl + Bt + Grt + Sil ± Kfs y con el reconocimiento de estructuras migmáticas de tipo estromatítico en gran parte del área.
Las condiciones calculadas son intermedias entre datos obtenidos al sur del área estudiada (33° 10'LS, 740°C y 6,8 kb, Otamendi et al. 2000) y al norte de la misma (32° 00' LS, 800ºC y 8 kb, Martino et al. 1994; 800 ± 50°C y 7,8 ± 0,5 kb, Demichelis et al. 1998; 650-950°C y 7-8 kb, Otamendi et al. 1999). Esos datos indican regionalmente para la sierra de Comechingones un leve ascenso combinado de temperatura y presión en dirección NNE para el pico metamórfico M2. Considerando las sierras de Córdoba los valores máximos se hallarían en el extremo SSE (Grupo Yacanto, Martino et al. 1995) de una faja metamórfica regional, de aproximadamente 100 km de largo, extendida hacia el NNO (Macizo de San Carlos), donde aflorarían niveles más someros (Gordillo 1984, Martino et al. 1994).
Los valores calculados para el evento M2 indican condiciones metamórficas típicamente barrovianas, o de presión intermedia, durante el clímax de la colisión del terrane Pampia con el margen occidental de Gondwana (coordenadas actuales), que habría ocurrido hacia el fin de la Orogenia Pan-Africana a los 520-530 Ma (Stuart-Smith et al. 1996, Rapela et al. 1998).

Conclusiones

Se aplicó termometría Grt-Bt y barometría GASP, complementada con barometría GRAIL, a la paragénesis Qtz + Pl + Bt + Grt + Sil de los gneises biotíticos granatíferos (± sillimaníticos) del sector centro oriental de la sierra de Comechingones. Se obtuvieron promedios de temperaturas de 776ºC y presiones de 7,9 kb para el evento metamórfico principal M2. Estos resultados son compatibles tanto con los equilibrios de fases minerales observados como con la naturaleza migmática de gran parte del área. Los valores calculados para el pico metamórfico M2 indican condiciones metamórficas típicamente barrovianas durante el clímax de la colisión del terrane Pampia con el margen occidental de Gondwana, que habría ocurrido hacia el fin de la Orogenia Pan-Africana a los 520-530 Ma.

Agradecimientos

Los autores agradecen al CONICET el apoyo prestado durante todos estos años y a la SECyT (UNC). Los análisis químicos fueron realizados por los Dres. Bárbara Munn y Roberto Martino durante la estadía de éste último (Becario Externo, CONICET) como Profesor Visitante en el Virginia Polytechnic Institute and State University sito en Blacksburg, Virginia (Estados Unidos). Se agradece la asistencia técnica con la microsonda del Sr. Tod Solberg. Este trabajo es parte de la Tesis Doctoral de A. Guereschi.

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Recibido: 30 de abril, 2001
Aceptado: 10 de diciembre, 2002